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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
CENTRO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA
TESE DE DOUTORADO
A FRAGMENTAÇÃO DO GONDWANA NA
REGIÃO MEIO-NORTE DO BRASIL DURANTE O
MESOZÓICO
Tese apresentada por:
ADILSON VIANA SOARES JÚNIOR
BELÉM
2007
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UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
CENTRO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOLOGIA E GEOQUÍMICA
___________________________________________________________
TESE DE DOUTORADO
A FRAGMENTAÇÃO DO GONDWANA NA REGIÃO MEIO-NORTE DO
BRASIL DURANTE O MESOZÓICO
Tese apresentada por:
ADILSON VIANA SOARES JÚNIOR
BELÉM
2007
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Dados Internacionais de Catalogação-na-Publicação(CIP)
Biblioteca Geól. Rdº Montenegro G. de Montalvão
Soares Júnior, Adilson Viana
S676f
A fragmentação do Gondwana na Região Meio-Norte do Brasil
durante o Mesozóico. / Adilson Viana Soares Júnior; orientador,
João Batista Sena Costa. – 2007
197 f. : il.
Tese (Doutorado em Geologia) – Universidade Federal do Pará,
Centro de Geociências, Programa de Pós-Graduação em Geologia e
Geoquímica, Belém, 2007.
1. Riftes mesozóicos. 2. Evolução da paisagem. 3. Magmatismo
mesozóico. 4. Gondwana. 5. Oceano Atlântico Central. 6. Oceano
Atlântico Equatorial. 7.Região Meio-Norte. 8. Brasil. I.
Universidade Federal do Pará. II. Costa, João Batista Sena, orient.
III. Título.
CDD 20º ed.: 551.80981
Aos meus amores Danielly, Ana Luíza e Felipe
Aos meus pais Adilson e Elza
Aos meus irmãos Michelle e Hugo
AGRADECIMENTOS
A realização deste trabalho não seria possível sem a colaboração de várias
pessoas e instituições. Portanto, expresso os meus sinceros agradecimentos:
Ao Prof. Dr. João Batista Sena Costa, não apenas pela orientação, mas
também pela amizade, confiança, dedicação, compreensão e paciência durante
sete anos de convivência na Graduação, Mestrado e Doutorado;
Ao Prof. Dr. Yociteru Hasui pela amizade, incentivo e força para continuar.
Ainda pela grande ajuda e sugestões durante o exame de qualificação, e pelas
conversas sobre a Geologia da Região Norte;
Ao Prof. Dr. Maurício da Silva Borges, pela amizade, discussões acerca da
Geologia do Meio-Norte do Brasil e pelo acesso ao Laboratório de Computação
Aplicada às Geociências - COMAP;
À Profa. Dra. Ruth Léa Bemerguy, pela amizade e ajuda na busca de
literatura e discussões sobre a Geologia da Região Amazônica;
Ao Prof. Dr. Mario Vicente Caputo pelas valiosas sugestões durante o
exame de qualificação e por aceitar participar da banca de avaliação;
Ao amigo Geol. MSc. Osmar Guedes da Silva Jr. pela amizade e apoio no
Laboratório de Computação Aplicada às Geociências - COMAP da UFPa;
À equipe do Projeto Embasamento, Geol. Orlando José Barros de Araújo,
da CPRM de Belém, Geol. Dra. Lêda Maria Fraga, da CPRM do Rio de Janeiro,
Geol. MSc. Joaquim Wanderley da Petrobrás;
Ao CNPq pela concessão de bolsa de Doutorado durante o curso;
Ao Instituto de Estudos Superiores da Amazônia - IESAM, por proporcionar a
experiência docente, apoio financeiro e estrutura física;
À Petrobrás, através do PROFEX, pela ajuda durante o Projeto
Embasamento; pelo apoio logístico;
Ao Curso de Pós-Graduação em Geologia e Geoquímica (CPGG) pelo
apoio desburocratizado em todos os momentos necessários;
A todos aqueles que contribuiram para a realização deste trabalho.
RESUMO 7
ABSTRACT 9
1 APRESENTAÇÃO 11
1.1 LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO 13
1.2 OBJETIVOS 13
1.3 MÉTODOS 15
2 ASPECTOS DA GEOLOGIA DO EMBASAMENTO 18
2.1 REGIÃO CENTRAL DO AMAPÁ 18
2.2 REGIÃO DO GURUPI 21
2.3 REGIÃO DO CINTURÃO ARAGUAIA 24
3 CARACTERIZAÇÃO DAS BACIAS SEDIMENTARES 28
3.1 BACIA DA FOZ DO AMAZONAS 28
3.1.1 Estratigrafia 30
3.1.1.1 Seqüência rifte 32
3.1.1.2 Seqüência Margem Passiva 33
3.1.2 Geologia Estrutural 35
3.2 BACIA DE MARAJÓ 38
3.2.1 Estratigrafia 40
3.2.1.1 Seqüência rifte 40
3.2.1.2 Seqüência pós-rifte 42
3.2.2 Geologia Estrutural 43
3.3 SISTEMA DE GRÁBENS GURUPI 48
3.3.1 Estratigrafia 50
3.3.1.1 Formação Bragança 50
3.3.1.2 Sistema Codó-Grajaú 50
3.3.1.3 Seqüência Itapecuru-Canárias 52
3.3.2 Geologia Estrutural 54
3.4 BACIA DE GRAJAÚ 62
3.4.1 Estratigrafia 65
3.4.1.1 Formação Codó 65
3.4.1.2 Grupo Itapecuru 67
3.4.1.3 Formação Ipixuna 71
3.4.2 Geologia Estrutural 73
3.5 BACIA DO PARÁ-MARANHÃO 77
3.5.1 Estratigrafia 77
3.5.1.1 Seqüência rifte 77
3.5.1.1 Seqüência pós-rifte 80
3.5.2 Geologia Estrutural 80
3.6 BACIA DE BARREIRINHAS 85
3.6.1 Estratigrafia 85
3.6.1.1 Seqüência rifte 85
3.6.1.2 Seqüência margem passiva 88
3.6.2 Geologia Estrutural 89
4 MAGMATISMO MESOZÓICO 92
4.1 PRIMEIRO EVENTO (NEOTRIÁSSICO AO MESOJURÁSSICO) 95
4.1.1 Primeiro Pulso (Neotriássico) 76
4.1.2 Segundo Pulso (Mesojurássico) 114
4.2 SEGUNDO EVENTO (EOCRETÁCEO) 115
5 EVOLUÇÃO DO RIFTEAMENTO 118
5.1 PRIMEIRO EVENTO EXTENSIONAL 119
5.2 SEGUNDO EVENTO EXTENSIONAL 121
5.3 TERCEIRO EVENTO EXTENSIONAL 129
6 EVOLUÇÃO DA PAISAGEM 137
6.1 TRIÁSSICO 137
6.2 JURÁSSICO 139
6.3 EOCRETÁCEO 145
6.3.1 Pré-Barremiano 145
6.3.2 Barremiano 148
6.3.3 Aptiano 150
6.3.4 Albiano 155
6.4 NEOCRETÁCEO 162
7 CONCLUSÕES 168
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS 171
ANEXOS 186
Lista de Figuras
Figura 1.1: Mapa de Localização da área estudada
14
Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Estado do Amapá
19
Figura 2.2: Mapa geológico simplificado da região do Gurupi
22
Figura 2.3: Mapa geológico simplificado do Cinturão Araguaia
25
Figura 3.1: Mapa de localização da Bacia da Foz do Amazonas
29
Figura 3.2: Carta estratigráfica da Bacia da Foz do Amazonas
31
Figura 3.3: Mapa estrutural da Bacia da Foz do Amazonas
36
Figura 3.4: Seção geológica baseada em interpretação sísmica na Bacia da
Foz do Amazonas
37
Figura 3.5: Mapa de localização da Bacia de Marajó
39
Figura 3.6: Carta estratigráfica da Bacia de Marajó
41
Figura 3.7: Arcabouço estrutural da Bacia de Marajó
44
Figura 3.8: Seções geológicas baseadas em interpretações sísmicas na
Bacia de Marajó
45
Figura 3.9: Mapa de localização do Sistema de Grábens Gurupi
49
Figura 3.10: Carta estratigráfica do Sistema de Grábens Gurupi
51
Figura 3.11: Arcabouço estrutural do Sistema de Grábens Gurupi
55
3.12: Perfis geológicos baseados em interpretações de linhas sísmicas na
Bacia de Bragança-Viseu
57
3.13: Perfis geológicos baseados em interpretações de linhas sísmicas na
Bacia de São Luís
59
3.14: Perfis geológicos baseados em interpretações de linhas sísmicas na
Bacia de Ilha Nova
61
Figura 3.15: Mapa de localização da Bacia de Grajaú
63
Figura 3.16: Carta estratigráfica da Bacia de Grajaú
66
Figura 3.17: Mapa estrutural da Bacia de Grajaú
75
Figura 3.18: Perfis geológicos esquemáticos na Bacia de Grajaú
76
Figura 3.19: Mapa de localização da Bacia do Pará-Maranhão
78
Figura: 3.20: Carta estratigráfica da Bacia do Pará-Maranhão
79
Figura 3.21: Arcabouço estrutural da Bacia do Pará-Maranhão
82
Figura 3.22: Conjuntos de falhas normais da Bacia do Pará-Maranhão
83
Figura 3.23: Seção geológica esquemática na Bacia do Pará-Maranhão
84
Figura 3.24: Mapa de localização da Bacia de Barreirinhas
86
Figura 3.25: Carta estratigráfica da Bacia de Barreirinhas
87
Figura 3.26: Arcabouço estrutural da Bacia de Barreirinhas
90
Figura 3.27: Seção geológica esquemática na Bacia de Barreirinhas
91
Figura 4.1: Distribuição temporal dos registros magmáticos nas bacias
sedimentares da Região Meio-Norte do Brasil
93
Figura 4.2: Mapa ilustrando a Província Magmática Atlântico Central
(CAMP) no Eojurássico
96
Figura 4.3: Distribuição dos hotspots que influenciaram a formação do
Oceano Atlântico no Mesozóico
100
Figura 4.4: Mapa geológico simplificado da parte brasileira do Escudo das
Guianas
102
Figura 4.5: Diques mesozóicos no Estado de Roraima
104
Figura 4.6: Enxame de diques mesozóicos da região leste do Estado do
Amapá
107
Figura 4.7: Feição morfológica dos diques mesozóicos do leste do Estado
do Amapá
108
Figura 4.8: Figura ilustrando as rochas magmáticas mesozóicas no Estado
do Pará
111
Figura 4.9: Figura ilustrando as rochas magmáticas mesozóicas na região
da Bacia do Parnaíba
113
Figura 4.10: Perfis geológicos baseados em interpretações de seções
sísmicas na Bacia do Tacutu
116
Figura 5.1: Desenvolvimento do rifteamento no Neotriássico-Eojurássico
121
Figura 5.2: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (pré-
Barremiano)
123
Figura 5.3: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Barremiano)
124
Figura 5.4: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Aptiano)
126
Figura 5.5: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Aptiano)
127
Figura 5.6: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Aptiano)
129
Figura 5.7: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Albiano)
131
Figura 5.8: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Albiano)
133
Figura 5.9: Desenvolvimento do rifteamento no Eocretáceo (Albiano)
134
Figura 5.10: Desenvolvimento do rifteamento no Neocretáceo
135
Figura 5.11: Desenvolvimento do rifteamento no Neocretáceo
136
Figura 6.1: Distribuição temporal do preenchimento das bacias
sedimentares da Região Norte do Brasil e seus ambientes deposicionais.
138
Figura 6.2: Mapa paleogeográfico do Neotriássico
140
Figura 6.3: Mapa paleogeográfico do Eojurássico
141
Figura 6.4: Mapa paleogeográfico do Mesojurássico
143
Figura 6.5: Mapa paleogeográfico do Mesojurássico
144
Figura 6.6: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (pré-Barremiano)
146
Figura 6.7: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Barremiano)
149
Figura 6.8: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Aptiano)
151
Figura 6.9: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Aptiano)
152
Figura 6.10: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Albiano)
156
Figura 6.11: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Albiano)
158
Figura 6.12: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Albiano)
159
Figura 6.13: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (Albiano)
161
Figura 6.14: Mapa paleogeográfico do Neocretáceo (Santoniano)
164
Figura 6.15: Mapa paleogeográfico do Neocretáceo (Campaniano)
165
Figura 6.16: Mapa paleogeográfico do limite Cretáceo-Paleogeno
167
RESUMO
No final do Pré-Cambriano, os continentes Sulamericano, Africano, Indiano,
Antártico e Australiano formavam um único e grande complexo continental
chamado Gondwana. A partir do Mesozóico, este mega-continente passou a
experimentar esforços extensionais em várias partes do seu interior, ocorrendo
em várias escalas processos de soerguimentos regionais com ou sem
vulcanismo associado, formação de junções tríplices e de rifteamentos em vários
estágios. Estes eventos decorreram, na região meio-norte do Brasil, da
Reativação Wealdeniana ou Evento Sul-Atlantiano que incidiram no interior e na
borda da placa Sulamericana e foi acompanhado inicialmente por intenso
magmatismo essencialmente básico, seguido pelo desenvolvimento de sistemas
estruturais extensionais, tendo falhas normais lístricas ou planares como
elementos fundamentais do arcabouço de cada bacia e envolvendo reativações
de zonas de cisalhamento antigas no contexto da tectônica ressurgente. Estes
processos foram materializados, a partir do Triássico, através de soerguimentos
associados ao magmatismo em regiões de fraqueza do embasamento pré-
cambriano e nas bacias paleozóicas instaladas. As áreas soerguidas foram
intensamente erodidas e ocorreu a instalação de junções tríplices, com intenso
vulcanismo intrusivo e explosivo associado. Estes eventos estão ligados à
fragmentação do Pangea, formação do Oceano Atlântico Central e individualização
dos supercontinentes Laurásia e Gondwana. O braço do Atlântico Central na
América do Sul evoluiu para os estágios iniciais de rifteamento nas bacias da Foz
do Amazonas e vulcanismo na Bacia do Parnaíba durante o Triássico e Jurássico.
Este evento de rifteamento perdeu intensidade na região e migrou para o Caribe,
separando a América do Norte da América do Sul. A partir do início do Cretáceo
(final do Barremiano e início do Aptiano), nova fase de rifteamento surgiu na
região, agora sem vínculo com o Atlântico Central. Houve a ampliação das bacias
da Foz do Amazonas, formação da Bacia de Marajó e início de nova fase de
soerguimento e vulcanismo seguido de rifteamento na região do Arco Ferrer-
Urbano Santos, Bacia do Parnaíba, formação do Sistema de Grábens Gurupi
(Bacias de Bragança-Viseu, São Luís e Ilha Nova) e Bacia do Grajaú. Neste
processo, dois eventos distintos ocorreram, um de rifteamento com os estágios
iniciais de formação das Bacias de Bragança-Viseu e Ilha Nova, e outro de
subsidência termal, com a formação da Bacia de São Luís e Bacia de Grajaú,
7
separados por curto intervalo de tempo. Estas bacias sofreram rápido processo
de evolução, com registro de vários ambientes sedimentares, desde o fluvial,
lacustre até ingressões marinhas. No Eocretáceo, o processo de ampliação da
Bacia da Foz do Amazonas continuou e avançou para SE, resultando na formação
das bacias do Pará-Maranhão e Barreirinhas no início do Albiano. Este evento
iniciou a formação do Oceano Atlântico Equatorial, com ingressão marinha nas
bacias do Pará-Maranhão e Barreirinhas, propiciando as entradas marinhas na
bacias de São Luís e Ilha Nova e na Bacia de Grajaú, através de descontinuidades
na região da Baía de São Marcos no Maranhão e colapso parcial do Arco Ferrer-
Urbano Santos. No final do Eocretáceo, houve diminuição da movimentação nas
Bacia de Marajó, parada na movimentação do Sistema de Grábens Gurupi e
ruptura total dos continentes sulamericano e africano, com formação de crosta
oceânica e margem passiva nas bacias da Foz do Amazonas, Pará-Maranhão e
Barreirinhas. A partir do Neocretáceo, as margens leste da América do Sul e oeste
da África assumiram a sua configuração atual, sofrendo atuação da deriva e
posteriormente da Neotectônica.
8
ABSTRACT
South America, Africa, India, Antarctic and Australia continents formed a
great and complex supercontinent called Gondwana at the end of the Precambrian.
From the Mesozoic this mega-continent underwent extension and regional uplift
with volcanism associated, resulting in triple junctions which evolved to rift
systems. These events are related to the Wealdenian Reactivation or South-Atlantic
event witch took place in the interior and the boundary of the South America plate,
been followed by intense basic magmatism and extensional systems formation,
with listric and planar faults. Some basin architecture are controlled by ancient
shear zones reactivations. From Triassic the extension gave rise to uplifts
associates to the magmatism in the weakness areas of the basement, including
the Paleozoic basins in the northern Brazil. This event responds to the Pangaea
break-up, the formation of the Central Atlantic Ocean and the individualization of the
Laurasia and Gondwana supercontinents. The arm of the Central Atlantic in the
South America evolved to rift system in the Foz do Amazonas basin and volcanism
in the Parnaíba Basin during the Triassic and Jurassic. This rifting event died out
towards the south and propagated to the Caribbean region, resulting in North
America plate formation. From the early Cretaceous (end of Barremian and
beginning of the Aptian), new phase of rifting is registred in the region, without
linkage to the Central Atlantic. This had been increased the Foz do Amazonas
basin and Marajó basin formation and a new phase of uplifting followed by
volcanism and rifting concentrated at the Ferrer-Urbano Santos Arc, Parnaíba
Basin, and the formation of the Gurupi Graben System (Bragança-Viseu, São Luís
and Ilha Nova basins) and Grajaú Basin. This event includes two distinct phases:
early rifting resulting in the formation of the Bragança-Viseu and Ilha Nova basins;
and thermal subsidence with the formation of the São Luís and Grajaú basins,
separate by short time span. These basins underwent rapid evolution, with
sedimentary environment records since fluvial and lacustrine until transgressions.
In the Lower Cretaceous continued the evolution of the Foz do Amazonas Basin
witch the fragmentation propagating towards the SE, resulting in the formation of
the Pará-Maranhão Basin and Barreirinhas Basin at the beginning of the Albian.
This event is resposible for the Equatorial Atlantic Ocean individualization, with
associated transgression in the Pará-Maranhão and Barreirinhas basins, as well
in the São Luís, Ilha Nova and Grajaú Basins, controled by NE-SW fractures and
9
faults in the São Marcos Bay and by partial collapse of the Ferrer-Urbano Santos
Arc. During the Late Cretaceous it had reducted the extension at the Marajó Basin,
stopped the fragmentation in the Gurupi Graben System and the South America
and African continents were completely pulled apart, with formation of oceanic crust
and passive margins in the Foz do Amazonas, Pará-Maranhão and Barreirinhas
Basins. From the Upper Cretaceous, the east margin of the South America and the
west margin of Africa had assumed its current configuration, withchanges related
to drifting and to the Neotectonic.
10
1 APRESENTAÇÃO
O termo “Gondwana” foi sugerido em 1872, por Melicott e Blandford, para
denominar uma seqüência de rochas sedimentares não marinhas. O nome
proveio de uma antiga tribo aborígene, que se acredita ter habitado a parte central
da Índia, onde estas rochas foram encontradas.
A seção tipo desta unidade é formada por uma seqüência contínua
depositada do Neocarbonífero ao Eocretáceo, caracterizada pelo fóssil de um tipo
incomum de Glossopteris. Estudos posteriores do conteúdo fossilífero e das
características sedimentares desta formação, mostraram a existência de rochas
similares na América do Sul, África do Sul, Antártica, Austrália e outras áreas.
O Geólogo australiano Eduard Suess, em 1885, a partir destas
observações, reuniu três destas massas continentais em um supercontinente.
Trinta anos depois, o cientista alemão Alfred Wegener, em 1915, extendeu o
conceito de Suess, incluindo a Austrália e a Antártica, depois que Wilson e Bowers
descobriram flora glossopteris na Antártica, em 1913.
A partir deste período, o termo Gondwana passou a denominar o
supercontinente formado no início do Mesozóico pelas atuais massas
continentais da América do Sul, África, Antártica, Austrália e Índia.
Durante os primeiros quarenta anos do século passado, importantes
contribuições (E. Suess na Áustria; F.B. Taylor nos E.U.A; A. Wegener na
Alemanha; B. Choubert na França; A. Holmes na Grã-Bretanha; e A. du Toit na
África do Sul) incrementaram e ratificaram a idéia do Gondwana como um
supercontinente e a noção de deriva continental e mobilidade de continentes.
O Gondwana e seus processos de acresção no Pré-Cambriano e
fragmentação no Mesozóico são relativamente bem conhecidos em todo o mundo.
Vários modelos de reconstituição foram propostos no tempo, com pouca
11
diferença entre si. No Brasil, os processos de ruptura continental estão bem
estudados e descritos na margem leste, porém os que ocorreram na margem
equatorial não estão bem entendidos. Poucos trabalhos abordaram os
depocentros e sua evolução tectônica e sedimentar de forma conjunta. Existem
trabalhos diversos sobre as bacias da região, algumas mais e outras menos
estudadas, mas nenhum aborda a integração desses dados com enfoque
geotectônico. Esta tese procura preencher esta lacuna, apresentando uma
síntese do conhecimento, uniformização da linguagem e uma análise conjunta da
evolução das bacias sedimentares da Região Meio-Norte do Brasil para melhor
entender a fragmentação do Gondwana no Mesozóico e os sistemas ambientais
decorrente da atuação dos processos geológicos e geomorfológicos. Este
escopo compreende três partes, a saber: (1) Caracterização sedimentar,
estrutural e evolução tectono-sedimentar das bacias; (2) magmatismo e formação
de junções tríplices; (3) e evolução do rifteamento e paleogeografia.
A primeira parte aborda os aspectos deposicionais do preenchimento das
bacias, como a caracterização física das unidades e sequências sedimentares,
seus respectivos ambientes, conteúdo fossilífero, definição das idades e
distribuição espacial; descreve a geologia estrutural das bacias da área, tectônica
ativa durante a formação dos depocentros e suas respectivas ombreiras.
A segunda parte apresenta o magmatismo e sua atividade durante a
fragmentação do Gondwana na área estudada, através da definição da localização
geográfica dos pontos tríplices e anomalias térmicas, e seu papel na formação
dos riftes mesozóicos.
A terceira parte descreve a evolução da paisagem e paleogeografia durante
o Mesozóico, através da integração de dados, para melhor compreensão e
visualização do processo de abertura dos oceanos Atlântico Central e Equatorial,
e fragmentação do Gondwana na área pesquisada.
12
1.1. LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO
A área de estudo abrange a região do litoral dos estados do Pará, Amapá e
Maranhão e inclui as bacias mesozóicas da Foz do Amazonas, Marajó, Bragança-
Viseu, São Luís, Ilha Nova, Grajaú, Pará-Maranhão e Barreirinhas. Regionalmente,
limita-se com o Escudo das Guianas a noroeste; com o Escudo do Brasil Central
a sudoeste; e pela Margem Equatorial Atlântica a norte. Rochas do embasamento
pré-cambriano expõem-se no Escudo das Guianas, Escudo do Brasil Central e
em parte dos arcos Gurupi e Ferrer-Urbano-Santos, pertencentes ao Cráton São
Luís e Cinturão Gurupi (Figura 1.1).
1.2. OBJETIVOS
O objetivo principal desta tese é caracterizar a evolução tectônica e tectono-
sedimentar dos pulsos extensionais e transtensivos que incidiram na Região
Meio-Norte do Brasil durante o Mesozóico, em busca da compreensão dos
processos que respondem pela abertura dos oceanos Atlântico Central e
Equatorial, e a fragmentação do Gondwana na região de interesse deste trabalho.
Os objetivos específicos são:
- Sintetizar o conhecimento acerca das bacias sedimentares mesozóicas
da Região Meio-Norte do Brasil, para caracterizar e compreender a natureza, a
idade e a distribuição espacial do preenchimento;
- Caracterizar a arquitetura e a evolução dos depocentros e as ombreiras
das bacias mesozóicas;
13
1
Bacia da Foz do Amazonas
2
Bacia do Marajó
3
Bacia do Grajaú
4
Bacia de Bragança-Viseu
5
Bacia de São Luís
6
Bacia de Ilha Nova
7
Bacia de Barreirinhas
8
Bacia do Pará-Maranhão
Ombreira / arco
Falha normal
Falha transcorrente
Legenda
0º
-4º
Belém
São Luis
Rio Amazonas
Rio Xingu
Rio Tocantins
Rio Gurupi
Rio Parnaíba
Rio Araguaia
Serra dos Carajás
Serra do Tiracambu
Serra das Alpercatas
Serra do Estrondo
Rio Grajaú
Serra Grande
4º
-44º
-48º
-52º
8
1
2
3
4
5
6
7
-8º
400 km
N
- Caracterizar a atividade magmática ativa no Mesozóico, como intrusão de
diques e soleiras, derrames e desenvolvimento de pontos tríplices durante o
processo de fragmentação do Gondwana;
- Apresentar a evolução da paisagem da área estudada, através da
integração dos dados sedimentológicos, estruturais, tectônicos e
geomorfológicos.
1.3. MÉTODOS
O Grupo de Geologia Básica do Centro de Geociências da UFPA, ao qual
se vincula esta tese, priorizou, ao longo de sua história, o desenvolvimento de
investigações geológicas em escala regional, para que se pudesse delinear o
arcabouço tectono-estrutural dos terrenos pré-cambrianos e fanerozóicos da
Amazônia.
Este procedimento pautou-se na execução de seções geológicas contínuas
ao longo dos principais rios e das estradas disponíveis, preferencialmente
transversais aos trendes estruturais, e na utilização intensiva de produtos de
sensores remotos e geofísicos. Paralelamente, buscou-se parcerias com as
empresas que se encontravam realizando projetos geológicos na Amazônia,
sobretudo a CPRM e a PETROBRÁS. Desse modo, foi possível alcançar, nos
últimos anos, o entendimento tectono-estrutural de várias unidades geotectônicas
da Amazônia, com destaque para as seguintes: cinturões Guiana Central,
Tumucumaque, Itacaiunas, Pau D´arco, Gurupi e Araguaia; terrenos granito-
greenstone de Dianópolis-Almas, Rio Maria e Noroeste do Maranhão; segmentos
extensionais do Proterozóico; bacias do Amazonas, Parnaíba, Tacutu, Marajó,
Bragança-Viseu e São Luís; e os terrenos transtensivos e transpressivos do
Cenozóico. Diante dos relevantes resultados alcançados, utilizou-se o mesmo
15
procedimento durante a execução desta tese, que se desdobra nos seguintes
métodos:
1) Integração das informações geológicas disponíveis em cartas temáticas
nas escalas de 1:500.000 e 1:1.000.000 e 1:2.500.000. Todos os mapas e figuras
foram integrados e tratados nos programas ArcGIS 9 e Canvas GIS X, instalados
no Laboratório de Computação Aplicada (COMAP) da Universidade Federal do
Pará, que ofereceu o apoio necessário para a elaboração de todas as cartas
geológicas e estruturais necessárias para a execução do trabalho;
2) Interpretação de seções geológicas esquemáticas ou sísmicas
interpretadas para a caracterização da natureza das estruturas através de
procedimentos atuais da análise estrutural (RAMSAY e HUBER 1983, 1987; PARK
1983; McCLAY 1987; dentre outros). Dessa forma, buscou-se também a definição
da geometria das estruturas, das relações estruturais entre as unidades
litológicas e do sentido de movimentação através dos critérios cinemáticos;
3) Integração dos mapeamentos geológicos executados pelas diversas
empresas, sobretudo pela CPRM, com ênfase nos aspectos tectono-estruturais e
litoestratigráficos, bem como aqueles gerados pelas empresas de prospecção de
petróleo nas bacias sedimentares que interessaram para o escopo do trabalho.
Muitas dessas informações foram alcançadas através de bancos de dados
disponíveis na internet.
Como base para os mapas e perfis geológicos, foram utilizadas imagens
SRTM (Shuttle Radar Topography Mission), disponíveis para download gratuito no
sítio http://srtm.usgs.gov. Estas imagens foram tratadas com o programa Global
Mapper 7.
A nomenclatura, idades e limites entre as eras geológicas estão baseadas
na Carta Estratigráfica Internacional de 2006, editada pela Comissão Internacional
de Estratigrafia (ICS - International Commission on Stratigraphy) e pela União
16
Internacional de Ciências Geológicas (IUGS - International Union of Geological
Sciences), disponível para download no sítio http://www.stratigraphy.org/cheu.pdf
(Anexo 01).
As cores estão de acordo com a Comissão para o Mapa Geológico do
Mundo (Commission de la Carte Geologique du Monde - CCGM; Commission for
the Geological Map of the World - CGMW), disponível para download no sítio
http://www.stratigraphy.org/codeu.pdf (Anexo 02).
17
2 ASPECTOS DA GEOLOGIA DO EMBASAMENTO
2.1 REGIÃO LESTE DO ESTADO DO AMAPÁ
A Região Leste do Estado do Amapá constitui a ombreira, intensamente
erodida, da Bacia da Foz do Amazonas e a compreensão de sua constituição
litológica, geologia estrutural e geotectônica é fundamental para o entendimento
do desenvolvimento desta bacia. Nesta região estão expostas rochas do
Arqueano até depósitos aluvionares recentes (Figura 2.1). Estes conjuntos foram
divididos, por PROEMB (2004) em seis grupos, a saber:
(a) Um conjunto arqueano de rochas gnáissicas granulíticas, incluindo
charnockitos, enderbitos, granoblastitos sieno a monzograníticos e álcali-
sieníticos, e piriclasitos gabronoríticos (suítes Tartarugal Grande e Ananaí,
Piriclasito Mutum, Enderbito Cobra, Charnockitos Coatá e Iratapuru);
(b) Um conjunto indiviso, arqueano a paleoproterozóico, de gnaisses mais
ou menos migmatizados e granitóides graníticos até tonalíticos e quartzo-
dioríticos (complexos Guianense, Tumucumaque, Jari-Guaribas, Baixo Mapari,
Paru-Maratiá, Tonalito Papa-Vento, Metatonalito Cupixi), tendo corpos
metamáfico/ultramáficos e metassedimentos associados (Complexo Bacuri).
Datações indicam idades paleoproterozóicas (em torno de 2,1 Ga) na porção do
extremo sudoeste da área; no restante tem-se idades arqueanas (2,6 a 2,8 Ga),
com a particularidade de na porção leste/nordeste aparecerem também idades
menores (até 2,1 Ga);
(c) Seqüências metavulcano-sedimentares paleoproterozóicas,
representadas por metavulcânicas (anfibolitos, metatufos, xistos, metabasitos,
epidositos e rochas aluminosas), formações ferríferas bandadas e
metassedimentos (quartzitos, micaxistos, metagrauvacas, metaconglomerados e
18
MACAPÁ
Legenda
Cidades
Falhas
Fanerozoico
Proterozoico
Arqueano
0 15075
km
N
Figura 2.1: Mapa geológico simplificado do Estado do Amapá (CPRM, 2002).
xistos carbonáticos), além de corpos máficos/ultramáficos (grupos Vila Nova,
Tartarugalzinho e Ipitinga, seqüências Fazendinha, Serra Cuiapocu, Treze de Maio
e Samaúma, e Anfibolito Anatum);
(d) Rochas vulcânicas félsicas, granitóides (Granodiorito Falsino, suítes
Cigano, Mapuera, Igarapé Urucu, Carecuru, Igarapé Careta e Igarapé Castanhal) e
corpos alcalinos (Sienito Boa Macaca, Alcalinas Mapari) e máficos;
(e) Seqüência sedimentar mesozóica (Formação Alter do Chão);
(f) Sedimentos paleogênicos do Grupo Barreiras, aluvionares recentes e
depósitos detrítico-lateríticos.
Na estruturação da região destacam-se:
(a) Zonas de cisalhamento transcorrentes, de tipo dúctil a dúctil-rúptil,
sinistrais, com direções em torno de NNW-SSE a N-S na porção oriental e NW-SE
a WNW-ESE no restante da área;
(b) Zonas de cisalhamento de cavalgamento, de tipo dúctil a dúctil-rúptil,
na porção sudoeste, com as mesmas direções das zonas transcorrentes
presentes;
(c) Foliação (xistosidade, gnaissosidade, bandamento composicional)
concordante com as zonas de cisalhamento;
(d) Padrão geral amendoado ou sigmoidal condicionado pelas
ramificações e anastomoses das zonas de cisalhamento, que são curvilíneas e
têm mergulhos altos para NE e para SW.
No contexto geotectônico é reconhecido um processo colisional
paleoproterozóico (Evento Transamazônico), com subducção da paleoplaca
Oiapoque para o rumo oeste e alçamento do Cinturão Granulítico do Jari na borda
da paleoplaca Maecuru. A esse processo vinculam-se o sistema de cavalgamento
da porção sudoeste da área, o cinturão transcorrente sinistral e a foliação
20
desenvolvidos sobre conjuntos litológicos preexistentes.
Em torno de 1,0 Ga, deslocamentos intraplaca foram acomodados por
falhas transcorrentes ao longo de larga faixa WNW-ESE a NW-SE, que configura o
Lineamento Jari-Falsino, sobreposto àquela zona de sutura. Parte deste
lineamento aparece na porção sudoeste da área.
Não há registros neoproterozóicos e paleozóicos na área e a última fase de
reativação ocorreu no Mesozóico, indicada pelo enxame de diques de diabásio,
cuja faixa de incidência configura o chamado Lineamento Cassiporé, e pela
implantação da bacia que acolheu a Formação Alter do Chão.
2.2 REGIÃO DO GURUPI
Na Região do Gurupi, entre os estados do Pará e Maranhão, distinguem-se
os seguintes conjuntos litológicos (Figura 2.2):
(a) Conjunto pré-cambriano de rochas gnáissico-granitóides de
composição desde tonalítica a sienítica, mais ou menos gnaissificadas e
migmatizadas (ao norte: Suíte Tromaí, Tonalito Cândido Mendes, Granito Areal -
ao sul: Complexo Maracaçumé, Suite Sienítica Boca Nova, Tonalito Itamoari,
Granito Maria Suprema, Granito Tracuateua, Granito Mirasselvas, Granito Ney
Peixoto) e metabasitos associados;
(b) Rochas de alto grau metamórfico representadas por kinzigitos
(Kinzigito Marajupema);
(c) Conjunto pré-cambriano de supracrustais deformadas e
metamorfizadas (baixo a médio graus metamórficos), representado por filitos,
quartzitos e xistos (Grupo Aurizona ao norte e Grupo Gurupi ao sul);
(d) Seqüências sedimentares paleozóica (formações Vizeu, Igarapé de
Areia e Guamá, Serra Grande, Piriá) e mesozóica (formações Itapecuru e Ipixuna);
21
Oceano Atlântico
PARÁ MARANHÃO
0 10050
Legenda
Cenozóico
Mesozóico
Paleozóico
Proterozóico
Arqueano
Drenagem
Falhas
km
N
Figura 2.2: Mapa geológico simplificado da região do Gurupi (CPRM, 2002).
(e) Sedimentos cenozóicos, reunindo aqueles aluvionares recentes e
sub-recentes, pós-Barreiras e do Grupo Barreiras, além de depósitos detrítico-
lateríticos e arenitos caulinizados.
As estruturas marcantes nos conjuntos pré-cambrianos são:
(a) Nas porções sul e oeste, zonas de cisalhamento de tipos dúctil e
dúctil-rúptil, de empurrão com direção NE-SW e transcorrentes com direções NW-
SE e NE-SW. Elas foram geradas num regime tectônico de cavalgamento ao qual
se seguiu um transcorrente (Cinturão Transcorrente Tentugal);
(b) Padrão amendoado dos conjuntos litológicos decorrente das
ramificações e anastomoses das zonas de cisalhamento, discernível em escala
de seção delgada à de mapa;
(c) Foliação (xistosidade, gnaissosidade e bandamento) disposta
concordantemente com as zonas de cisalhamento;
(d) Nas porções norte e leste, ocorrem discretamente zonas de
cisalhamento de direção NE-SW e também NW-SE.
As rochas pré-cambrianas das porções norte e nordeste pertencem a uma
entidade geotectônica constituída de rochas mais antigas, do Arqueano, de
terreno granito-greenstone (Cráton de São Luís).
Em sua borda sudoeste desenvolveu-se um cinturão orogênico (Cinturão
Orogênico Gurupi), constituído por rochas supracrustais termo-tectonizadas e
rochas gnaíssico-granitóides, do Paleoproterozóico, bem como por porções mais
antigas.
O processo colisional envolveu duas paleoplacas, a de São Luís ao norte e
a de Belém ao sul, separadas por uma páleo-sutura (Sutura do Gurupi) no fim do
Evento Transamazônico. A paleoplaca São Luís subductou para WSW, induzindo
23
regime tectônico inicialmente de cavalgamento para o rumo ENE e tardiamente
em regime transcorrente sinistral, resultando um sistema estrutural compressivo
complicado por outro transcorrente (Sistema Transcorrente Tentugal).
2.3 REGIÃO DO CINTURÃO ARAGUAIA
Na região de Tucuruí são reconhecidos os seguintes conjuntos de rochas
(Figura 2.3):
(a) Conjunto arqueano de rochas gnáissicas granulíticas ortoderivadas
e kinzigitos (Complexo Bacajaí);
(b) Conjunto arqueano, indiviso, de gnaisses graníticos a tonalíticos, e
parcialmente migmatizado, com enclaves lentiformes de anfibolitos, xistos e
quartzitos (Complexo Xingu e Gnaisse Estrela) e biotita e/ou muscovita granitos
gnaissificados, estratóides (Suíte Plaquê);
(c) Seqüências metavulcano-sedimentares arqueanas (Grupo Grão-
Pará: metavulcanitos básicos e ácidos, formação ferrífera bandada, corpos de
minério de ferro, jaspilitos, arenitos, conglomerados, siltitos e argilitos com
camadas manganesíferas; Grupo Misteriosa: quartzitos puros e micáceos e
micaxistos; Grupo Buritirama: quartzitos, micaxistos, mármores e rochas
manganesíferas; Grupo Salobo: xistos, formações ferríferas bandadas e
quartzitos; Grupo Tapirapé: metabasaltos; Grupo São Manoel: xistos, quartzitos,
anfibolitos). Seqüências de tipo greenstone belt acham-se desfeitas em lentes
esparsas (Grupo Sapucaia: rochas metavulcânicas máficas/ultramáficas e
metassedimentos aluminosos);
(d) Seqüência metassedimentar, representada por filitos, quartzitos,
xistos, clorita xistos, metaultrabasitos (Supergrupo Baixo Araguaia/grupos Couto
Magalhães e Pequizeiro);
24
Figura 2.3: Mapa geológico simplificado do Cinturão Araguaia (CPRM, 2002).
PARÁ
TOCANTINS
MARANHÃO
0 15075
km
Legenda
Cenozóico
Mesozóico
Paleozóico
Proterozóico
Arqueano
Drenagem
Falhas
N
(e) Seqüência sedimentar paleozóica (Bacia do Parnaíba);
(f) Seqüência sedimentar mesozóica (formações Ipixuna e Itapecuru);
(g) Sedimentos recentes e depósitos detrítico-lateríticos.
Os traços estruturais principais correspondem:
(a) Na porção oeste, a zonas de cisalhamento pré-cambrianas, de
natureza dúctil ou dúctil-rúptil e tipo transcorrente, com direções variando de E-W a
NW-SE. Essas estruturas fazem parte do Sistema Transcorrente Cinzento, de
abrangência regional, em que as ramificações e anastomoses das zonas de
cisalhamento desmembram-se em corpos lentiformes (dúplexes);
(b) Na porção sudeste, as zonas de cisalhamento pré-cambrianas, de
natureza dúctil ou dúctil-rúptil e tipo empurrão, com direções variando de NNW-
SSE a N-S. Elas fazem parte do sistema de cavalgamento do Cinturão Orogênico
Araguaia;
(c) A falhas de direções ENE-WSW a NNE-SSW e WNW-ESE a NNW-
SSE, em feixes na porção oeste e esparsamente distribuídas na porção leste.
Elas afetam os diversos conjuntos litológicos, podendo ser de idades diversas
(mesoproterozóicas, paleozóicas, mesozóicas e cenozóicas);
(d) À foliação das unidades pré-cambrianas, que se dispõe
concordantemente com a geometria dos corpos litológicos e com as zonas de
cisalhamento.
O contexto geotectônico pré-cambriano envolve um evento colisional de
duas paleoplacas (Araguacema ao sul e Belém ao norte), com a paleo-sutura
demarcando pelo lado norte a faixa de rochas granulíticas (Cinturão Granulítico
Bacajá). Nesse evento formou-se um sistema imbricado de cavalgamentos
dúcteis, afetando rochas preexistentes (Complexo Xingu, Grupo Sapucaia, Suíte
Plaquê). O regime de cavalgamento para noroeste cedeu lugar a um regime
26
transcorrente sinistral, a este relacionada à formação de bacias de transtensão,
preenchidas pelas seqüências metavulcano-sedimentares mais jovens, que
foram invertidas em condições de fácies anfibolito baixa e xisto-verde. O
arrefecimento regional propiciou a formação de falhas de direções em torno de
NW e NE, no fim do Arqueano.
Outro evento colisional é reconhecido na porção sudeste, onde se
desenvolveu o Cinturão Orogênico Araguaia, via subducção para sudeste do
conjunto de paleoplacas Araguacema-Belém sob a de Porangatu, esta
aproximadamente de direção N-S e situada em Tocantins, com presumida
extensão para o norte. Ela pode relacionar-se com o Evento Transamazônico ou
Brasiliano.
Em torno de 2,0-1,8 Ga, incidiram processos de falhamento, sedimentação,
vulcanismo e plutonismo, em um evento distensivo de abrangência regional, do
qual se tem registro logo a sul da área do mapa.
Em tempos que se seguiram, ocorreu o desenvolvimento de bacias que
acolheram as seqüências paleozóicas e mesozóicas, a escultura do relevo,
implantação da rede de drenagem e formação de depósitos cenozóicos.
27
3 CARACTERIZAÇÃO DAS BACIAS SEDIMENTARES
A área de estudo abrange a região do litoral dos estados do Pará, Amapá e
Maranhão e inclui as bacias mesozóicas Foz do Amazonas, Marajó, Sistema de
Grábens Gurupi (bacias de Bragança-Viseu, São Luís e Ilha Nova), Grajaú, Pará-
Maranhão e Barreirinhas, as quais decorrem da Reativação Wealdeniana
(ALMEIDA, 1967) ou Evento Sul-Atlantiano (SCHOBBENHAUS e CAMPOS, 1984).
Esse evento, que incidiu no interior e na borda da placa Sulamericana, foi
acompanhado inicialmente por intenso magmatismo, seguido pelo
desenvolvimento de sistemas estruturais extensionais, tendo falhas normais
lístricas ou planares como elementos fundamentais do arcabouço de cada bacia
e envolvendo reativações de zonas de cisalhamento antigas no contexto da
tectônica ressurgente (HASUI, 1990).
3.1 BACIA DA FOZ DO AMAZONAS
A Bacia da Foz do Amazonas ocupa uma área de aproximadamente
268.000 km
2
, no extremo litoral norte do Brasil, entre os estados do Amapá e Pará,
entre os paralelos 0 e 5º N e os meridianos 47 e 52º W (Figura 3.1). Sua área de
sedimentação se estende da Plataforma Continental ao Cone Profundo do
Amazonas (GROSSMANN, 2002).
A origem desta bacia, segundo Azevedo (1991; 1992a), está ligada aos
processos de abertura do Oceano Atlântico Equatorial, a partir da fragmentação
Albo-aptiana do Gondwana setentrional. Rodarte e Brandão (1988) sugerem que a
evolução da bacia se iniciou no Juro-Triássico, ligada aos processos de formação
do Atlântico Central.
28
-52º -48º
4º
0º
Macapá
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
200 km
N
Legenda
1
2
2
1
2
Grábens de Calçoene e Cassiporé
(Fases Rifte 1 e 2)
Fase 3 (Evolução do Rifte 2 e conexão
com a Bacia do Pará-Maranhão)
Figura 3.1: Mapa de localização da Bacia da Foz do Amazonas.
Rezende e Ferradaes (1971) afirmam que a deriva dos continentes africano
e sul-americano iniciou após a ruptura do Gondwana na área da Bacia da Foz do
Amazonas, no Neojurássico, e se propagou através das bacias do Amazonas e
Parnaíba, tendo vários episódios magmáticos associados.
A Bacia da Foz do Amazonas é bordejada a NW por um enxame de diques
básicos aflorante, que corresponde ao registro desse episódio de ruptura. Alguns
poços perfurados pela Petrobrás igualmente amostraram em subsuperfície
rochas ígneas toleíticas com idades radiométricas entre o Neotriássico e o
Eojurássico (222 e 186 Ma) (TEIXEIRA, 1978, citado por ASMUS, 1984; BRANDÃO
e FEIJÓ, 1994) que, associadas a red beds continentais, estão incluídas na
Formação Calçoene. Um segundo e mais importante episódio de rifteamento na
área teve lugar durante o Eocretáceo (Valanginiano ao Meso-Albiano), quando
foram acumulados até 7.000 m de sedimentos sintectônicos e rochas ígneas
associadas (125 Ma) em profundos grábens, constituindo a Formação Caciporé
(MILANI et al., 2001).
3.1.1 Estratigrafia
O preenchimento desta bacia é formado por duas sequências
estratigráficas: rifte e margem passiva. Estas seqüências são limitadas por
discordâncias e podem ser correlacionadas com seqüências de idade
semelhantes em outras bacias costeiras do Brasil (Figura 3.2) (BRANDÃO e
FEIJÓ, 1994).
30
Paleogeno Neogeno
Cretáceo
Triássico
MESOZÓICO
CENOZÓICO
Paleoceno Eoceno Oligoceno Mioceno
Plioceno
Q
Pré-Cambriano
Pleist.
J
Paleozóico
CARTA ESTRATIGRÁFICA DA BACIA DA FOZ DO AMAZONAS
Período ÉpocaEra
Esp.
max.
8.000 m4.000 m2.500 m6.000 m1.000 m
Unidades
Grupo Pará
Fm. Tucunaré
Fm. Pirarucu
Fm. Orange
Fm. Marajó
Fm. Amapá
Fm. Travosas
Fm. LimoeiroFm. Cassiporé
Fm. Calçoene
Evol. Tect.
Margem PassivaRifte IIRifte I
Barrem.
Aptiano Albiano
Cenom.
Turon.
Coniac.
Santon.
Camp.
Maast.
Figura 3.2: Carta estratigráfica da Bacia da Foz do Amazonas
(Brandão e Feijó, 1994).
1.8
5.3
23.0
33.9
55.8
65.5
70.6
83.5
85.8
99.6
112
125
145.5
199.6
251
542
Tempo
(Ma)
3.1.1.1 Seqüência Rifte
A Seqüência Rifte é dividida em duas formações: Calçoene e Cassiporé.
A Formação Calçoene, do Triássico, foi depositada durante a primeira fase
rifte na bacia ligada à formação do Atlântico Central e é formada por clastos e
rochas ígneas. A segunda, do Eocretáceo (Barremiano ao Albiano), faz parte do
preenchimento do segundo rifte ligado à formação do Atlântico Equatorial e é
formada pelos clastos da Formação Caciporé.
A Formação Calçoene consiste de um pacote vulcano-sedimentar,
constituído por rochas ígneas básicas toleíticas, intercaladas com arenitos
limpos, finos a médios (BRANDÃO, 1990; BRANDÃO e FEIJÓ, 1994; MILANI et al.,
2000). As rochas vulcânicas são basaltos de granulação fina e textura subofítica, e
diques de diabásio de granulação média e textura ofítica. Interpretações de linhas
sísmicas mostraram que os contatos inferior com o embasamento ou com rochas
paleozóicas e superior com a Formação Cassiporé são discordantes. O ambiente
dos arenitos foi condiderado continental de clima árido a desértico, com fácies
flúvio-eólico-lacustre (BRANDÃO e FEIJÓ, 1994).
A idade neotriássica-eojurássica foi deduzida com base em datações K/Ar
dos derrames associados, cujos resultados, analisados com indicações
estratigráficas, mostram 186 a 222 Ma (BRANDÃO e FEIJÓ, 1994; ALMEIDA et al.,
1996).
A Formação Cassiporé é formada por folhelhos cinza-escuros com
intercalações de arenitos cinzentos, muito finos a finos, seleção moderada, e
arenitos finos a médios, limpos, bem selecionados. O contato com as unidades
superiores possui forte discordância angular. As rochas desta formação
preenchem meio-grábens ativos durante a deposição. As fácies sedimentares
caracterizam um sistema flúvio-deltáico lacustre com contribuição de turbiditos
32
(BRANDÃO e FEIJÓ, 1994). A idade desta formação se extende do Barremiano ao
Albiano através de estudo de palinomorfos, ocorrendo basaltos de idade em torno
de 125 Ma na base da unidade (BRANDÃO, 1990).
3.1.1.2 Seqüência Margem Passiva
A seqüência de Margem Passiva pode ser dividida em dois intervalos: Pré-
Amazonas, do Cenomaniano ao Mioceno (96 a 11 Ma) e Leque do Amazonas, do
Neomioceno ao Recente. O intervalo que interessa a esta tese é o Pré-Amazonas.
O intervalo Pré-Amazonas representa a deposição anterior ao
estabelecimento do Rio Amazonas como um sistema de drenagem bem
desenvolvido. Neste intervalo existem duas seqüências com ambientes variando
de flúvio-deltáico, marinho raso a marinho profundo. A primeira seqüência é
formada pela Formação Limoeiro, com sedimentos predominantemente clásticos
e se estende do Albiano ao Paleoceno. Na segunda, estão dispostas
lateralmente; a Formação Marajó, formada por clásticos não-marinhos e marinho
raso, depositados durante o Mesomioceno; a Formação Amapá, formada por
sedimentos de ambiente de plataforma carbonática rasa; e a Formação Travosas,
formada por sedimentos finos distais (BRANDÃO, 1990; BRANDÃO e FEIJÓ, 1994;
PASLEY et al., 2004; SCHALLER et al., 1971).
A Formação Limoeiro, definida por Schaller (1971), é constituída por uma
seção basal transgressiva constituída por folhelho síltico cinza escuro e siltito
cinza acastanhado e esverdeado e uma seção superior progradante formada por
arenito fino, médio a grosso, cinza claro, depositados entre o Albiano e o
Paleoceno (REGALI e UESUGUI, 1970), e relacionados a ambientes variando de
continental (fluvial entrelaçado, flúvio-deltáico) a marinho (nerítico, batial e abissal)
(BRANDÃO e FEIJÓ, 1994; MILANI et al., 2000; RODARTE e BRANDÃO, 1988). O
33
contato inferior é discordante da Formação Cassiporé e o superior é discordante
com as formações Marajó e Amapá, e concordante com a Formação Travosas.
Acima da Formação Limoeiro, encontra-se um pacote sedimentar formado
por três formações interdigitadas lateralmente, compondo um único sistema
deposicional, com ambiente costeiro e marinho (nerítico, batial e abissal).
A Formação Marajó, definida por Schaller (1971) é formada por arenito
médio a grosso, friável, representa o ambiente costeiro deste pacote. A Formação
Amapá (Schaller 1971) caracteriza-se por uma plataforma carbonática
desenvolvida entre o Paleoceno e Mioceno, como atestam datações
bioestratigráficas baseadas em foraminíferos plantônicos, nanofósseis calcários
e palinomorfos, com vários tipos de rochas carbonáticas, como biocalcirrutito na
parte interna da plataforma; biocalcarenito, calcissiltito e calcilutito na plataforma
externa; calcilutito, marga e folhelho no talude. Esta unidade representa os
ambientes nerítico e batial do pacote. A Formação Travosas não foi amostrada na
Bacia da Foz do Amazonas, porém Silva e Rodarte (1989), através de dados
sísmicos integrados entre as bacias da Foz do Amazonas, Pará-Maranhão e
Barreirinhas, a interpretaram como um mesmo pacote. Esta formação é composta
por folhelhos escuros de talude, compondo a porção batial a abissal do pacote
sedimentar.
O intervalo Leque do Amazonas é resultado do desenvolvimento do Rio
Amazonas após o soerquimento da Cordilheira dos Andes e é formado pelo
Grupo Pará, definido por Schaller (1971) e revisto por Brandão e Feijó (1994) e
consiste nas formações Tucunaré, Pirarucu e Orange.
34
3.1.2 Geologia Estrutural
A Bacia da Foz do Amazonas é resultado de três eventos estruturais com
evolução distinta durante o tempo. O primeiro, do Triássico, é resultado do intenso
magmatismo relacionado à formação do Atlântico Central e deu origem a um
meio gráben alongado, limitado por falhas normais de direção NW-SE que
abrigou as rochas vulcânicas da Formação Calçoene.
O segundo evento, do Eocretáceo, formou o sistema de grábens que
abrigou os sedimentos da Formação Cassiporé. Este gráben tem a forma
alongada na direção NW-SE e estende-se por mais de 200 km e sua ombreira é a
região leste do Estado do Amapá, incluindo sua plataforma continental submersa.
O terceiro evento, que iniciou no Albiano, está ligado ao final da separação
da América do Sul com a África e conectou a Bacia da Foz do Amazonas com a
Bacia do Pará Maranhão. Neste evento, houve a ampliação do Gráben Cassiporé,
seguido da formação de margem passiva e o início da formação das falhas
transformantes de direção ENE-WSW, que seccionou os grábens de direção NW-
SE (Figuras 3.3 e 3.4).
35
-52º -48º
4º
0º
Macapá
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
200 km
N
Legenda
Figura 3.3: Mapa estrutural da Bacia da Foz do Amazonas.
A
B
Macapá
Formação Calçoene
Embasamento Pré-Cambriano
Formação Limoeiro
Formação Cassiporé
Formações Marajó/Amapá/Travosas
Grupo Pará
Crosta oceânica
Legenda
50 km
A B
Nível do mar
Figura 3.4: Seção geológica baseada em interpretação sísmica na Bacia da Foz do Amazonas (PROEMB, 2004)
3.2 BACIA DE MARAJÓ
Sob uma espessa seqüência do Neógeno, na parte norte do Estado do
Pará, encontra-se a Bacia de Marajó, entre os paralelos 1° N e 3° S, e os
meridianos 51° e 48° W. A bacia tem a forma alongada na direção NW-SE e é
limitada a NW por falhas transformantes ligadas ao desenvolvimento mais
recente do Oceano Atlântico; a oeste pelo Arco de Gurupá, que a separa da Bacia
do Amazonas; a nordeste, pelo área denominada por Soares Jr. (2002) como
Marajó Setentrional; a SE pelo Arco do Tocantins que a separa da Bacia do Grajaú;
A bacia é formada por quatro sub-bacias denominadas Mexiana, Limoeiro,
Cametá e Mocajuba, de NW para SE, e ocupa uma área de aproximadamente
50.000 km
2
(REZENDE e FERRADAES, 1971; SCHALLER et al., 1971; MILLER e
AVENIUS, 1986; CARVAJAL et al., 1989, VILLEGAS, 1994) (Figura 3.5).
Os estudos geológicos e geofísicos desenvolvidos pela equipe técnica da
Petrobrás proporcionaram a definição da natureza dos principais elementos
estruturais da bacia, os quais estão relacionados com a fragmentação do
Gondwana e formação do Atlântico Equatorial (LUDWIG 1964; AGUIAR et al., 1966;
LANA e MILANI, 1987). A evolução tectono-sedimentar da bacia e a sua relação
com as estruturas pré-cambrianas têm sido discutidas com base em aspectos
fundamentais da dinâmica das placas, geometria de bacias extensionais e
cinemática de rifteamento (LARA, 1992; COSTA et al., 2002).
38
0º
-4º
-48º-52º
Arco
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
Arco de Gurupá
Marajó Setentrional
1
2
3
4
200 km
N
Legenda
Macapá
Belém
Arco do Tocantins
4
Sub-bacia de Mocajuba
3
Sub-bacia de Limoeiro
2
Sub-bacia de Cametá
1
Sub-bacia de Mexiana
Figura 3.5: Mapa de localização da Bacia do Marajó.
3.2.1 Estratigrafia
O preenchimento da Bacia de Marajó compreende um pacote de rochas
sedimentares depositado desde o Juro-Triássico até o Recente, atingindo
espessura de até 11 km e dividido nas sequências Rifte e Pós-Rifte (LIMA, 1987;
VILLEGAS, 1994; COSTA, et al., 2002) (Figura 3.6).
3.2.1.1 Seqüência Rifte
A Sequência Rifte é composta por dois pacotes sedimentares (MILLER e
AVENIUS, 1986; CARNES et al., 1989; CARVAJAL et al., 1989; VILLEGAS, 1994).
Segundo Galvão (1991), o pacote mais antigo deve estar vinculado aos pulsos
extensionais iniciais de formação da bacia, cuja origem é pouco conhecida, sendo
reconhecido apenas por estudos sismoestratigráficos. Carvajal et al. (1989),
baseados em interpretações de linhas sísmicas, deduziram que os estratos mais
antigos desse pacote passam concordantemente, na maioria das vezes, para os
estratos mais novos, ocorrendo às vezes truncamentos erosivos nas laterais das
fácies sísmicas. Carnes et al. (1989) sugerem que os sedimentos mais antigos
sejam de idade neocomiana (pré-barremiana), porém Lima (1987) propõe idade
juro-triássica. Com base em contrastes de padrões sísmicos com o pacote
sobrejacente, Carvajal et al. (1989) identificaram os estratos sedimentares do
intervalo sin-rifte mais antigo ao longo da sub-bacia de Cametá e em ambos os
flancos da sub-bacia de Mexiana.
O pacote mais novo, segundo Villegas (1994), relaciona-se ao estágio de
ampliação da bacia. A seção superior do pacote mais novo, descrita em poços,
compreende estratos com idades variando do Barremiano-Aptiano ao
Cenomaniano, ocorre em toda a Bacia de Marajó e é caracterizada, sismicamente,
40
+
+
+
+
+
+
+
+
v
v
v
+
+
+
+
+
+
+
v
v
v
v
v
v
Arco de Gurupá Sub-bacia de Mexiana Sub-bacia de Limoeiro Sub-bacia de Cametá Arco de Tocantins
C A R T A E S T R A T I G R Á F I C A D A B A C I A D O M A R A J Ó
Grupo Serra Grande
Grupo Trombetas
Pré-rifte Rifte Pós-rifte
Era Período Época
Esp.
Máx.
Tempo
(Ma.)
Plioceno
Mioceno
Oligoceno
Eoceno
Paleoceno
Maastrichtiano
Campaniano
Santoniano
Coniaciano
Turoniano
Cenomaniano
Albiano
Aptiano
Barremiano
CENOZÓICO
MESOZÓICO
PALEOZÓICO
Pré-Cambriano
JURÁSSICO
TRIÁSSICO
C R E T Á C E O
Neo
Eo
1.8
5.3
23.0
33.9
55.8
65.5
70.6
93.5
99.6
112
125
145.5
251
4.000
8.000
1.000
Pleistoceno
Q.
Neogeno
Paleogeno
Figura 3.6: Carta estratigráfica da Bacia de Marajó (VILLEGAS, 1994).
por amplitudes homogêneas e padrões consistindo em reflexões descontínuas
de média a alta amplitude ou ainda em reflexões do tipo hummocky, de média a
baixa amplitude (CARVAJAL et al., 1989). As análises paleontológicas revelaram
idades do Barremiano-Aptiano para os estratos mais novos do rifte, indicando
ainda que o final da sedimentação vincula-se ao Cenomaniano (95 Ma).
Segundo Galvão (1991), a seqüência rifte mais nova é formada por
sedimentos clástico-arenosos proximais depositados em ambiente continental a
transicional, variando de flúvio-deltáico/estuarino, com contribuições locais de
marinho marginal (Formação Itapecuru), além de fanglomerados de leques
aluviais junto à borda oeste falhada (Formação Jacarezinho).
Em resumo, o preenchimento da fase rifte inclui fanglomerados e arenitos
de depósitos de talus e de leques aluviais (Formação Jacarezinho) depositados
no lado oeste das sub-bacias de Mexiana e Limoeiro, e ao longo da sub-bacia de
Cametá. Avenius (1988) relatou também a ocorrência de estratos argilo-sílticos
uniformes (Formação Anajás), sobrepostos aos estratos da Formação Breves,
depositados provavelmente em grandes lagos rasos restritos às sub-bacias de
Mexiana e Limoeiro.
3.2.1.2 Seqüência Pós-Rifte
A Seqüência Pós-Rifte, segundo Schaller et al. (1971), compreende duas
unidades principais. A inferior corresponde aos sedimentos da Formação
Limoeiro (Neocretáceo/Paleoceno), constituída por arenitos friáveis, finos a
grossos, com freqüentes níveis conglomeráticos e intercalações de argilitos,
depositados em ambiente fluvial e instalados sobre a seqüência basal. A unidade
superior inclui dois pacotes sedimentares, sobrepostos concordantemente à
inferior (Formação Limoeiro), depositados em ambientes flúvio-deltáicos e
42
fluviais. O primeiro pacote refere-se à Formação Marajó, constituído por arenitos
finos, argilitos e folhelhos, depositados entre o Eoceno e o Plioceno. O segundo
pacote compreende os sedimentos da Formação Tucunaré, constituídos por
arenitos finos a médios, depositados após o Mioceno. A deposição contínua
dessa seqüência reflete processos passivos de sedimentação, ligados a uma
grande estabilidade tectônica.
Segundo Galvão (1991), a sedimentação mais recente na região de Marajó
(pós-Mioceno) não guarda, aparentemente, qualquer relação com os processos
envolvidos na evolução do rifte sotoposto, já praticamente preenchido. Estes
sedimentos correspondem a depósitos de planície costeira, representados pela
Formação Barreiras e/ou pelos sedimentos indiferenciados do sistema de
drenagem do Rio Amazonas, Grupo Pará (Formação Tucunaré).
3.2.2 Geologia Estrutural
A disposição dos depocentros e o controle dos depocentros por falhas
sugerem uma arquitetura estrutural-estratigráfica assimétrica para a bacia de
Marajó (Figuras 3.7 e 3.8), com as sub-bacias sendo separadas e segmentadas
por falhas transcorrentes de direções ENE-WSW e NE-SW (CARNES et al., 1989;
LARA, 1992; VILLEGAS, 1994). As falhas normais mestras de direção NW-SE e as
falhas transcorrentes principais de direções NE-SW e ENE-WSW limitam dois
grandes compartimentos tectônicos denominados de sub-bacias de Limoeiro e
Cametá. A sudoeste da sub-bacia de Cametá há um alto do embasamento que a
separa da sub-bacia de Mocajuba e o limite norte da sub-bacia de Limoeiro é
marcado por um feixe de falhas transcorrentes de direção NE-SW, ao longo do
qual se desenvolveu a sub-bacia de Mexiana.
43
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades 400 km
N
Legenda
1
Sub-bacia de Mexiana
2
Sub-bacia de Limoeiro
3
Sub-bacia de Cametá
4
Sub-bacia de Mocajuba
Oceano Atlântico
Zona Arari
Zona Chaves
Zona Anajás
Zona Limoeiro
Zona Tocantins
Zona Santa Rosa
Baía de Marajó
Zona Carapijó
Zona Pará
1
2
3
4
Macapá
Belém
Arco de Gurupá
Arco de Tocantins
E
1
10
W
km
a
WNW
ENE
1
10
c
ESEWNW
10
1
b
SW
NE
1
10
e
SW
NE
1
10
d
Legenda
Seqüência pós-rifte
Seqüência rifte
Seqüência paleozóica
Embasamento pré-cambriano
(a)(b)(c)
10 km
(d)(e)
20 km
A sub-bacia de Mexiana situa-se na parte norte da Bacia de Marajó, tem a
forma alongada na direção NE-SW e estende-se por mais de 150 km ao longo de
um feixe de falhas transcorrentes, com largura variando de 20 a 40 km. As bordas
noroeste e sudeste são definidas por falhas transcorrentes em um arranjo tipo
en-échelon. As bordas NW e SE são limitadas pelos lineamentos Chaves e Arari,
respectivamente (CARVAJAL et al., 1989; VILLEGAS, 1994). Às falhas
transcorrentes principais ajustam-se falhas normais secundárias, de orientação
geral E-W, definindo dois sistemas imbricados inclinados para N e para S,
caracterizando uma megaestrutura em flor negativa (VILLEGAS, 1994).
A sub-bacia de Limoeiro ocupa a parte central da Bacia de Marajó, possui
direção NW-SE e apresenta seus limites noroeste e sudeste, respectivamente,
com as sub-bacias de Mexiana e Cametá definidos pelas zonas de falhas
transcorrentes Arari e Tocantins (CARVAJAL et al., 1989); a sua ombreira acha-se
a oeste, coincide com o Arco de Gurupá e é dominada por extensas falhas
normais lístricas, com rejeitos de até 6 km (MILLER e AVENIUS, 1986; VILLEGAS,
1994; COSTA et al., 2002). Em direção a nordeste as falhas normais principais se
curvam para noroeste e se juntam ao lineamento Arari. Falhas transcorrentes
secundárias (zonas de falhas Chaves, Anajás e Pará) dividem a sub-bacia de
Limoeiro em cinco compartimentos extensionais distintos.
A sub-bacia de Cametá encontra-se na parte sul da Bacia de Marajó, é
alongada nas direções NW-SE e WNW-ESE, e está separada das sub-bacias de
Limoeiro e Mocajuba, respectivamente, pela falha transcorrente Tocantins e por
um horst isolado de orientação NNW-SSE; o seu limite sul é definido através do
Arco de Tocantins. A sua geometria é fortemente assimétrica, formada por três
pequenos depocentros limitados, no flanco oeste, por falhas normais lístricas e
planares inclinadas para NNE e com rejeitos de 1 a 3 km. As falhas normais são
46
dominantemente sintéticas que se individualizaram de SW para NE em
decorrência do abatimento dos tetos das falhas mestras (VILLEGAS, 1994).
A sub-bacia de Mocajuba ocupa também a parte sul da Bacia de Marajó,
limita-se a norte com a sub-bacia de Limoeiro, a sul e a oeste com o Cinturão
Araguaia e a leste com a sub-bacia de Cametá, e apresenta orientação geral que
se ajusta às zonas de cisalhamento submeridianas do Cinturão Araguaia. Esta
sub-bacia é composta por dois blocos geometricamente distintos, a saber: o
bloco norte é caracterizado estruturalmente por falhas planares e lístricas
inclinadas para NE e com rejeitos de até 3 km, não havendo importantes falhas
antitéticas associadas ao desenvolvimento do roll-over; O bloco sul é
caracterizado por falhas mestras planares no lado NE da sub-bacia, inclinadas
para SW e com rejeitos de até 4 km, além de falhas antitéticas planares a
sudoeste (VILLEGAS, 1994).
A relação entre as sub-bacias de Mocajuba e Cametá é feita através de um
alto do embasamento, formado por rochas do Cinturão Araguaia, que adquire
orientação NNW-SSW nessa região (VILLEGAS, 1994).
47
3.3 SISTEMA DE GRÁBENS GURUPI
O Sistema de Grábens Gurupi, definido por Azevedo (1991), se estende por
mais de 500 km ao longo da Margem Atlântica Equatorial e compreende as
Bacias de Bragança-Viseu, São Luís e Ilha Nova (Figura 3.9).
A Bacia de Bragança-Viseu ocupa uma área de aproximadamente 5.000
km
2
do nordeste do Estado do Pará e é limitada, a norte, pela Plataforma de Ilha
de Santana, a sudeste pelo Arco de Gurupi, que a separa da Bacia de São Luís, a
sul pelo Cráton São Luís e Zona de Cisalhamento Tentugal e a oeste pela região
Marajó Setentrional (SOARES JR., 2002). Sua estratigrafia é pobremente
conhecida. Apenas coberturas muito finas do Neogeno e Quaternário afloram na
região da bacia e a sua estratigrafia é conhecida através de dois poços,
perfurados na década de 60 e três linhas sísmicas, executadas pela Petrobrás
(AZEVEDO, 1991).
A Bacia de São Luís localiza-se no extremo noroeste do Estado do
Maranhão, é alongada no sentido WNW-ESE e é limitada a norte pela Plataforma
de Ilha de Santana e pelo Cráton São Luís, a sul pelo Arco Ferrer-Urbano Santos
que a separa da Bacia de Grajaú, a leste pelo Alto de Curupu, que a separa da
Bacia de Ilha Nova, e a oeste pelo Arco Gurupi, que a separa da Bacia de
Bragança-Viseu.
A Bacia de Ilha Nova constitui o elo de ligação entre as bacias de São Luís
e Barreirinhas. Limita-se a norte com a plataforma de Ilha de Santana; a oeste
com o Alto de Curupu, que a separa da Bacia de São Luís; a sul com o Alto de
Rosário; e a leste tem continuidade na Bacia de Barreirinhas.
48
Figura 3.9: Mapa de localização do Sistema de Grábens Gurupi.
3.3.1 Estratigrafia
O preenchimento sedimentar das bacias do Sistema de Grábens Gurupi é
constituído por unidades litoestratigráficas do Cretáceo, pertencentes às
formações Bragança, Grajaú, Codó e Itapecuru, e do Neogeno representado pela
Formação Pirabas e pelo Grupo Barreiras, existindo um período sem registros
litológicos no intervalo Cenomaniano-Aquitaniano (ARANHA et al., 1990; IGREJA,
1992) (Figura 3.10).
3.3.1.1 Formação Bragança
A Formação Bragança se encontra na base da coluna estratigráfica da
Bacia de Bragança-Viseu e Ilha Nova e é composta, predominantemente, de
arenitos médios a grossos e, secundariamente, de conglomerados e siltitos
verdes e comumente sílex. Encontra-se sobreposta discordantemente ao
embasamento, e em continuidade deposicional com a seqüência Codó-Grajaú,
que a sobrepõe (LIMA e ARANHA 1993). Esta formação é interpretada, por Pedrão
(1992) e Lima e Aranha (1993), como um sistema de leques aluviais, depositados
durante o primeiro episódio extensional que deu origem aos riftes. A Formação
Bragança não ocorre na Bacia de São Luís.
3.3.1.2 Sistema Codó-Grajaú
O Sistema Codó-Grajaú é formado por sedimentos clásticos grossos da
Formação Grajaú e por pelitos escuros, carbonatos, anidritas, e arenitos finos da
Formação Codó. Carneiro (1974) assinalou uma equivalência cronoestratigráfica
por interdigitação entre os arenitos da Formação Grajaú e os folhelhos da
50
TEMPO
(Ma)
Época
ERA
PLEISTOCENO
PLIOCENO
MIOCENO
BRAGANÇA - VISEU
SÃ O LUIS
CARTA ESTRATOGRÁFICA DO SISTEMA DE GRÁBENS GURUPI
OLIGOCENO
EOCENO
PALEOCENO
1.8
23
55.8
65.5
99.6
112
125
145.5
251
542
10987654321
JURÁSSICO
M E S O Z Ó I C O
C R E T Á C E O
EO
NEO
C E N O Z Ó I C O
FAIXA MÓVEL
GURUPI
CRÁTON DE SÃO LUÍS
TURONIANO
CONIACIANO
SANTONIANO
CAMPANIANO
MAASTRICHT.
CENOMANIANO
ALBIANO
APTIANO
EO
NEO
PRÉ-CAMBRIANO
+ + + + + + + + + + + + + + + + + + +
ILHA NOVA
?
PALEOZÓICO
TRIÁSSICO
Período
PALEOGENO
NEOGENO
10 - Seqüência Pirabas-Barreiras
9 - Formação Areinhas
(Gr. Humberto de Campos)
8 - Formação Periá (Gr. Caju)
7 - Seqüência Itapecuru Superior
6 - Seqüência Itapecuru Médio
5 - Seqüência Itapecuru Inferior
4 - Seqüência Codó-Grajaú
3 - Formação Bragança
2 - Formações Paleozóicas
1 - Formação Bequimão
Figura 3.10: Carta estratigráfica do Sistema de Grábens Gurupi (LIMA e ARANHA,
1993).
Formação Codó. Aranha et al. (1990) reuniram essa seqüência sedimentar sob a
designação de Sistema Codó-Grajaú.
A Formação Grajaú é composta por arenitos com intercalações de argilitos
vermelhos. Os arenitos, de cor branca a creme, são finos a conglomeráticos, com
grãos arredondados e exibem estratificações cruzadas e plano-paralelas,
representando um ambiente fluvial a transicional (CARNEIRO, 1974; PEDRÃO,
1992).
A Formação Codó, segundo Mesner e Wolldridge (1964), é composta por
três unidades: a basal constituída por folhelhos negros e betuminosos com
intercalações de níveis carbonáticos altamente fossilíferos e anidritas, indicando
um ambiente lacustre com ciclos evaporíticos e breves invasões marinhas; a
intermediária com arenitos brancos a esverdeados, mal selecionados e
micáceos, característicos de ambiente marinho transgressivo; a superior
constituída de folhelhos cinza-esverdeados, físseis, com gastrópodos marinhos,
representando também ambiente marinho transgressivo.
Batista (1992) realizou análise de palinomorfos e microfósseis nas
formações Codo e Grajaú e constatou que possuem conteúdo polínico
diversificado. Esta autora sugere que estas formações possuem ambiente
deposicional costeiro ou litorâneo de clima quente semi-árido pela presença
abundante pólens do gênero Classopollis e Afropolis. A presença de matéria
orgânica amorfa e lenhosa sugere ambiente de águas calmas com influência de
águas correntes. A influência de águas correntes ou fluviais é sugerida também
pela presença de esporos do grupo Perotriletes. Há ainda a presença de
dinoflagelados e carapaças quitinosas de foraminíferos, indicando influência
marinha durante a deposição. Fragmentos de carapaças quitinosas de
conchostráceos indicam ambiente transicional de água doce e salobra na base
do membro Codó Inferior, seguido do aparecimento de carapaças quitinosas de
52
foraminíferos e cistos de dinoflagelados nas porções superiores do Codó Inferior,
indicando transição de ambiente de água doce para água marinha. Esta autora
indicou a presença de equinodermas na Formação Codó. Estes estão
associados a ostracodes e dinoflagelados, confirmando o ambiente marinho.
3.3.1.3 Seqüência Itapecuru-Canárias
A Seqüência Itapecuru-Canárias é constituída por arenitos médios a finos e
conglomerados intercalados com folhelhos e siltitos de cor avermelhada a cinza.
Esta seqüência sofre sensíveis mudanças em suas características litológicas, de
oeste para leste, resultando inclusive na mudança da denominação das
unidades. A oeste é representada por arenitos, siltitos, conglomerados e
folhelhos vermelhos, recebendo a denominação de Formação Itapecurú,
ocorrendo nas bacias de Bragança-Viseu e São Luís, e na porção leste da Bacia
de Ilha Nova. Em direção a leste, passa a ser constituída por arenitos e folhelhos
cinza, recebendo a denominação de Grupo Canárias, na parte leste da Bacia de
Ilha Nova e Bacia de Barreirinhas (AZEVEDO, 1991; LIMA e ARANHA, 1993; LIMA et
al., 1994; PEDRÃO, 1992).
Os sedimentos dessa seqüência foram depositados durante o Albiano, na
fase de maior intensidade tectônica da região e representam um ambiente
predominantemente fluvial, com algumas ingressões marinhas. Foi subdividida
por Pedrão (1992) em três porções (inferior, médio e superior) que refletem as
principais etapas de desenvolvimento da fase rifte.
O Itapecurú Inferior corresponde à sedimentação ocorrida a partir do
Neoaptiano ao Eoalbiano, quando ocorre uma aceleração no processo de
rifteamento. Distribui-se por todo o Sistema de Grábens Gurupi, apresentando
depocentros junto à falhas ativas na época. Nas bacias de São Luís e Ilha Nova,
53
há o registro de palinomorfos (cistos de dinoflagelados e testas quitinosas de
foraminíferos) nos sedimentos Itapecurú Inferior, que indicam influência marinha.
Na Bacia de Bragança-Viseu, não há presença de palinomorfos marinhos
(PEDRÃO, 1992; LIMA e ARANHA, 1993; LIMA et al., 1994).
O Itapecurú Médio corresponde à sedimentação ocorrida durante o
Eoalbiano ao Mesoalbiano. Ocorre nas três bacias do Sistema de Grábens
Gurupi, apresentando ambiente deposicional continental. A predominância de
exemplares de palinomorfos do gênero Perotriletes indica ambiente fluvial
(PEDRÃO, 1992).
O Itapecurú Superior corresponde à sedimentação ocorrida do Mesoalbiano
ao Neoalbiano. Ocorre nas três bacias do Sistema de Grábens Gurupi, com
ambiente deposicional variando de continental a oeste, passando para marinho
no extremo leste da Bacia de São Luís e na Bacia de Ilha Nova (PEDRÃO, 1992).
Esta porção representa o último importante ciclo sedimentar no Sistema de
Grábens Gurupi (LIMA e ARANHA, 1993).
3.3.2 Geologia Estrutural
Estruturalmente, o Sistema de Grábens Gurupi é caracterizado por um
complexo de fossas tectônicas de direção NW-SE a E-W e é limitado a norte pela
Plataforma de Ilha de Santana, a sul pelo Cinturão Tentugal, Arco Ferrer-Urbano
Santos e Plataforma de Sobradinho. As bacias são separadas pelos arcos de
Gurupi e Curupú (LIMA e ARANHA, 1993) (Figura 3.11). Existem poucos trabalhos
publicados sobre as bacias de Bragança-Viseu e Ilha Nova, ficando seu
entendimento estrutural comprometido. Os dados aqui apresentados sobre estas
três bacias são corroborados por interpretações do mapa estrutural e algumas
seções geológicas disponíveis.
54
Falha normal
Arco
Falha transcorrente
Cidades
-47º
-1º
-3º
150 km
N
Legenda
-45º -43º
Bragança
São Luís
A Bacia de Bragança-Viseu é limitada a norte pelo Alto de Tromaí, a sul pelo
Alto do Guamá, a oeste pelo Alto de Tracuateua e a leste pelo Arco de Gurupi, que
a separa da Bacia de São Luís. Possui direção NW-SE e é formada por três
grábens: o Baixo de Caeté, localizado próximo à borda norte, o Baixo de Piriá,
próximo ao limite sul e o baixo de Tentugal situado a noroeste. Os baixos de
Caeté e Piriá são separados por uma descontinuidade de direção NE-SW,
interpretada como uma feição de transferência, ativa durante as fases de
formação da bacia (AZEVEDO, 1991; LIMA e ARANHA, 1993). O baixo de Tentugal
é separado dos demais por um alto, cuja parte aflorante corresponde aos
granitóides da região do Município de Tracuateua-PA (Figura 3.12).
As falhas normais da Bacia de Bragança-Viseu possuem direção NW-SE
nas bordas e direções variando de NW-SE, E-W e NNW-SSE dentro dos grábens.
As falhas normais da borda sudoeste definem um sistema imbricado de falhas
normais lístricas inclinadas para NE. A borda nordeste é caracterizada por falhas
normais em escada, fortemente inclinadas para sudoeste. (ARANHA et al., 1992).
As falhas normais internas da bacia às vezes possuem aspecto sinuoso,
cortadas em sua maioria por falhas transcorrentes de direção NE-SW.
O Baixo de Piriá é formado por três depocentros principais: o primeiro a sul,
o segundo na parte central e o terceiro na porção nordeste. O primeiro é separado
do segundo por um alto de direção WNW-ESE e o o segundo é separado do
terceiro por outro alto de direção NW-SE, oblíquo às falhas da borda norte. Os três
depocentros formam um baixo fracamente assimétrico para SW. O Baixo de Caeté
é fortemente assimétrico e possui apenas um depocentro, junto às falhas da
borda norte. O Baixo de Tentugal é um pequeno depocentro, descrito apenas no
trabalho de Lima e Aranha (1993), junto às falhas da borda sul, no extremo oeste
da bacia.
56
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
HG
0
1000
2000
3000
ms
Baixo de Caeté
Sub-bacia
de Tentugal
Alto de Tromaí
Alto do Guamá
?
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+ +
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+ +
+
+
+
0
1000
2000
3000
Arco de Gurupi
Baixo de Piriá
A
B
ms
Alto do Guamá
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
C D
0
1000
2000
3000
Alto de Tromaí
ms
Baixo de Piriá
Eocretáceo
+ +
+
Pré-Cambriano
Neocretáceo
Cenozóico
Legenda
Baixo de Caeté
Alto de Tromaí
Alto do Guamá
+
F
0
1000
2000
3000
E
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
ms
20 km
Figura 3.12: Perfis geológicos baseados em interpretações de linhas
sísmicas na Bacia de Bragança-Viseu (Igreja, 1992; Lima & Aranha, 1993)
(Localização na Figura 3.9).
A Bacia de São Luís é um gráben limitado por falhas normais, posicionado
na porção central do Sistema de Grábens Gurupi e se estende na direção E-W. Os
limites laterais são: a oeste o Arco de Gurupi, que a separa da Bacia de Bragança-
Viseu; e a leste o Arco de Curupu, que a separa da Bacia de Ilha Nova
(CERQUEIRA e MARQUES, 1985). Ao norte, o limite é uma zona de flexura
caracterizada por blocos falhados (ASMUS e GUAZELLI, 1981), que representa a
transição para a Plataforma de Ilha de Santana. O limite sul é o Arco Ferrer-
Urbano Santos, que a separa da Bacia de Grajaú (Figura 3.13).
A Bacia de São Luís é constituída de altos e baixos estruturais confinados
por falhas normais de direções WNW-ESE e NW-SE e falhas transcorrentes de
direção NE-SW e regiões de plataforma em que Lima e Aranha (1993)
individualizaram a sub-bacia de Maracaçumé, na região noroeste, a sub-bacia de
Bacuri, na região nordeste e e sub-bacia de Bequimão, a sudeste. Outras feições
estruturais importantes são o Alto do Rio Paraná e as falhas de Paracaí e Turiaçu
(BATISTA, 1992). As falhas normais podem alcançar rejeitos verticais da ordem de
2.000 m (MESNER e WOOLDRIDGE, 1964).
A borda sudoeste é formada por um sistema imbricado de falhas lístricas
que mergulham para nordeste e um sistema imbricado antitético do lado
nordeste, mergulhando para sudoeste. Estes sistemas são cortados
perpendicularmente por falhas transcorrentes NW-SE (ARANHA et al., 1992).
A sub-bacia de Maracaçumé é composta pelos baixos de Maracaçumé e
Turiaçu a sul, e o de Santa Helena a norte, separados pelo Alto do Rio Paraná na
região central. Essas feições encontram-se articuladas por falhas de direção NW-
SE, cortadas por feições de direção N30E, que Lima e Aranha (1993)
interpretaram como elementos de transferência, devido a taxas diferenciadas de
estiramento durante a formação dos riftes. Há ainda estruturas de direção E-W
58
A B
0
-2000
-1000
-3000
m
25 km
0
1
2
s
4 km
C D
Figura 3.13: Perfis geológicos baseados em interpretação de linhas sísmicas
na Bacia de São Luís (Aranha et al., 1990) (Localização na Figura 3.9).
Sedimentos proterozóicos
Embasamento Pré-Cambriano
Formações Codó-Grajaú
Paleozóico
Legenda
Cenozóico
Formação Itapecuru
Falha normal
Indicação de movimento transcorrente
que contribuiram como modificadores transpressionais, responsáveis pelo
modelamento estrutural pós-deposicional da sub-bacia.
A sub-bacia de Bacuri foi individualizada por Lima e Aranha (1993) através
de uma expressiva anomalia gravimétrica entre as plataformas de Jerusalém, a
sul e Plataforma de Ilha de Santana a norte e, de acordo com o mapa Bouguer, a
região de borda da Plataforma de Ilha de Santana é caracterizada por falhas de
rejeito vertical significativo.
A sub-bacia de Bequimão apresenta a forma de uma extensa calha de
direção E-W, onde ficou aprisionada a seção mais significativa da Formação
Bequimão. Para sul, esta sub-bacia constitui-se de um alto flexural, em direção à
Bacia de Grajaú, sob a forma de uma plataforma rasa pouco estruturada, onde
predominam falhas normais de pequeno rejeito. Uma tectônica transcorrente foi
ativa no Neocretáceo e formou estruturas como flores positivas ou negativas e
estruturas en-échelon, que indicam uma forte influência de componentes
transpressivos dextrais durante a fase de evolução da sub-bacia (LIMA e ARANHA,
1993).
A Bacia de Ilha Nova divide-se em dois meio-grábens (leste e oeste)
separados por uma falha de transferência, ambos com depocentro junto às falhas
do borda norte. No meio-gráben oeste, as principais feições estruturais são falhas
antitéticas nas bordas sul e norte. A sul desenvolve-se um roll-over condicionado
pelo Alto de Curupú e a norte ocorrem inversões associadas a degraus da
Plataforma de Ilha de Santana. No meio-gráben leste ocorrem falhas antitéticas
apenas na borda norte (LIMA e ARANHA, 1993) (Figura 3.14).
60
Alto de Curupu Plataforma de
Ilha de Santana
A B
10 km
2,5 km
C D
A
B
São Luís
C D
Seqüência Itapecuru-Canárias
Paleozóico
Grupo Caju
Cenozoico
Legenda
Formação Bragança
Grupo Humberto de Campos
Contato inferido
Embasamento Pré-Cambriano
Figura 3.14: Perfis geológicos baseados em interpretação de linhas sísmicas na
Bacia de Ilha Nova (ARANHA et al., 1990).
3.4 BACIA DE GRAJAÚ
A Bacia de Grajaú está localizada no leste do Estado do Pará e oeste do
Estado do Maranhão e abrange uma área de aproximadamente 180.000 km
2
.
Corresponde a uma estrutura extensional do Cretáceo, instalada a partir do último
pulso extensional do evento de fragmentação do Gondwana, que resultou na
abertura do Atlântico Equatorial, pela reativação parcial da arquitetura da Bacia do
Parnaíba (Figura 3.15).
A Bacia de Grajaú recobre rochas do Paleozóico e Triássico-Jurássico da
Bacia do Parnaíba e rochas pré-cambrianas dos cinturões de cisalhamento
Gurupi e Araguaia e do Cráton São Luís, e regionalmente mergulha suavemente
para norte (AZEVEDO, 1991; GÓES, 1995).
O termo utilizado para designar esta bacia, assim como sua evolução
tectônica, são assuntos polêmicos e controversos, e foram modificados/
propostos por vários autores através do tempo.
Os sedimentos cretáceos da região leste do Estado do Pará e oeste do
Maranhão sempre foram relacionados como o último ciclo de sedimentação da
Bacia do Parnaíba, estando vinculados à evolução tectônica desta bacia, desde
tempos paleozóicos.
Os primeiros autores a mencionar que a seqüência cretácea da Bacia do
Parnaíba seria uma unidade geotectônica distinta foram Rezende e Pamplona
(1970), que a chamaram de Bacia Epicontinental do Maranhão, limitada a norte
pelo Arco Ferrer-Urbano Santos. Segundo estes autores, a Bacia Epicontinental
do Maranhão teria se formado no Eocretáceo, com a deposição dos sedimentos
marinhos da Formação Corda, seguidos dos depósitos marinhos restritos da
Formação Codó.
62
Figura 3.15: Mapa de localização da Bacia de Grajaú (Modificado de GOES e
COIMBRA, 1996).
-4º
-8º
-44º
-48º
Belém
São Luis
Serra do Estrondo
Serra Grande
Arco Ferrer-Urbano Santos
Serra das Alpercatas
Serra do Tiracambu
Teresina
Arco Xambioá-Teresina
Arco
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
Limite aproximado da bacia
400 km
N
Legenda
Arco do Tocantins
Miller e Avenius (1986) mencionaram a existência de um gráben mesozóico
de direção N-S na região da Bacia do Parnaíba e nomearam de Gráben Grajaú.
Azevedo (1991) chamou a área de ocorrência da Seqüência Codó-Grajaú
de Bacia de Codó, e incluía esta unidade nas bacias de Bagança-Viseu, São Luís,
Ilha Nova e ainda na Bacia Epicontinental do Maranhão de Rezende e Pamplona
(1970). Este autor descreveu a evolução das bacias de São Luís, Bragança-Viseu
e Codó de forma conjunta, ocorrendo dois processos simultâneos de formação
de bacia durante o Aptiano: um com lenta subsidência regional, sem formação
expressiva de falhas na crosta superior, com aspecto de mecanismo termalmente
induzido, que formou a Bacia de Codó, do tipo sag; e o segundo envolvendo
cisalhamento simples, caracterizado por falhas de grandes rejeitos, subsidência
e estiramento heterogêneo, que gerou as bacias de Bragança-Viseu, São Luís e
Ilha Nova.
Góes (1995), Góes e Coimbra (1996) e Góes et al., (1999) chamaram a
seqüência cretácea da Bacia do Parnaíba de Bacia de Grajaú, de acordo com
características distintivas, relacionadas a sua gênese, estilo tectônico,
preenchimento e idade, limitada a sul pelo Arco Xambioá-Teresina, a leste pelo
Lineamento Rio Parnaíba, a oeste pelo Lineamento Tocantins-Araguaia e a
noroeste pelo Arco de Tocantins.
Borges et al. (1997) reconheceram a Bacia de Grajaú de Góes e Coimbra
(1996) e a chamaram de Bacia do Capim, que corresponde a um hemigráben
com a forma de um triângulo, segmentado em vários compartimentos alongados
na direção NE-SW, cujo depocentro principal situa-se no lado oeste e estende-se
na direção N-S, no eixo do Rio Capim e abrigou os sedimentos da Formação
Ipixuna.
64
O estágio inicial de desenvolvimento desta bacia, segundo Rezende e
Pamplona (1970) e Azevedo (1991) ocorreu a partir de lenta subsidência regional,
sem formação expressiva de falhas na crosta superior, com aspecto de
mecanismo termalmente induzido, formando uma bacia do tipo sag. Os
sedimentos depositados nesta fase foram os da Seqüência Codó-Grajaú.
Rossetti et al., (2001) sugeriram, através de estudos sedimentológicos de
depósitos aptianos e albianos, que a deposição ocorreu sob a influência de forte
atividade sísmica. Estes autores encontraram sedimentos contínuos deformados
por estruturas rúpteis e dúcteis entre depósitos não deformados.
3.4.1 Estratigrafia
A estratigrafia desta bacia é dada pela seqüência cretácea da Bacia do
Parnaíba, que foi destacada como unidade geotectônica distinta como descrito
acima, composta pelas formações Grajaú, Codó, Itapecuru, Ipixuna, Tiracambu,
Açailândia, Sá e Seqüência Holocênica, não ultrapassando 900 m de espessura
(CAVALCANTE, 1996; BORGES et al., 1997; GÓES et al., 1999) (Figura 3.16).
3.4.1.1 Formação Codó
A Formação Codó que ocorre na Bacia de Grajaú possui a mesma
composição da que ocorre no Sistema de Grábens Gurupi (folhelhos negros e
betuminosos com intercalações de níveis carbonáticos e anidritas, arenitos
brancos a esverdeados e folhelhos cinza-esverdeados), diferenciando apenas na
associação de fácies, onde ocorrem ambientes relacionados à borda de lago,
com sistemas deltáicos associados e estruturas sedimentares ligadas a eventos
sísmicos durante a deposição.
65
Neo
Eo
Meso
Era Período Época
Tempo
(Ma.)
Plioceno
Mioceno
Oligoceno
Eoceno
Paleoceno
Maastrichtiano
Campaniano
Santoniano
Coniaciano
Turoniano
Cenomaniano
Albiano
Aptiano
Barremiano
CENOZÓICO
MESOZÓICO
PALEOZÓICO
PRÉ-CAMBRIANO
JURÁSSICO
TRIÁSSICO
CRETÁCEO
Neo
Eo
1.8
5.3
23.0
33.9
55.8
65.5
70.6
93.5
99.6
112
125
145.5
251
Pleistoceno
Q.
Neogeno
Paleogeno
Arco do Tocantins
Serra do Tiracambu
Limite oeste
Neo
Eo
Meso
Rhaetiano
Noriano
Carniano
Ladiniano
Anisiano
Olenekiano
Induano
Tithoniano
Kimmeridgiano
Oxfordiano
Calloviano
Bathoniano
Bajociano
Aaleniano
Toarciano
Pliensbachiano
Sinemuriano
Hettangiano
Unidades
Formação Mosquito
Fm. Pastos Bons
Formação Corda
Formação Sardinha
Fms. Codó/Grajaú
Formação Itapecuru
Formação
Ipixuna
Fm.Cu-
jupe
Fm. Tiracambu
Fm. Pirabas
Formação Sá
Fm. Pós-Barreiras
Formação Barreiras
Figura 3.16: Carta estratigráfica da Bacia de Grajaú (Baseada em GÓES e FEIJÓ,
1994; CAVALCANTE, 1996).
Paz e Rossetti (1999) identificaram duas associações de fácies na
Formação Codó: Lago salino central, composto por folhelhos de composição
betuminosa depositados em ambiente de baixa energia e em condições
redutoras, pela abundância de pirita e ostracodes indicando ambiente
deposicional restrito com tendência à hipersalinidade e; Lago salino marginal,
com ambiente caracterizado por fluxo com energia variável, evidenciado pela
presença de lamito microbial, grainstone ostracoidal e packstone-grainstone
oolítico/pisolítico.
Nesta formação, há a presença de estruturas sedimentares ligadas a
eventos sísmicos, tais como estrutura de dentes molares, complexas dobras
convolutas, falhas e fissuras e laminações convolutas irregulares (ROSSETTI e
GÓES 1999).
A deposição da Formação Codó teve início num ambiente essencialmente
oxidante e sutil influência marinha. Evoluiu para um ambiente em que aumentou a
contribuição de elementos marinhos e continentais, com alternância de ciclos
anóxidos-disóxidos. A passagem Aptiano-Albiano é caracterizada pela diminuição
de palinomorfos continentais e o máximo de anoxia durante a deposição. A
deposição desta unidade é fechada, com uma fase de mar alto, e aumento da
proporção de palinomorfos continentais (ANTONIOLI, 2001; ANTONIOLI et al.,
2002).
3.4.1.2 Grupo Itapecuru
A Formação Itapecuru foi promovida a grupo por Rossetti e Truckenbrodt
(1997), através de estudos de afloramento. Estes autores a dividiram em três
seqüências sedimentares, que denominaram de Unidade Indiferenciada,
Formação Alcântara e Formação Cujupe.
67
Pedrão et al. (1993) dataram a Formação Itapecuru como eo-mesoalbiana
através do reconhecimento da Zona Elateropollenites jardinei, sugerindo uma
condição climática quente e árida em função da presença de pólens poliplicados
e exemplares dos gêneros Afropolis e Classopollis.
Carvalho (1996) interpretam com base no arranjo espacial de litofácies dos
afloramentos da região de Castanhede-Itapecuru Mirim, a existência de barras de
desenbocadura fluvial e ou depósitos de frente deltáica, construídas a partir do
aporte sedimentar fluvial em um corpo aquoso, como um lago raso e
relativamente calmo.
Anaisse Jr. et al. (1999) estudaram os sedimentos de idade neoalbiana e
cenomaniana da região de Açailândia-MA na parte centro-oeste da Bacia de
Grajaú e identificaram estruturas sedimentares geradas por corrente de maré e
estruturas geradas por ondas e descreveram quatro associações de fácies,
correspondentes aos ambientes deposicionais de canal fluvial, laguna, canal de
maré e shoreface/foreshore, caracterizando um sistema estuarino lagunar.
Segundo os autores, estas estruturas sugerem a influência de tempestades
normais e freqüentes na pelocosta da Bacia de Grajaú. Estruturas scour-and-fill
requerem atuação de ondas muito poderosas e os autores as associaram a
atividade sísmica na Bacia de São Luís ou na Bacia de Grajaú. O quadro
ambiental proposto por estes autores foi de bacia com influência marinha, com
ligação com o oceano através da Bacia de São Luís, com forma de uma baía
muito grande ou um mar marginal, com característica transgressiva e costa
dominada por ondas.
Dias-Lima e Rossetti (1999), estudando afloramentos do Neocretáceo da
porção NE da Bacia de Grajaú, na região entre o Arco Ferrer-Urbano Santos e o
Lineamento Rio Parnaíba, identificaram ambiente deltáico posicionado na porção
proximal de um estuário dominado por onda, com desenvolvimento de vale
68
incisivo de direção NE-SW. Esta definição se deu por três associações de fácies:
(1) Barra de desembocadura, caracterizado por lobos de arenitos com
granocrescência ascendente, estratificação cruzada e sigmoidais, superfícies de
reativação com recobrimento argiloso, laminação cruzada gerada por onda e
corrente unidirecional. Há ocorrência de arenitos maciços convolucionados
associados a falhas de crescimento. A assembléia icnológica indica ambiente de
alta energia com provável influência marinha. (2) Prodelta/Barra distal, formada
por pelitos laminados e pelito/arenito com laminação heterolítica com lentes de
arenitos maciço, intensamente bioturbados por Macaronichus, Planolites,
Teichichnus, Taenidium e Chondrites, sugerindo baixa taxa de sedimentação e
influxo ocasional de areias. (3) Canal distributário, composto por arenitos com
base marcada por superfície erosiva, influenciados por corrente de maré.
Vicalvi e Carvalho (2002), estudando afloramentos da Formação Itapecuru
da porção norte da Bacia do Grajaú, na região do Arco Ferrer-Urbano Santos,
encontraram fósseis de carófitas, ostracodes, conchostráceos e fragmentos
ósseos, e definiram ambiente flúvio deltáico proximal evoluindo para distal,
associado a ambiente lacustre de águas rasas, limpas, calmas ou pouco
movimentadas, doce ou salobra, durante o Albiano.
Rossetti e Góes (2003), estudando afloramentos de depósitos albianos da
área sul da Bacia de Grajaú, próximos à cidade de Grajaú-MA, definiram seis
ambientes deposicionais: barra de frente deltaica (desembocadura), barra
distal/prodelta, shoreface superior/foreshore, baía interdistributária/ crevasse,
canal fluvial e canal distributário, compondo um sistema deltaico influenciado por
tempestades. Através de dados de paleocorrente demonstram mergulho
deposicional principal para nordeste para este sistema deltaico, o qual progradou
em uma bacia com influência marinha, como sugerido pela assembléia
icnológica representada por Thalassinoides, Skolithos, Ophiomorpha, Planolites,
69
Teichichnus e Taenidium. Este trabalho propõe a incursão de um amplo mar
epicontinental sobre a Bacia de Grajaú durante o Albiano.
Segundo Rossetti e Góes (2003), o padrão de paleocorrente sugere
paleocosta com orientação geral NNW-SSE. Embora fósseis não tenham sido
encontrados, a assembléia icnológica incluindo os traços Thalassinoides,
Diplocraterion, Asterossoma, Teichichnus, Planolites Ophiomorpha e Skolithos,
sustenta bacia receptora com influência marinha, registrando uma ampla fase de
ingressão albiana que chegou a atingir regiões muito próximas do limite sul da
bacia. Com base nestas informações as autoras propuseram que, durante o
Albiano, a Bacia de Grajaú representasse uma ampla bacia oceânica, cujas
margens eram dominadas por sistemas deltáicos. Além disto, sugeriram que a
paleocosta mostrava morfologia lobada, mas que lateralmente pode ter flutuado
para suavemente cuspidada ou mais retilínea, em função da baixa influência
fluvial e do intenso retrabalhamento por onda de tempestade. É importante
mencionar que fácies marinho-profundas, se ocorrem, não foram registradas nem
na área de estudo, nem em outras áreas a nordeste. Na verdade, outros
depósitos albianos registrados até o momento nas bacias de São Luís e Grajaú
são sistematicamente representativos de ambientes marinho transicionais
(ANAISSE et al., 2001, ROSSETTI, 1997; ROSSETTI et al., 2001). Isto leva a propor
que as áreas marinhas constituíam-se em um mar raso com características
epicontinentais, sendo as áreas de plataforma e mar profundo restritas às
proximidades do extremo norte da bacia.
Miranda (2005) estudou a faciologia, petrografia e paleontologia do Grupo
Itapecuru no extremo leste da bacia (próximo ao do dias-lima). A faciologia
mostrou ambientes deposicionais atribuídos a planície deltáica, frente deltáica,
frente deltáica com retrabalhamento por ondas, barra distal e prodelta/plataforma
restrita/planície de lama, formando um complexo deltáico conectado a uma
70
plataforma restrita dominada por onda, sujeita a retrabalhamentos por ondas de
tempestade, com progressivo afogamento do sistema deltáico. As paleocorrentes
indicam direção de fluxo aproximadamente E-W, com sentido de WNW para ESE e
SE. A petrografia de carbonatos apontou para ambiente de baixa energia (onde
localmente ocorre subambientes mais rasos e de maior energia), águas rasas,
salinidade normal ou pouco elevada e de circulação moderada a restrita, próximo
à costa, pela presença de terrígenos. A Paleontologia tratou da malacofauna e
palinologia. A malacofauna, representada por espécies de bivalves e gastrópodes
marinhos cosmopolitas e com ampla tolerância ambiental, apontou para
condições ambientais restritas e estressadas, com mortandade em massa e
posição em vida, provocada, talvez, pela retirada de água salina e retorno de
condições restritas anóxicas. A palinologia permitiu definir a idade de deposição
entre o Eo/Mesoalbiano ao Cenomaniano.
3.4.1.3 Formação Ipixuna
Francisco et al. (1971) denominam de Formação Ipixuna os sedimentos
que afloram do sul de São Miguel do Guamá - PA até o norte de Imperatriz - MA.
Segundo esses autores, as melhores exposições ocorrem nos arredores de
Ipixuna - PA, estando esta unidade sotoposta discordantemente aos sedimentos
do Grupo Barreiras e sobreposta aos sedimentos da Formação Itapecuru.
Jupiassu (1970), Francisco et al. (1971) e Borges et al. (1997)
consideraram a deposição desta formação entre o Neocretáceo e Paleogeno,
com base em tronco silicificado de angiospermas da família Humiriaceae e nas
relações estratigráficas discordantes das formações Pirabas e Barreiras.
Cavalcante (1996) identificou dois conjuntos de fácies sedimentares na
Formação Ipixuna na região da Serra do Tiracambu e as denominou A e B.
71
A associação “A” representa depósitos gerados a partir de correntes trativas
de energia moderada a alta, com fluxo unidirecional. Essa associação
corresponde possivelmente a depósitos de canal fluvial com formas de leito
rugoso, depósitos de dunas subaquosas e de barras, indicando pequenas
progradações fluviais sobrepondo uma frente deltáica. Nesta associação há
presença de traços fósseis, sugerindo influência costeira. As paleocorrentes têm
sentido E e NE e subordinadamente ESE.
A Associação “B” representa depósitos gerados, em parte, por correntes
trativas de baixa energia, com eventual atuação de fluxo oscilatório, alternando
com períodos onde dominam processos de decantação dos finos, num ambiente
transicional tipo planície de maré. A estratificação cruzada sigmoidal indica perda
de energia dos corpos arenosos pela chegada numa massa d’água. Tais
características sugerem um sistema de lobos deltáicos que migram num
ambiente transicional em direção a zona de foreshore. As paleocorrentes variam
de NE a SE.
Santos Jr. e Rossetti (2003) estudaram a Formação Ipixuna na região do
Rio Capim, em cima do Arco de Tocantins, limite entre as bacias de Grajaú e
Marajó e definiram dez fácies sedimentares agrupadas em duas associações de
fácies intergradacionais, atribuídas a ambientes de complexos fluvial (Unidade I1)
e estuarino (Unidade I2).
A Unidade I1 foi depositada sobre rochas albianas e foi interpretada com
ambientes de canal fluvial influenciado por maré, planície de inundação, meandro
abandonado, planície de maré e baía estuarina. Uma superfície de
descontinuidade a separa da associação I2.
72
A Unidade I2 possui ambiente de baía estuarina e seu topo é marcado por
uma superfície de descontinuidade que registra um evento de caráter regional que
pode ser correlacionável com o topo da Formação Cujupe na bacia marcando
período significativo de rebaixamento do nível do mar relativo, por tempo suficiente
para permitir exposição sub-aérea e desenvolvimento de paleossolo laterítico.
O arranjo das associações de fácies da Formação Ipixuna, representado
por depósitos característicos de ambiente fluvial meandrante, superpostos
gradativamente por depósitos de natureza estuarina, registra deslocamento de
águas marinhas em direção a áreas mais continentais devido a elevação do nível
relativo do mar. O avanço da linha de costa sobre a Sub-bacia de Cametá da
Bacia de Marajó durante o Cretáceo Superior proporcionou a instalação de uma
ampla baía estuarina até pelo menos a porção média do rio Capim.
Nascimento e Góes (2003) estudaram os minerais pesados da Formação
Ipixuna e definiram que a fonte dos sedimentos da Formação Ipixuna é
preferencialmente a Faixa Araguaia-Tocantins e a parte leste do Cráton
Amazônico. A assembléia mineralógica mostrou minerais como zircão (85%);
turmalina (10%); rutilo (2%); estaurolita (2%); cianita (≈1%) e; topázio, andaluzita,
silimanita, anfibólio e anatásio (<1%). As paleocorrentes apresentaram direção
NE e E-W.
3.4.2 Geologia Estrutural
A geometria desta bacia é constituída por dois conjuntos de falhas normais
planares, orientadas nas direções NE-SW e N-S. As falhas de direção NE-SW
fazem parte do conjunto abatido do Arco de Tocantins. As falhas de direção N-S
foram formadas a partir do abatimento parcial da Serra do Estrondo, possuem
forte mergulho para leste e são articuladas através de falhas transcorrentes
73
dextrais e sinistrais de direção NE-SW, que funcionaram como falhas de
transferência, conformando uma bacia composta por vários segmentos
extensionais alongados na direção NE-SW (BORGES et al., 1997) (Figuras 3.17 e
3.18).
Borges et al. (1997) relacionaram esta bacia ao último pulso extensional do
evento de fragmentação do Gondwana, seguido por dois pulsos de inversão
(transpressão e transtensão) decorrentes da propagação de sistemas
transcorrentes dextrais E-W (COSTA e HASUI, 1997). O pulso transpressivo
formou dobras e cavalgamentos de direções NE-SW e ENE-WSW, que resultaram
na inversão do relevo com o soerguimento da região e a formação do relevo
serrano, e falhas normais planares que limitam grábens e semigrábens
orientados na direção NW-SE e preenchidos por depósitos de fluxo de detritos
cronocorrelatos à Seqüência Pirabas-Barreiras, do Mioceno-Plioceno.
O pulso transtensivo formou uma segunda geração de falhas normais,
impondo desnivelamentos nos depósitos do Terciário Inferior, sendo responsável
pelo modelamento da paisagem atual. Há ainda falhas normais N-S que truncam
as estruturas referidas e que devem ter sido geradas no Pleistoceno
Superior/Holoceno (BORGES et al., 1997).
74
400 km
N
Legenda
-4º
-8º
-44º
-48º
Belém
São Luis
Teresina
Figura 3.17: Mapa estrutural da Bacia de Grajaú.
Arco Ferrer-
Urbano Santos
50 km
b
a
b
c
50 km
Serra do Estrondo
c
Arco de Tocantins
50 km
a
Paleozóico
Pré-Siluriano
Triássico
Cretáceo
Embasamento Pré-Cambriano
Cenozóico
Legenda
Figura 3.18: Perfis geológicos esquemáticos na Bacia de Grajaú.
3.5 BACIA DO PARÁ-MARANHÃO
A Bacia do Pará-Maranhão, posicionada na faixa oceânica defronte aos
estados homônimos e com área de aproximadamente 50.000 km
2
(Figura 3.19).
Esta bacia encontra-se submersa e devido à similaridade litológica e
estratigráfica, Brandão e Feijó (1994b), adotaram a mesma nomenclatura da
Bacia de Barreirinhas.
3.5.1 Estratigrafia
O preenchimento desta bacia é formado por duas seqüências
estratigráficas. A seqüência rifte é formada por clastos continentais e neríticos
eoalbianos denominados de Grupo Canárias. A seqüência margem passiva é
composta por carbonatos e clastos marinhos regressivos neoalbianos do Grupo
Caju e pelos arenitos, carbonatos e folhelhos do Grupo Humberto de Campos
(BRANDÃO e FEIJÓ, 1994; MILANI et al., 2000) (Figura 3.20).
3.5.1.1 Seqüência Rifte
O Grupo Canárias consiste de um pacote formado por arenito lítico cinza,
fino a grosso; siltito cinza a castanho avermelhado; e folhelho cinza a cinza
esverdeado, depositado por leques aluviais em ambiente marinho. Este grupo foi
datado como Eo-Mesoalbiano baseado em foraminíferos plantônicos e
palinomorfos.
77
Arco
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
1
Gráben Oeste
2
Gráben Leste
200 km
N
Legenda
Plataforma do Pará
Plataforma de Ilha
de Santana
1
2
Arco de Tocantins
Belém
São Luís
Figura 3.19: Mapa de localização da Bacia do Pará-Maranhão.
Paleogeno NeogenoCretáceo
MESOZÓICO CENOZÓICO
Paleoceno
Eoceno
Oligoceno
Mioceno
Plioceno
Q
Pré-Cambriano
Pleist.
J
Paleozóico
CARTA ESTRATIGRÁFICA DA BACIA DO PARÁ-MARANHÃO
Período ÉpocaEra
Esp.
max.
Unidades
Evol. Tect.
Barrem.
Aptiano Albiano
Cenom.
Turon.
Coniac.
Santon.
Camp.
Maast.
1.8
5.3
23.0
33.9
55.8
65.5
70.6
83.5
85.8
99.6
112
125
145.5
199.6
251
542
Tempo
(Ma)
Rifte
Deriva
Tr
Grupo Canárias
Grupo Caju
Formação Areinhas
Formação Ilha de Santana
Formação Travosas
1850
511
1900
4348
566
Figura 3.20: Carta estratigráfica da Bacia do Pará-Maranhão
(Modificado de BRANDÃO e FEIJÓ, 1994).
3.5.1.2 Seqüência Margem Passiva
O Grupo Caju é composto por arenito quartzoso médio a grosso, folhelho
escuro e calcarenito, depositado em ambiente marinho nerítico de alta e baixa
energia. Foi datado como Neoalbiano baseado em foraminíferos plantônicos e
palinomorfos.
O Grupo Humberto de Campos é formado por um pacote sedimentar
interdigitado lateralmente por sedimentos depositados do Cenomaniano ao
Recente, com ambiente variando de costeiro a marinho nerítico, batial e abissal
dividido nas formações Areinhas, Ilha de Santana e Travosas.
A Formação Areinhas é composta por arenito quartzoso branco, grosso,
depositado em ambiente costeiro.
A Formação Ilha de Santana é formada por um espesso e extenso pacote
carbonático composto por vários tipos de calcários, como biocalcarenitos e bio
calcirrutitos de plataforma rasa, calacarenitos e calcilutitos de plataforma externa.
No talude ocorrem margas, folhelhos, lamitos seixosos e turbiditos.
A formação Travosas é formada por folhelhos cinza e siltitos, com eventuais
intercalações de arenitos quartzoso fino.
3.5.2 Geologia Estrutural
A Bacia do Pará-Maranhão é formada por dois depocentros separados por
um horst. O depocentro leste, francamente extensional é alongado na direção NW-
SE e possui dois sistemas de falhas normais, um de direção NW-SE e outro de
direção NNW-SSE. Este depocentro é separado da parte oeste por um alto
denominado de Alto Estrutural do Gurupi por Igreja (1992). Este alto é limitado por
80
falhas normais de direção NNE-SSW. O depocentro oeste é denominado de
Gráben de Ilha de Santana e também possui dois sistemas de falhas normais
com direções E-W e NNW-SSE. Falhas normais NE-SW se articulam, por vezes
com as falhas E-W (Figuras 3.21, 3.22 e 3.23).
A arquitetura da bacia é complicada por eventos mais recentes, da fase de
deriva continental, onde ocorre tectônica gravitacional, causada por fluxos de
massa nas regiões mais distais da margem continental e define um estilo de
deformação característico, denominado por Zalán (2001) de cinturão gravitacional
de dobras e empurrões (gravitational fold-and-thrust belts). O fenômeno foi
estudado em detalhe por este autor na região do Pará-Maranhão, e corresponde a
um domínio com grande incidência de falhas de empurrão e dobras associadas,
similares em geometria e dimensões aos clássicos cinturões orogênicos das
áreas compressionais do planeta.
81
60 km
N
Falhas Geológicas
Cidades
Legenda
Plataforma de Ilha de Santana
-44º-45º-46º
0º
-1º
Belém
São Luis
Plataforma do Pará
Figura 3.21: Arcabouço estrutural da Bacia do Pará Maranhão
(Modificado de COUTINHO, 1988).
50 km
a
b
c
d
50 km
Sistema de falhas NNE-SSW
Sistema de falhas NW-SE
Sistema de falhas E-W
Sistema de falhas NNE-SSW
N
Figura 3.22: Conjuntos de falhas normais da Bacia do Para-Maranhao
(Modificado de Coutinho, 1988).
3.6 BACIA DE BARREIRINHAS
A Bacia de Barreirinhas, ocupa a porção costeira e de plataforma
continental do Estado do Maranhão, tem área de 20.000 km
2
, dominantemente
offshore (Figura 3.24).
3.6.1 Estratigrafia
A bacia de Barreirinhas tem como substrato a Bacia do Parnaíba, com toda
a coluna estratigráfica desta bacia presente como embasamanto. O
preenchimento é composto por duas seqüências estratigráficas: rifte, do
Eoalbiano, formada pelos clastos retrogradantes de ambiente flúvio-deltáico do
Grupo Canárias; e margem passiva, formada pelos clastos e carbonatos albo-
cenomanianos de alta e baixa energia do Grupo Caju, seção progradante nerítica
e batial do Turoniano ao Oligoceno do Grupo Humberto de Campos, pelos
carbonatos miocênicos de alta energia da Formação Pirabas, e pelos clastos
mio-plio-pleistocênicos da Formação Barreiras (FEIJÓ, 1994) (Figura 3.25).
3.6.1.1 Seqüência Rifte
O Grupo Canárias é dividido nas formações Arpoador, Bom Gosto, Tutóia e
Barro Duro, depositado por leques deltáicos em ambiente marinho. A Formação
Arpoador é composta de folhelhos escuros; a Formação Bom Gosto é composta
de arenitos grossos cinza; a Formação Tutóia possui folhelhos escuros; e a
Formação Barro Duro agrega arenitos médios cinza. Regali et al. (1985) definiram
idade Eo-Mesoalbiana para este grupo baseado na bioestratigrafia de
foraminíferos plantônicos e palinomorfos.
85
Plataforma de Sobradinho
Plataforma de Ilha de Santana
Alto de Tutóia
1
2
-44º
-2º
-43º
-3º
1
2
Barreirinhas terra
Barreirinhas mar
Arco
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
50 km
N
Legenda
Figura 3.24: Mapa de localização da Bacia de Barreirinhas.
Grupo Humberto de Campos
Grupo
Mearim
683
3.878
3.889
3.522
Paleogeno
Neogeno
Cretáceo
MESOZÓICO CENOZÓICO
Paleoc. Eoceno Oligoc. Mioceno
Plioc.
Pré-Cambriano
J
Paleozóico
CARTA ESTRATIGRÁFICA DA BACIA DE BARREIRINHAS
Período
Época
Era
Espessura
maxima(m)
Unidades
Evol. Tect.
Aptiano
Albiano
Cenom.
Turon.
Coniac.
Santon.
Camp.
Maast.
1.8
112
199.6
251
542
Tempo
(Ma)
Rifte
Deriva
Tr
Barrem.
Hauter.
Valang.
Berrias.
Formação Pirabas
Formação Travosas
Formação Areinhas
Formação Ilha de Santana
Grupo
Caju
Grupo
Canárias
Formação Sardinha
Formação
Corda
Fm.
Pastos Bons
Formação Barreiras
23
33.9
55.8
65.5
89.3
99.6
125
145.5
Figura 3.25: Carta estratigráfica da Bacia de Barreirinhas (BRANDÃO &
FEIJÓ, 1994).
3.6.1.2 Seqüência Margem Passiva
O Grupo Caju é composto pelas Formações Bonfim, Preguiças e Periá. As
duas primeiras definem um ambiente nerítico de alta e baixa energia e são
formadas por calcarenito biocástico e oncolítico e calcilutito creme,
respectivamente. A Formação Periá, definida por Pamplona (1969), é formada por
clastos sotopostos e associados aos carbonatos das formações Bonfim e
Preguiças. É composta de folhelho cinza com calcarenito creme subordinado
depositados em ambiente marinho raso. A idade deste grupo é neoalbiana e foi
definida por datações bioestratigráficas de palinimorfos e foraminíferos
plantônicos (REGALI et al., 1985; FEIJÓ, 1994).
O Grupo Humberto de Campos foi definido como formação do Grupo Caju
por Pamplona (1969) e destacado por Feijó (1994) e promovido a grupo. Este
grupo é formado pelas formações Areinhas, Ilha de Santana e Travosas que se
interdigitam lateralmente e formam um pacote depositado por um único sistema
em ambientes marinho nerítico, batial e abissal. A Formação Areninhas designa
clastos grossos depositado em ambiente marinho raso; a Formação Ilha de
Santana é composta por carbonatos de alta energia depositados em ambiente
marinho nerítico; e a Formação Travosas composta por folhelhos escuros e
arenitos finos depositados em ambiente marinho profundo de batial a abissal. A
idade foi definida por Regali et al. (1985) através de datações bioestratigráficas de
palinomorfos como do Turoniano ao Oligoceno.
88
3.6.2 Geologia Estrutural
A Bacia de Barreirinhas é dividida em duas partes: terra e mar. A primeira é
a continuação da Bacia de Ilha Nova para oeste e é formada por falhas normais
lístricas de direções WNW-ESE e NW-SE, definindo um sistema extensional
cortado por falhas transcorrentes mais novas de direção NE-SW. O seu limite
oeste é a Plataforma de Parnaíba, ombreira da Bacia do Ceará.
A parte marítima é ligada com a Bacia do Pará-Maranhão e é formada por
falhas normais NW-SE. O seu limite oriental é dado pelo Alto de Tutóia e a separa
da Bacia do Ceará e o limite ocidental não é marcado por nenhuma feição
geológica, as falhas normais continuam e se confundem com as da Bacia Pará-
Maranhão (Figuras 3.26 e 3.27).
89
-44º
-2º
-43º
-3º
Arco
Falha normal
Falha transcorrente
Cidades
50 km
N
Legenda
Figura 3.26: Arcabouço estrutural da Bacia de Barreirinhas
(Modificado de PROEMB, 2004).
Legenda
40 km
A B
4 MAGMATISMO MESOZÓICO
O magmatismo relacionado à fragmentação do Pangea e Gondwana na
região Meio-Norte do Brasil ocorreu em duas etapas distintas. A primeira, com
dois pulsos principais, no Neotriássico e no Mesojurássico, e a segunda no
Eocretáceo, incidindo em regiões diferentes em cada evento. A Figura 4.1 mostra
a distribuição temporal dos eventos magmáticos que ocorreram na região Meio-
Norte do Brasil durante o Mesozóico.
A vasta literatura sobre estes eventos (SUTTER, 1988; DUNNING e
HODYCH, 1990; MARZOLI et al., 1999; REIS e ARAÚJO, 1999; HAMES et al., 2000;
McHONE, 2006, dentre outros) tem abordado o magmatismo de forma conjunta,
como eventos de mesma origem e significado geológico. Por exemplo, na Bacia
do Tacutu e no Escudo das Guianas em Roraima é descrito o evento Apoteri
(REIS e ARAÚJO, 1999), porém os diques no Escudo possuem idades em torno
de 200 Ma e na Bacia do Tacutu os derrames estão situados entre 175 a 165 Ma.
Neste capítulo, procurou-se separar os eventos em toda a região Meio-
Norte do Brasil e na Bacia do Tacutu, sempre buscando o significado geotectônico
e suas relações com os pulsos extensionais na região, e identificação espacial
com as áreas de ocorrência em relação ao tempo.
4.1 PRIMEIRO EVENTO (NEOTRIÁSSICO AO MESOJURÁSSICO)
O primeiro evento magmático que incidiu na região é dividido em dois
pulsos, ambos relacionados ao processo de fragmentação do Pangea e
formação do Oceano Atlântico Central. O primeiro pulso, de caráter regional,
ocorreu há 200 Ma, e o segundo pulso, registrado em locais isolados, foi datado
em torno de 170 Ma.
92
Neocretáceo
Eocretáceo
Neojurássico
Mesojurássico
Eojurássico
Neotriássico
Cinturão Gurupi/
Cráton São Luís
MESOZÓICO
CRETÁCEO
JURÁSSICO
TRIÁSSICO
Escudo das
Guianas
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do
Tacutu
Bacia do
Amazonas
Bacia do
Parnaíba/
Grajaú
Figura 4.1: Distribuição temporal dos registros magmáticos nas bacias sedimentares da
Região Norte do Brasil. O tamanho dos retângulos das eras e períodos geológicos
estão proporcionalmente dimensionados em relação à sua duração em Ma.
Na região central do Pangea, no início do Mesotriássico, um rifte de
aproximadamente 5.000 km de extensão começou a se individualizar, progredindo
lentamente durante 30 Ma, até o início do Neojurássico, quando um vasto evento
vulcânico incidiu na parte central e no entorno da zona de rifteamento. Em
seguida, iniciou o espalhamento do assoalho oceânico, dividindo o Pangea em
dois supercontinentes. Esse rifte, no Jurássico, evoluiu na porção oeste do
Pangea para o Oceano Atlântico Central, que se estendia desde o Golfo do México
até o leste dos E.U.A., separando a Laurásia do Gondwana, há pelo menos 60 Ma
antes da abertura do Oceano Atlântico Sul (McHONE, 2006). O primeiro evento
vulcânico ocorreu em dois pulsos, a saber: o primeiro, no Neotriássico; e o
segundo, no Mesojurássico. O primeiro foi o mais extenso e de maior magnitude,
e incidiu nas bacias sedimentares, nos altos que as separavam e no continente
adjacente, há 200 Ma, onde atualmente estão as margens continentais do leste
da América do Norte, sudoeste da Europa, oeste da África e norte da América do
Sul. Na região Meio-Norte do Brasil, há registro deste vulcanismo nas bacias do
Amazonas, Parnaíba e Foz do Amazonas, no Escudo das Guianas e na região do
Gurupi.
O segundo pulso do primeiro evento ocorreu no Mesojurássico. No Brasil, a
Bacia do Parnaíba guarda registros desse evento, sob a forma de intrusões e
derrames. Na Bacia do Tacutu, o magmatismo do Jurássico está relacionado a
hotspots. Na região do Gurupi, na ombreira do Sistema de Grábens Gurupi, há o
registro de diques deste período.
94
4.1.1 Primeiro Pulso (Neotriássico)
Os produtos do primeiro pulso magmático que incidiu na região, durante o
Mesozóico, estão reunidos na Província Magmática Atlântico Central (PMAC) ou
Central Atlantic Magmatic Province (CAMP), conforme descrito por vários autores
(MARZOLI et al., 1999; HAMES et al., 2000; McHONE, 2000, dentre outros), e deixou
uma herança de diques basálticos, soleiras e derrames em uma vasta área em
torno do Atlântico Norte, entre a América do Norte, desde o sudeste dos EUA até o
Canadá e, na Europa, da Península Ibérica ao sudoeste da França; do Atlântico
Central, nas áreas da Flórida (E.U.A.), África e Escudo das Guianas; e do Atlântico
Equatorial, entre o Escudo das Guianas, Bacia do Parnaíba e África (Figura 4.2).
Há registros de extrusões basálticas com extensões da ordem de 320.000
km
2
nas bacias e de mais de 10 milhões de km
2
na superfície de quatro
continentes (McHONE, 2000). Os derrames basálticos estão melhor preservados
dentro das bacias mesozóicas da região leste da América do Norte, noroeste da
África (McHONE, 2002) e América do Sul, no Gráben de Cassiporé da Bacia da Foz
do Amazonas, na Bacia do Amazonas e na Bacia do Parnaíba.
Derrames são encontrados fora dos limites das bacias sedimentares na
América do Sul e África (OLSEN, 1997; MARZOLLI et al., 1999), demonstrando que
o magmatismo alcançou a superfície além da zona de rifteamento em muitas
áreas do CAMP.
As soleiras são comumente registradas na América do Sul, principalmente
nas bacias paleozóicas do Amazonas e Parnaíba, e na África.
Extensos enxames de diques estão presentes desde o sudoeste da
Europa e leste da América do Norte até a Região Meio Norte do Brasil e oeste da
África (McHONE, 2002), em torno e além da zona de rifteamento do Atlântico
Central.
95
ÁFRICA
AMÉRICA DO NORTE
Libéria
Mauritânia
Mauritânia
Guiné
Venezuela
Guiana
Suriname
Guiana
Francesa
Brasil
750 km
N
Pangea
Derrames e soleiras
Cidade
Limite do CAMP
Diques
AMÉRICA DO SUL
Belém
Florida
E.U.A.
Canadá
Figura 4.2: Mapa ilustrando a Província Magmática Atlântico Central (CAMP) no
Eojurássico (Modificado de McHone, 2000).
A idade do pulso principal do magmatismo em toda a província foi objeto de
estudo por vários autores, com destaque para Sutter (1988), Dunning e Hodych
(1990), Sebai et al. (1991), Hodych e Dunning (1992), Fiechner et al. (1992),
Deckart et al. (1997), Marzoli et al (1999, 2001) e Hames et al. (2000).
A maior parte dos trabalhos recentes aponta idades entre 192 e 202 Ma
para toda a extensão do CAMP na América do Norte, Europa, África e Escudo das
Guianas.
Olsen (1997), através de evidências estratigráficas em bacias da região
nordeste do CAMP, identificou duração de 580.000 anos para o evento magmático,
e McHone (2002) advoga que a atividade magmática aconteceu em um intervalo
de tempo menor que um milhão de anos.
Segundo McHone (2002), a atividade magmática registrada no norte da
província, entre a América do Norte e Europa, ocorreu entre 200 e 201 Ma.
Algumas datações em torno de 196 Ma foram alcançadas na América do Norte
(SUTTER, 1988; HAMES et al., 2000) e oeste da África (DECKART et al., 1997), e
podem ser o resultado de um evento menor, independente do primeiro. Marzoli et
al. (1999) identificaram diques de 192 Ma de idade entre a América do Sul e a
África, e são as menores idades definidas para as rochas do CAMP.
A origem do vulcanismo associado à formação do Oceano Atlântico Central
ainda é objeto de discussão. Diferentemente do Atlântico Sul e do Atlântico Norte,
onde os derrames basálticos decorrentes de vulcanismo podem ser claramente
ligados à ação de plumas mantélicas ainda ativas, em Tristão da Cunha e
Islândia, respectivamente (PEATE, 1998; SAUNDERS et al., 1998), não há
evidência direta de relação do magmatismo do CAMP no Atlântico Central com a
presença de alguma pluma mantélica moderna (JANNEY e CASTILLO, 2001). As
principais teses defendem as seguintes causas para o magmatismo: tectônica
97
passiva; forças de ação de plumas do manto; e outro evento mantélico profundo
ou raso.
Segundo Wilson (1997), o evento magmático ao longo das margens
passivas da América do Norte e África pode ser explicado pelo soerguimento de
uma grande pluma mantélica (superpluma) abaixo do Cráton Oeste Africano,
gerando fluxo sub-litosférico para nordeste. Segundo este autor, o modelo explica
a ausência de anomalia térmica na geração da crosta oceânica do Oceano
Atlântico Central.
Hames et al. (2000) defendem que a distribuição e duração deste
magmatismo, a ausência de soerguimento regional e a não identificação de uma
trilha de hotspot indicam forte controle litosférico na origem do CAMP, compatível
com o modelo plume incubation ou modelo de convecção edge driven de Burov e
Guillou-Frottier (2005).
O modelo de convecção edge driven, segundo King e Anderson (1998) e
King e Ritsema (2000), é uma instabilidade que ocorre no limite entre uma
litosfera estável e espessa (por exemplo, um cráton pré-cambriano) e uma
litosfera fina.
McHone (2006) interpreta que o magmatismo que gerou o CAMP ocorreu
essencialmente na litosfera, devido à ausência de soerguimento dômico, à
inexistência de um hotspot e a difícil definição de um ponto tríplice nos riftes do
Neotriássico, que são requisitos para o modelo de pluma mantélica (head
plume). Portanto, para este autor, a atividade geodinâmica do CAMP foi formada
por células de convecções regionais e grandes zonas termais rasas abaixo do
Pangea, com influência de estruturas litosféricas antigas, com fusão concentrada
na astenosfera.
Argumentos a favor da tectônica passiva são: (1) a ampla distribuição
geográfica do magmatismo (GUILLOU et al., 1994); e (2) evidência de processos
98
de soerguimento e rifteamento, que ocorreram em um intervalo de
aproximadamente 35 Ma, que mostram pouca correlação com o rápido pulso de
atividade magmática no limite Triássico-Jurássico (MÜLLER et al., 1997; MCNUTT
e FISCHER, 2001).
O aparente centro do magmatismo, indicado pela orientação radial dos
diques do CAMP, é muito próxima ao hotspot de Cabo Verde (OLIVEIRA et al.,
1990), porém este hotspot ou qualquer outro do Atlântico Central não produziu
magmas e/ou intrusões mais antigas do que o Cretáceo (McNUTT e FISCHER,
1987; GERLACH et al., 1988).
Proponentes de origem do CAMP, a partir de atividade profunda do manto,
interpretam a alta quantidade de magma em um curto intervalo de tempo e a
orientação radial de muitos diques como evidências de plumas do manto ou
atividade superficial do manto (ações do topo das plumas na litosfera) (CLOUARD
e BONNEVILLE, 2001; GUILLE e GOUTIÈRE, 1993; WEBER et al., 1970).
Segundo Morgan (1981), os hotspots tiveram papel decisivo na formação do
Atlântico Central e do Atlântico Equatorial. No Eojurássico, existiam quatro
hotspots adjacentes à região Meio-Norte do Brasil: no sudeste dos E.U.A, a oeste
da Flórida; sob o Escudo das Guianas, entre o Estado de Roraima e a Guiana; na
costa oeste da África; e no leste da América do Sul, na atual região litorânea do
Estado do Ceará (Figura 4.3).
Morgan e Baker (1983, citado por SANTOS, 1986) referiram-se à migração
de placas litosféricas acima de hotspots do manto superior (enfraquecimento da
litosfera ao longo do percurso, favorecendo o fraturamento da crosta),
mencionando um ponto quente existente na Güiana no início do Jurássico,
atualmente sobre a ilha Trindade, Atlântico Sul.
99
Em território brasileiro, os produtos desse pulso são relativamente bem
conhecidos quanto à sua petrografia, geoquímica, idade e condições geológicas,
e são encontrados registros no Escudo das Guianas e nas bacias sedimentares
do Amazonas, Parnaíba e Foz do Amazonas.
No Escudo das Güianas, as manifestações do magmatismo máfico
ocorrem sob a forma de derrames e diques. Os diques máficos integram a Suíte
Básica Apoteri no Estado de Roraima e Guiana (REIS e ARAÚJO, 1999) e Apatoe
no Suriname e Cassiporé no Estado do Amapá e Guiana Francesa. Os diques
que extrapolam os limites das bacias do Amazonas e do Solimões compõem o
Diabásio Penatecaua (ISSLER et al., 1974). Em meio às seqüências paleozóicas
das bacias do Solimões e Amazonas há registros de volumes expressivos de
corpos de diabásio, sob a forma de soleiras e com espessuras de até 915m
(WANDERLEY FILHO, 1991) (Figura 4.4).
Os diques e derrames do CAMP no Escudo das Guianas têm servido de
fonte a numerosos estudos geocronológicos na Venezuela, Brasil, Güiana,
Suriname e Güiana Francesa, cujas determinações isotópicas K-Ar (rocha total,
plagioclásio e piroxênio), ao longo das décadas de 60 e 70, revelaram-se de
importância na distinção entre aqueles mesozóicos e proterozóicos (Priem et al.,
1968). A maior parte dessas idades estabelecidas ao Fanerozóico posiciona-se
no Mesozóico, enquanto uma minoria apresentou dispersão ao longo do
Paleozóico. Idades Ar-Ar obtidas em diques máficos nos estados de Roraima e
Amapá forneceram, respectivamente, idades de 197,4 ± 1.9 a 201,1± 0.7 Ma e
191,5 ± 0.9 a 202 ± 2.0 Ma, coincidentes com àquelas determinadas em diques
ocorrentes na África e na América do Norte. Esses dados conferem ao evento
magmático um curto período de atividade, cujo ápice situa-se em torno de 200 Ma.
101
!
!
!
MANAUS
MACAPÁ
BOA VISTA
0 400200
km
Legenda
Cidades
Diques Mesozóicos
Drenagem
Cenozóico
Mesozóico
Paleozóico
Pré-Cambriano
Figura 4.4: Mapa geológico simplificado da parte brasileira do Escudo das Guianas
(CPRM, 2002).
N
ESCUDO DAS GUIANAS
OCEANO ATLÂNTICO
BACIA DO AMAZONAS
ESCUDO BRASIL CENTRAL
BACIA DO SOLIMÕES
No Estado de Roraima, a terminologia Formação Apoteri foi empregada por
Ramgrab et al. (1972) em concordância à estratigrafia estabelecida na Güiana
nos anos sessenta (BARRON, 1966; HAWKES, 1966). Montalvão et al. (1975)
incluíram na Formação Apoteri (RAMGRAB et al., 1972) os diques máficos e
reuniram as rochas sedimentares e vulcânicas que compõem o preenchimento
da Bacia do Tacutu no Grupo Rewa (SNELLING e BERRANGÉ, 1970), além de
fazerem referência à contemporaneidade do magmatismo máfico Apoteri aquele
relacionado ao Episódio Cassiporé no Estado do Amapá (LIMA et al., 1974).
Melo et al. (1978) propuseram a substituição do termo Formação Apoteri
por Suíte Básica Apoteri, e Reis e Araújo (1999) denominaram de Complexo
Vulcânico Apoteri o conjunto de rochas intrusivas e extrusivas, espacial e
temporalmente relacionadas ao desenvolvimento da Bacia de Tacutu.
Os modelos propostos e que envolvem a estruturação e evolução dos
escudos das Güianas e Oeste Africano têm sugerido a existência de lineamentos
permanentes e ativos sobre o manto (McCONNELL, 1969), que serviram de
condutos às manifestações máficas do Mesozóico, representadas, sobretudo, por
intrusões discordantes, do tipo dique, associadas à ruptura do Atlântico Central
(BERRANGÉ e DEARNLEY, 1975).
Os enxames de diques máficos estendem-se por várias centenas de
quilômetros na direção NE-SW no Brasil, Venezuela e Guiana, com destaque para
o Dique Taiano, situado a oeste da cidade de Boa Vista, que tem extensão
aproximada de 122 km (Figura 4.5).
Os diques são formados por toleítos saturados em quartzo e contêm
plagioclásio andesínico, augita, hornblenda, biotita e mais raramente olivina.
Apresentam variação em sílica entre 48-56%, TiO
2
acima de 1%, MgO entre 2-8%,
Al
2
O
3
entre 12-17% e álcalis entre 2-6%, além de enriquecimento em titânio, que é
uma característica dos diques continentais (REIS e ARAÚJO, 1999).
103
125
120
115
110
m
130
dique mesozóico
A B
500 m
!
Boa Vista
50 km
Dique Taiano
A
B
!
Cenozóico
Mesozóico
Proterozóico
Diques
Drenagem
Figura 4.5: Diques mesozóicos no Estado de Roraima, com destaque para o Dique
Taiano, com mais de 100 km de extensão (As imagens são do programa SRTM e a
interpretação do dique foi baseada em CPRM, 2002).
Os basaltos apresentam textura microporfirítica, têm vesículas preenchidas
por carbonato, clorita, zeólitas e minerais opacos, e possuem baixo conteúdo em
CaO e elevado conteúdo em álcalis quando comparados aos diques. São rochas
com comportamento subalcalino e toleítico, cujos teores em Nb acima de 10 ppm
são indicativos de derrames continentais; há ainda registros de similaridade
química com basaltos toleíticos intraplaca e do tipo N-MORB (REIS e ARAÚJO,
1999).
Choudhuri (1978) observou diferenças composicionais entre as intrusões
pré-cambrianas e àquelas mesozóicas, indicativas de diferentes histórias pré-
eruptivas. As mais antigas mostram evidências de uma história crustal de
derivação pré-intrusão, enquanto as mais jovens, uma derivação direta do manto.
Choudhuri et al. (1984) definiram que existem similaridades composicionais entre
os diques alojados em rochas do Escudo das Guianas e aqueles associados
com hotspots.
O estabelecimento do Complexo Vulcânico Apoteri ocorreu no Neotriássico,
cuja idade encontra-se bem estabelecida pelo método Ar-Ar em torno de 200 Ma
(MARZOLI et al., 2001), valor obtido em diques de diabásio no Escudo das
Güianas, fora do domínio do rifte.
De acordo com Berrangé e Dearnley (1975), o episódio de intrusão dos
diques de diabásio no escudo responde a uma fase extensional inicial imposta à
crosta continental por meio de movimentos do manto superior, anterior e durante
o mecanismo de desenvolvimento do piso oceânico do Atlântico Central, como
sugerido por May (1971). Esta fase foi acompanhada por um evento de maior
amplitude e profundidade, denominado por Singh (1972) de Episódio Tacutu,
resultando em subsidência por falha na Bacia do Tacutu e extrusão de basaltos e
sedimentação. O fato dos diques fornecerem idades relativamente concordantes
105
nas vizinhanças do sistema de falhas, sugere uma conexão entre o rifte, o dique
intrusivo e os derrames basálticos (BERRANGÉ e DEARNLEY, 1975).
No Estado do Amapá, os registros do CAMP estão apenas na forma de
diques máficos e são denominados como Episódio Cassiporé (LIMA et al., 1974).
Ocorrem sob a forma de enxames, estão orientados preferencialmente na direção
NNW-SSE, com desvios para NW-SE e N-S, independentemente da direção das
estruturas pré-cambrianas regionais, estendendo-se continuamente por mais de
300 km para o Suriname e Guiana Francesa, porém sem os equivalentes
vulcânicos associados (Figura 4.6).
O enxame de diques de diabásio e gabro de Cassiporé (LIMA et al., 1974),
orientados paralelamente à costa, em direção NNW-SSE, independentemente da
direção das estruturas pré-cambrianas regionais. Alguns deles têm mais de 140
km de extensão (OLIVEIRA e MONTES, 1984) e foram datados por Teixeira (1978,
citado por ASMUS, 1984), tendo sido encontrados valores de 225, 207 e 176 Ma.
Na Bacia da Foz do Amazonas, no Graben do Cassiporé, a fase rifte triássica é
atestada por atividade vulcânica datada de 200 Ma (ASMUS, 1984) (Figura 4.7).
Os diques Cassiporé, assim como os que ocorrem em Roraima, são de
natureza toleítica e têm sido interpretados como decorrentes de magmatismo
continental, com idade em torno de 200 Ma, cuja derivação é atribuída à presença
de hotspots (MARZOLLI et al., 2001; CHOUDHURI et al., 1984).
A maior parte dos diques possui direção N15W, subparalelos à parte
oriental da margem continental do Escudo das Güianas. Em algumas regiões
possuem direção N25W. O enxame de diques da região leste do Estado do
Amapá não está paralelo às antigas estruturas da área, cujos trendes variam
entre N60W e N50W. Concentram-se ao longo, embora de forma oblíqua, das
zonas deformadas do Pré-Cambriano, incluindo o cinturão Rokelide-Kasila da
costa Oeste-Africana e cinturão Araguaia no Brasil.
106
10 km
10 km
a
b
Figura 4.6: Enxame de diques mesozóicos com dezenas de quilômetros de
comprimento da região leste do Estado do Amapá. Base: modelo digital de elevação
a partir de imagens de satélite SRTM. (a) - Feição positiva dos diques no relevo da
região. As setas indicam a localização dos diques; (b) - Interpretação dos diques
mais proeminentes.
b
50
30
m
dique mesozóico
a
120
80
m
dique mesozóico
Figura 4.7: Feição morfológica dos diques mesozóicos do leste do Estado do Amapá.
(a) Perfil topográfico de 3,2 km; (b) perfil topográfico de 2,15 km.
a
b
Os diques são também oblíquos às cadeias e sistemas de falhas
transformantes de ambas porções central e equatorial do Atlântico, indicando que
a orientação de dispersão de ambas aberturas do Jurássico no Atlântico Central e
Cretáceo (Aptiano) do Atlântico Equatorial, desenvolveram-se diferentemente à
orientação de extensão durante o estabelecimento dos diques no Jurássico
(GIBBS, 1985).
De acordo com Gibbs (1985), os enxames mantêm simetria paralela às
suítes do Oeste Africano, sendo considerados parte de um grande sistema de
diques do Atlântico. Em escala continental, o enxame registra correspondência
com os esforços que antecederam o desmembramento dos continentes (MAY,
1971).
O rifteamento mais antigo da costa do Estado do Amapá tem sido
considerado como prolongamento sul-sudeste da abertura do Atlântico Central
(SMITH e BRAIDEN 1977, citados por CONCEIÇÃO et al., 1988).
Na Bacia da Foz do Amazonas há registro de vulcanismo na Formação
Calçoene, que consiste de um pacote vulcano-sedimentar, constituído por rochas
ígneas básicas toleíticas, intercaladas com arenitos (BRANDÃO, 1990). A idade
neotriássica-eojurássica é deduzida com base em datações K/Ar dos derrames
associados, cujos resultados, analisados com indicações estratigráficas, indicam
186 a 222 Ma. Este magmatismo é correlato aos diques da área emersa
adjacente.
No Estado do Pará, as rochas magmáticas toleíticas estão reunidas sob a
denominação de Diabásio Penatecaua (ISSLER et al., 1974) e ocorrem, em
grande parte, sob a forma de diques e soleiras em meio às seqüências
paleozóicas da Bacia do Amazonas. O volume total de diabásio na bacia foi
calculado em torno de 90.000 km
3
, sendo que a espessura máxima atingida foi
915m, na região entre os rios Tapajós e Xingu (WANDERLEY FILHO, 1991). No
109
extremo norte da bacia e no contexto das rochas pré-cambrianas afloram diques
de diabásio com extensão de até 20 km e orientados preferencialmente nas
direções NE-SW e NNE-SSW, além de diques com direções NW-SE e E-W
(CAPUTO e ANDRADE, 1968 citados por CAPUTO 1984). (Figura 4.8). As rochas
são constituídas essencialmente de plagioclásio, piroxênios, quartzo, opacos,
biotita e hornblenda arranjados em textura sub-ofítica.
A partir da região do Baixo Rio Tapajós, tanto em direção a leste como para
oeste, as espessuras dos corpos diminuem, sugerindo que os condutos
principais de percolação de magmas situavam-se nessa porção da bacia,
imediatamente acima da área que experimentou soerguimento regional
decorrente da presença de anomalias térmicas do manto. Sobre a colocação dos
corpos de diabásio, Francis (1982, citado por WANDERLEY FILHO, 1991)
demonstrou que o diabásio em estado fluído migra por gravidade para o
depocentro estrutural, desviando de qualquer anteparo até alcançar a calha
principal.
Com base em datações radiométricas pelo método K-Ar, Thomaz Filho et
al. (1974) definiram um ciclo de atividade magmática do Triássico. Estes autores
associaram este magmatismo ao desenvolvimento do Atlântico Sul.
Wanderley Filho et al. (2006) não observaram variação da idade com a
profundidade e, considerando-se idades baseadas no método Ar/Ar, sugeriram
que o evento ígneo foi de curta duração e com vários pulsos durante o limite
Triássico-Jurássico.
A Bacia do Parnaíba encontra-se na região central da fragmentação do
Pangea e Gondwana, entre os oceanos Atlântico Central, Atlântico Sul e Atlântico
Equatorial. A norte da bacia ocorreu o rifteamento que gerou o Atlântico Central e
Atlântico Norte; a sudeste, ocorreu o rifteamento que deu origem ao Atlântico Sul,
entre a América do Sul e África. A bacia foi ainda palco dos rifteamentos que
110
Macapá
AMAPÁ
200 km
N
Legenda
Cidades
Diques Mesozóicos
Cenozóico
Limite estadual
Mesozóico
Paleozóico
Pré-Cambriano
Diabásios não aflorantes
Figura 4.8: Figura ilustrando as rochas magmáticas mesozóicas no Estado do Pará
(Mapa: CPRM, 2002; limite do diabásio: WANDERLEY FILHO, 1991).
originaram o Atlântico Equatorial, com a formação da Bacia de Grajaú e Bacia de
Barreirinhas, cujo embasamento são suas rochas sedimentares paleozóicas.
Os trabalhos sobre o magmatismo na Bacia do Parnaíba são controversos.
De acordo com Caldasso e Hama (1978), as rochas ígneas formaram-se
em três estágios principais: o primeiro corresponde a basaltos do Triássico Médio
com idade em torno de 215 Ma; o segundo e mais importante compreende o
período de 180 a 150 Ma; e o último estende-se de 150 a 120 Ma.
Brandão e Feijó (1994) interpretaram dois pulsos de magmatismo na Bacia
do Parnaíba, ligados à formação do Atlântico Central e posteriormente ao Atlântico
Equatorial: o primeiro corresponde a basaltos do Neotriássico com idade em
torno de 200 Ma; o segundo e mais importante compreende o período de 180 a
150 Ma (BRANDÃO e FEIJÓ, 1994).
Segundo Milani e Zalán (1999), dois pulsos magmáticos ocorreram na
Bacia do Parnaíba durante o Mesozóico, ambos registrando derrames e intrusões.
O primeiro ciclo, do Triássico-Jurássico, está correlacionado ao magmatismo
Penatecaua das bacias do Amazonas e Solimões e está ligado à abertura do
Oceano Alântico Central. Este evento está materializado pelas rochas da
Formação Mosquito. O segundo evento, representado pela Formação Sardinha, é
do Eocretáceo e está ligado à formação do Oceano Atlântico Sul (Figura 4.9).
O primeiro evento magmático na Bacia do Parnaíba é caracterizado
principalmente por derrames, e algumas ocorrências de diques, e estão reunidos
na Formação Mosquito (AGUIAR, 1971). Os basaltos são maciços, afaníticos,
amigdaloidais e compostos de labradorita ou andesina, augita e minerais
opacos, e são marrons avermelhados quando alterados. A Formação Mosquito
ocorreu em três pulsos de derrames, ocorrendo sedimentação continental
intercaladas aos basaltos.
112
Belém
240 km
N
Legenda
Cidades
Diques Mesozóicos
Cenozóico
Limite estadual
Mesozóico
Paleozóico
Pré-Cambriano
Diabásios
Figura 4.9: Figura ilustrando as rochas magmáticas mesozóicas na região da Bacia
do Parnaíba (Mapa: CPRM, 2002; limite do diabásio: MCHONE, 2000).
São Luís
Teresina
Os diques triássicos da Bacia do Parnaíba possuem direção geral N-S
(ARORA et al., 1999) e provavelmente estão relacionados à reativação extensional
que formou a Serra do Estrondo.
4.1.2 Segundo Pulso (Mesojurássico)
O segundo pulso magmático é aqui interpretado como continuação do
evento maior, que acompanhou o desenvolvimento do Atlântico Central. Este
pulso está registrado na Bacia do Tacutu, e seus principais produtos magmáticos
estão reunidos na Formação Apoteri.
Na Bacia de Tacutu foi identificado, a partir de interpretações de seções
sísmicas, um pacote contínuo de basaltos, com espessura em torno de 1.500 m
ao longo do eixo maior da bacia, formando a base do preenchimento vulcano-
sedimentar (SANTOS 1986).
Os basaltos da Bacia do Tacutu são cinza-escuro a esverdeados, variam de
muito fino a afanítico, amigdaloidal e apresentam fratura conchoidal. De acordo
com a descrição petrográfica, são classificados como basalto toleítico a olivina-
toleítico (BERRANGÉ e DEARLEY, 1975, citado por EIRAS e KINOSHITA, 1990).
Os basaltos foram alojados em derrames sucessivos, onde localmente
podem existir até dezoito pulsos magmáticos.
Eiras e Kinoshita (1990) analizaram as datações radiométricas realizadas
em diversos trabalhos nos basaltos da Bacia do Tacutu e definiram que o evento
ocorreu entre 180 Ma e 150 Ma (Meso a Neojurássico), coincidente com a abertura
do Atlântico Central na região do Caribe, entre a América do Sul e a América do
Norte. Os basaltos são cobertos por sedimentos da Formação Manari, que foram
datadas através de pólens como do Neojurássico (Kimmeridgiano). Idades mais
novas, entre 130 Ma foram encontradas na região, porém têm sido interpretadas
114
como rochas fraturadas ou intemperizadas que sofreram perda de Argônio.
No topo do pacote de basaltos foram identificadas, através de testemunhos
de poços, intercalações de rochas sedimentares (CRAWFORD et al., 1984)
(Figura 4.10) que compreendem quatro principais unidades, cujos 100 m
superiores encontram-se com registro palinológico do Neojurássico ao
Eocretáceo (VAN DER HAMMEN e BURGER, 1966).
Na região da Bacia do Tacutu, durante a extrusão magmática, não houve
estiramento mecânico, pois a espessura do pacote vulcânico é relativamente
constante. O magmatismo ocorreu na fase pré-rifte da bacia (EIRAS e KINOSHITA,
1990).
4.2 SEGUNDO EVENTO (EOCRETÁCEO)
O segundo evento magmático que incidiu na Região Meio-Norte do Brasil
ocorreu no Eocretáceo, deixando registros nas bacias da Foz do Amazonas e
Parnaíba, e na região do Gurupi. Este magmatismo está vinculado à segunda
tentativa de formação do Atlântico Equatorial e precedeu a formação das bacias do
Grajaú e Marajó, do Sistema de Grábens Gurupi e a segunda fase rifte na Bacia
da Foz do Amazonas.
O segundo evento magmático na Bacia do Parnaíba é caracterizado por
numerosas soleiras e diques de diabásio concentrados principalmente na
seqüência devoniana e, de modo mais restrito, na seqüência siluriana, e estão
reunidos na Formação Sardinha.
Os diques da Formação Sardinha possuem orientação principal N-S, com
pequenas variações para NE-SW e NW-SE (BEZERRA, 1996; ARORA et al., 1999).
115
a
-2
-4
km
10 km
-2
-4
km
c
b
10 km
-2
-4
km
Formação Apoteri (Eojurássico)
+ +
+
Embasamento Pré-Cambriano
Formação Manari (Mesojurássico)
Formação Pirara (Neojurássico)
Legenda
Formação Tacutu (Eocretáceo)
Coberturas cenozóicas
Formação Tucano (Eocretáceo)
30 km
BRASIL GUIANA
b
c
a
10 km
Figura 4.10: Perfis geológicos baseados em interpretações de seções sísmicas na
Bacia do Tacutu, mostrando a arquitetura dos depocentros, com destaque para os
sistemas de falhas normais e as principais unidades litoestratigráficas que compõem
o preenchimento vulcano-sedimentar (EIRAS e KINOSHITA, 1988).
Na região do Gurupi, este magmatismo está representado por diques,
incluídos na Suíte Laranjal e vinculados à formação do sistema de Grábens de
Gurupi.
Na Bacia da Foz do Amazonas há registro de um segundo evento
magmático, datado do Eocretáceo, que precedeu a formação do gráben onde se
instalaram os sedimentos da Formação Cassiporé. Não há registro de
ocorrências de rochas deste magmatismo fora da bacia.
117
5 EVOLUÇÃO DO RIFTEAMENTO
O processo de colagem de vários segmentos litosféricos e geração de um
supercontinente no final do Paleozóico, o Pangea, está bem caracterizado através
de um grande volume de dados paleogeográficos, paleomagnéticos e tectônicos,
sendo foco de muitos artigos científicos, simpósios, livros etc. (BRITO-NEVES,
1999).
A fragmentação do Pangea resultou em dois supercontinentes, a Laurásia,
composta pela América do Norte e Eurásia, e o Gondwana, formado pela América
do Sul, África, Antártica, Índia e Austrália.
Este capítulo aborda os processos de fragmentação que incidiram entre a
América do Sul e a África e formaram o Oceano Atlântico Equatorial, e descreve
suscintamente a participação do processo de abertura do Atlântico Central neste
evento.
O acervo de dados disponíveis analisados sugere que a região Meio-Norte
do Brasil experimentou três episódios extensionais, no curso de formação do
Oceano Atlântico Equatorial. Estes episódios ocorreram em períodos e áreas
distintas e foram fundamentais para a composição do esboço geológico e da
paisagem da região.
O primeiro episódio de fragmentação está ligado à formação do Oceano
Atlântico Central no Triássico; o segundo vincula-se a processos extensionais
que geraram o Oceano Atlântico Equatorial na região, com sentido de NW para
SE; e o terceiro está relacionado à evolução do processo de abertura do Oceano
Atlântico Equatorial a partir do extremo leste da placa da América do Sul, com
sentido de movimentação de SE para NW.
118
5.1 PRIMEIRO EVENTO EXTENSIONAL
A primeira manifestação de fragmentação no continente sul-americano foi o
rifteamento de baixa intensidade, acompanhado de magmatismo na Bacia da Foz
do Amazonas, decorrentes da formação do Oceano Atlântico Central, no
Neotriássico.
O rifteamento iniciou com a separação da América do Sul da África, na
região do sudeste dos E.U.A e noroeste da África, precedido e em parte
acompanhado por forte e rápido evento magmático que se estendeu desde o
Canadá e Península Ibérica, até o interior da América do Sul, na região do Estado
de Goiás. As causas deste evento ainda são tema de discussão, mas gerou
movimentos distensivos entre estes dois continentes, migrando para sul em
direção à América do Sul e formando o Gráben de Calçoene na Bacia da Foz do
Amazonas, o qual recebeu sedimentos vulcanos-sedimentares no Neotriássico.
O Gráben de Calçoene é formado por falhas normais de direção NNW-SSE,
com mergulho para ENE e corresponde a uma estrutura extensional extensa e
estreita que alcançou o norte do Estado do Amapá. O material magmático que
preencheu estre gráben foi proveniente do evento CAMP, descrito no Capítulo 4. A
origem deste magmatismo está relacionado, provavelmente, ao hotspot
localizado, na época, entre a região da Flórida (E.U.A.) e a África.
A falha de descolamento deste gráben alcançou o limite Crosta Inferior-
Astenosfera, servindo como conduto de magma para a superfície e na forma de
diques no Escudo das Guianas.
Como consequência da formação do Gráben de Calçoene, a ombreira, a
oeste, foi soerguida e o teto se desenvolveu como uma estrutura roll-over de
grande amplitude.
119
As dataçõs de rochas vulcânicas do Gráben Calçoene revelaram idades da
base do Neotriássico, porém a idade máxima para estas rochas, considerando o
evento magmático CAMP, é de 201 Ma, no limite entre o Triássico e o Jurássico
(BRANDÃO e FEIJÓ 1004; CPRM 2002).
Este evento foi breve e restrito ao Gráben de Calçoene, e ocorreu no limite
Neotriássico-Eojurássico (Figura 5.1: Mapa e Perfil A-A’).
O rifte Calçoene é um braço de um ponto tríplice que não evoluiu entre a
América do Sul e África e migrou para oeste, na direção do Caribe e propiciando a
separação da América do Norte da América do Sul.
No Mesojurássico, a América do Sul e a América do Norte estavam
experimentando separação na região do Golfo do México e do Caribe, e do norte
da Venezuela. Davison et al. (2003) sugeriram, através de correlação salina nas
bacias mesozóicas do Atlântico Central, que havia conexão entre as bacias da
coste leste dos E.U.A e a margem do Suriname até no interior da América do Sul,
através da Bacia do Tacutu, no Eojurássico.
5.2 SEGUNDO EVENTO EXTENSIONAL
Após a formação do Gráben de Calçoene, a região experimentou
estabilidade durante aproximadamente 60 Ma, até que novos esforços
extensionais voltaram a incidir na região no início do Eocretáceo, antes do
Barremiano.
Os eventos extensionais do segundo pulso iniciaram no Eocretáceo e
foram acompanhados por fraco vulcanismo, registrado na base da Formação
Cassiporé na Bacia da Foz do Amazonas.
120
Na região do Gurupi, este magmatismo está representado por diques,
incluídos na Suíte Laranjal e vinculados à formação do sistema de Grábens de
Gurupi.
Na Bacia da Foz do Amazonas há registro de um segundo evento
magmático, datado do Eocretáceo, que precedeu a formação do gráben onde se
instalaram os sedimentos da Formação Cassiporé. Não há registro de
ocorrências de rochas deste magmatismo fora da bacia.
117
5 EVOLUÇÃO DO RIFTEAMENTO
O processo de colagem de vários segmentos litosféricos e geração de um
supercontinente no final do Paleozóico, o Pangea, está bem caracterizado através
de um grande volume de dados paleogeográficos, paleomagnéticos e tectônicos,
sendo foco de muitos artigos científicos, simpósios, livros etc. (BRITO-NEVES,
1999).
A fragmentação do Pangea resultou em dois supercontinentes, a Laurásia,
composta pela América do Norte e Eurásia, e o Gondwana, formado pela América
do Sul, África, Antártica, Índia e Austrália.
Este capítulo aborda os processos de fragmentação que incidiram entre a
América do Sul e a África e formaram o Oceano Atlântico Equatorial, e descreve
suscintamente a participação do processo de abertura do Atlântico Central neste
evento.
O acervo de dados disponíveis analisados sugere que a região Meio-Norte
do Brasil experimentou três episódios extensionais, no curso de formação do
Oceano Atlântico Equatorial. Estes episódios ocorreram em períodos e áreas
distintas e foram fundamentais para a composição do esboço geológico e da
paisagem da região.
O primeiro episódio de fragmentação está ligado à formação do Oceano
Atlântico Central no Triássico; o segundo vincula-se a processos extensionais
que geraram o Oceano Atlântico Equatorial na região, com sentido de NW para
SE; e o terceiro está relacionado à evolução do processo de abertura do Oceano
Atlântico Equatorial a partir do extremo leste da placa da América do Sul, com
sentido de movimentação de SE para NW.
118
5.1 PRIMEIRO EVENTO EXTENSIONAL
A primeira manifestação de fragmentação no continente sul-americano foi o
rifteamento de baixa intensidade, acompanhado de magmatismo na Bacia da Foz
do Amazonas, decorrentes da formação do Oceano Atlântico Central, no
Neotriássico.
O rifteamento iniciou com a separação da América do Sul da África, na
região do sudeste dos E.U.A e noroeste da África, precedido e em parte
acompanhado por forte e rápido evento magmático que se estendeu desde o
Canadá e Península Ibérica, até o interior da América do Sul, na região do Estado
de Goiás. As causas deste evento ainda são tema de discussão, mas gerou
movimentos distensivos entre estes dois continentes, migrando para sul em
direção à América do Sul e formando o Grábem de Calçoene na Bacia da Foz do
Amazonas, o qual recebeu sedimentos vulcanos-sedimentares no Neotriássico.
O Gráben de Calçoene é formado por falhas normais de direção NNW-SSE,
com mergulho para ENE e corresponde a uma estrutura extensional extensa e
estreita que alcançou o norte do Estado do Amapá. O material magmático que
preencheu estre gráben foi proveniente do evento CAMP, descrito no Capítulo 4. A
origem deste magmatismo está relacionado, provavelmente, ao hotspot
localizado, na época, entre a região da Flórida (E.U.A.) e a África.
A falha de descolamento deste gráben alcançou o limite Crosta Inferior-
Astenosfera, servindo como conduto de magma para a superfície e na forma de
diques no Escudo das Guianas.
Como consequência da formação do Gráben de Calçoene, a ombreira, a
oeste, foi soerguida e o teto se desenvolveu como uma estrutura roll-over de
grande amplitude.
119
As dataçõs de rochas vulcânicas do Gráben Calçoene revelaram idades da
base do Neotriássico, porém a idade máxima para estas rochas, considerando o
evento magmático CAMP, é de 201 Ma, no limite entre o Triássico e o Jurássico
(BRANDÃO e FEIJÓ 1004; CPRM 2002).
Este evento foi breve e restrito ao Gráben de Calçoene, e ocorreu no limite
Neotriássico-Eojurássico (Figura 5.1: Mapa e Perfil A-A’).
O rifte Calçoene é um braço de um ponto tríplice que não evoluiu entre a
América do Sul e África e migrou para oeste, na direção do Caribe e propiciando a
separação da América do Norte da América do Sul.
No Mesojurássico, a América do Sul e a América do Norte estavam
experimentando separação na região do Golfo do México e do Caribe, e do norte
da Venezuela. Davison et al. (2003) sugeriram, através de correlação salina nas
bacias mesozóicas do Atlântico Central, que havia conexão entre as bacias da
coste leste dos E.U.A e a margem do Suriname até no interior da América do Sul,
através da Bacia do Tacutu, no Eojurássico.
5.2 SEGUNDO EVENTO EXTENSIONAL
Após a formação do Gráben de Calçoene, a região experimentou
estabilidade durante aproximadamente 60 Ma, até que novos esforços
extensionais voltaram a incidir na região no início do Eocretáceo, antes do
Barremiano.
Os eventos extensionais do segundo pulso iniciaram no Eocretáceo e
foram acompanhados por fraco vulcanismo, registrado na base da Formação
Cassiporé na Bacia da Foz do Amazonas.
120
0
10
20
km
A A´
Figura 5.1: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Neotriássico-Eojurássico. O perfil A-A’ mostra a instalação do Gráben
de Calçoene da Bacia da Foz do Amazonas.
Macapá
Belém
São Luís
A
A´
Diques
Neotriássico Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Gráben de
Calçoene
A partir deste evento, a estruturação do Gráben de Calçoene foi reativada,
formando novas falhas normais na região, com direção N-S, migrando com o
tempo para o sul. As falhas normais se articularam através da falha de
descolamento, com formação de novas falhas no teto do rifte, projetando-se para
a direção nordeste (Figura 5.2: Mapa e Perfil A-A’).
A sul, outro rifte estava se individualizando, na região entre as bacias do
Amazonas e do Parnaíba. Este rifte evoluiu para a Bacia de Marajó e era composto
por um conjunto de falhas normais de direção principal NW-SE a sul, virando para
NE-SW na direção das falhas da Bacia da Foz do Amazonas.
O conjunto de falhas da Bacia de Marajó se articulou através de uma falha
principal profunda, com mergulho para NE, permitindo a elevação das isotermas
abaixo da bacia, em decorrência do afinamento da Crosta Inferior.
A ombreira da Bacia de Marajó, o Arco de Gurupá, formado por rochas da
Bacia do Amazonas, foi soerguida após a formação do rifte e experimentou
intensos processos de erosão (Figura 5.2: Mapa e Perfil B-B’).
A partir do Barremiano, houve a conexão das falhas normais das bacias da
Foz do Amazonas e de Marajó, a partir da região da Sub-bacia de Mexiana.
A Bacia de Marajó expandiu a partir da formação de novas falhas sintéticas
no piso e se estendeu para o interior do continente. A partir do conjunto inicial de
falhas, novas falhas normais se formaram, com direções N-S e NW-SE, evoluindo
nos sentidos S e SE, respectivamente. Estes conjuntos de falhas formaram a
estruturação das sub-bacias de Mocajuba e Limoeiro (Figura 5.3: Mapa e Perfil B-
B’).
A leste da Bacia de Marajó, a região norte da Bacia do Parnaíba estava
sofrendo soerguimento, resultando na exposição toda a seqüência paleozóica e
parte de antigos grábens proterozóicos que compõem o embasamento da bacia
(Figura 5.3: Mapa e Perfil C-C’).
122
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
200 km
N
0
10
20
km
B B´
0
10
20
km
A A´
C C´
0
10
20
km
Figura 5.2: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Eocretáceo (pré-Barremiano). O perfil A-A’ apresenta a instalação do
Gráben de Cassiporé na Bacia da Foz do Amazonas; o perfil B-B’ apresenta o início
da formação da Bacia de Marajó; e o perfil C-C’ mostra a fase pré-rifte do Sistema
de Grábens Gurupi.
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de
Marajó
Gráben de
Cassiporé
Bacia do Parnaíba
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.3: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Eocretáceo (Barremiano). O perfil A-A’ mostra a evolução da Bacia da
Foz do Amazonas; no perfil B-B’ vê-se o soerguimento do Arco de Gurupá, ombreira
da Bacia de Marajó; o perfil C-C’ mostra a intrusão ígnea na Bacia do Parnaíba e
soerguimento das seqüências sedimentares paleozóicas.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de
Marajó
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do Parnaíba
A partir do Aptiano, enquanto as bacias da Foz do Amazonas e Marajó
ampliavam com a formação de novas falhas normais sintéticas, fases pré-rifte
instalavam-se na região.
A região norte da Bacia do Parnaíba, soerguida no Barremiano, sofreu
subsidência, formando uma ampla bacia do tipo sag, onde se depositou um
delgado pacote sedimentar sobre parte da arquitetura da bacia e sobre o
embasamento pré-cambriano no início do Aptiano (Figura 5.4: Mapa e Perfil C-C’).
Após o evento de subsidência termal, novo processo de rifteamento surgiu
na região e sob domínio extensional, o Sistema de Grábens Gurupi se formou,
com a individualização das bacias de Bragança-Viseu e Ilha Nova caracterizadas
por sistemas de falhas de direções NW-SE e WNW-ESE, respectivamente. Nesse
período a Bacia da Foz do Amazonas passou por lenta evolução extensional, com
poucos episódios de geração de novas falhas, porém com subsidência
acelerada, a exemplo da Bacia de Marajó (Figura 5.5: Mapa e Perfil A-A’).
Ainda no Aptiano, falhas antitéticas se formaram na Bacia de Marajó,
individualizando a região Marajó Setentrional (Figura 5.5: Mapa e Perfil B-B’). As
falhas antitéticas se articularam com a falha principal, gerando mais variação
vertical, com o soerguimento do Arco de Gurupá e subsidência dos depocentros,
elevando as isotermas sob a Bacia de Marajó a partir de adelgaçamento
litosférico.
Após o início da formação das Bacias de Bragança-Viseu e Ilha Nova, os
sistemas de falhas normais ampliaram, uns em direção aos outros, resultando
na formação da Bacia de São Luís e a ombreira do Sistema de Grábens Gurupi,
conhecido como Arco Ferrer-Urbano Santos.
125
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.4: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Eocretáceo (início do Aptiano). O perfil A-A’ ilustra a evolução da Bacia
da Foz do Amazonas; o perfil B-B’ mostra a instalação de falhas normais sintéticas
na Bacia de Marajó; o perfil C-C’ apresenta a subsidência e deposição da Seqüência
Codó-Grajaú na Bacia de Grajaú e Sistema de Grábens Gurupi.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de
Marajó
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.5: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Eocretáceo (metade do Aptiano). O perfil A-A’ ilustra a evolução da
Bacia da Foz do Amazonas; o perfil B-B’ mostra a formação de falhas normais
antitéticas na Bacia de Marajó; e no perfil C-C’ vê-se a instalação de falhas normais
e formação da Bacia de São Luís.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de Marajó
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Marajó
Setentrional
Bacia de
São Luís
Com a formação das bacias do Sistema de Grábens Gurupi, sob regime
extensional, os sedimentos da bacia sag que se instalaram na fase pré-rifte,
foram deslocados centenas de metros, ficando expostos a sul, na área do Arco
Ferrer Urbano-Santos e soterrados a norte, nos depocentros dos riftes das bacias
de Bragança-Viseu, Ilha Nova e São Luís. (Figura 5.5: Mapa e Perfil C-C’).
No final do Aptiano, a Bacia de Marajó e o Sistema de Grábens Gurupi
alcançaram a sua ampliação máxima, com o completo desenvolvimento de
sistemas de falhas antitéticas.
A Bacia de Marajó, nesse período, se ligava mais fortemente com a Bacia
da Foz do Amazonas, a partir do desenvolvimento das falhas N-S que se
conectavam com as falhas normais da Sub-bacia de Mexiana (Figura 5.6: Mapa).
Nessas bacias dominavam acúmulo de sedimentos e forte subsidência,
alcançando profundidades superiores a 5.000 metros. (Figura 5.6: Perfis A-A’ e B-
B’).
As bacias do sistema de Grábens Gurupi se conectaram com a Bacia do
Ceará, através do desenvolvimento dos sistemas de falhas normais da Bacia de
Ilha Nova, permitindo a ingressão do mar no interior da América do Sul, nas
bacias de São Luís, Ilha Nova e Grajaú (Figura 5.6: Mapa e Perfil C-C’).
5.3 TERCEIRO EVENTO EXTENSIONAL
No Aptiano, o Oceano Atlântico Sul já estava em avançado estágio de
desenvolvimento com ampla formação de crosta oceânica. A sua propagação já
alcançava o limite norte, a Bacia Sergipe-Alagoas e o Sistema de Grábens
Recôncavo-Tucano-Jatobá-Araripe.
128
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.6: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Eocretáceo (final do Aptiano). O perfil A-A’ mostra a evolução da Bacia
da Foz do Amazonas; o perfil B-B’ apresenta a evolução da Bacia de Marajó; e no
perfil C-C’ vê-se a instalação de falhas normais sintéticas e antitéticas e a rápida
ampliação da Bacia de São Luís.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de Marajó
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Marajó
Setentrional
Bacia de São Luís
No Valanginiano iniciou o desenvolvimento do Oceano Atlântico Equatorial,
com a formação da Bacia Potiguar e o rifteamento avançou para oeste, resultando
na Bacia do Ceará, no Aptiano. O rifteamento que gerou a Bacia do Ceará
prosseguiu para oeste, conectando-se com o sistema de Grábens Gurupi e
migrando para NW, formando as Bacias de Barreirinhas, Pará-Maranhão e a
ampliação da Bacia da Foz do Amazonas no Albiano.
No Albiano, diminuiu a intensidade das movimentações na Bacia de Marajó
e no Sistema de Grábens de Gurupi, e ambos experimentaram principalmente
subsidência, a julgar pelo aporte de sedimentos, seguido de assoreamento.
A movimentação extensional foi transferida para norte a partir do Albiano.
O terceiro evento extensional formou novas bacias na região, a partir da
propagação para noroeste da frente extensional, resultando na formação das
bacias Potiguar e Ceará no Valanginiano e Aptiano, respectivamente.
A Bacia de Barreirinhas se formou a partir da instalação de sistemas de
falhas normais de direções E-W e NW-SE, com mergulhos para N. Com a
propagação para noroeste, se individualizou a Bacia do Pará Maranhão a partir de
dois conjuntos de falhas; o primeiro, de direção NW-SE e mergulho para NE; e o
segundo, de direção E-W e mergulho para N.
Estas bacias se desenvolveram segundo o modelo de Wernicke
(WERNICKE, 1981; LISTER et al., 1986; WERNICKE, 1995), com falha de
descolamento de baixo ângulo, deslocando verticalmente a crosta inferior,
elevando o manto litosférico (Figura 5.7: Mapa e perfis B-B’ e C-C’).
Falhas sintéticas se desenvolveram no piso a partir da falha principal, com
o contínuo processo extensional, formando uma bacia assimétrica que abrigou
inicialmente sistemas flúvio-lacustres.
130
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.7: Mapa ilustrando o início da terceira fase extensional na Região Meio-
Norte do Brasil no Eocretáceo (início do Albiano). O perfil A-A’ ilustra a evolução da
Bacia da Foz do Amazonas; o perfil B-B’ mostra o início da terceira fase extensional
na região e a formação da Bacia do Pará Maranhão; e o perfil C-C’ também mostra
o início da terceira fase extensional e a formação da Bacia de Barreirinhas.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional inativa
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de Marajó
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Marajó
Setentrional
Bacia de São Luís
Bacia do Pará-Maranhão
Bacia de
Barreirinhas
O rifteamento prosseguiu para NW, alcançando a Bacia da Foz do
Amazonas, formando um novo conjunto de falhas normais, obliquas às falhas
formadas no Triássico e Eocretáceo. Este novo conjunto de falhas normais possui
direção NW-SE com mergulho para NE, e se formaram a partir do conjunto de
falhas E-W da Bacia do Pará-Maranhão.
As falhas albianas da Bacia da Foz do Amazonas seccionaram parte das
falhas mais antigas e imprimiram um complexo conjunto de depocentros na parte
norte da bacia (Figura 5.8: Mapa). Como conseqüência, as novas falhas
aumentaram expressivamente a largura da bacia, chegando a mais de 200 km de
extensão em algumas partes.
No final do Albiano, o evento extensional estava concentrado nas bacias da
Foz do Amazonas, Pará-Maranhão e Barreirinhas, onde desenvolveram-se
sistemas marinhos; a conexão com a parte norte da América do Sul era feito
através das falhas que controlaram a formação do Oceano Atlântico Central.
Neste período, houve a formação de falhas antitéticas nas bacias e
elevação das isotermas, com o contínuo deslocamento da crosta e ascensão da
Astenosfera (Figura 5.9: Mapa e perfis).
As bacias da Foz do Amazonas, Pará-Maranhão e Barreirinhas, a partir do
final do Albiano, sofreram expansão progressiva, com o início da deriva entre a
América do Sul e África, predominando os processos sedimentares marinhos
(Figura 5.10: Mapa e perfis).
Com o início da deriva continental, começou a atuação de falhas
transcorrentes de direção NE-SW em todo o conjunto de riftes na região Meio-
Norte do Brasil, impondo compartimentação dos depocentros (Figura 5.11: Mapa).
A figura 5.11 apresenta um perfil geológico esquemático nos sistemas
extensionais da Bacia de Marajó, do Sistema de Grábens Gurupi e da Bacia Pará-
Maranhão.
132
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.8: Mapa ilustrando o desenvolvimento do rifteamento na região Meio-Norte
do Brasil no Eocretáceo (início do Albiano). O perfil A-A’ ilustra a ampliação da Bacia
da Foz do Amazonas a partir do terceiro evento extensional; o perfil B-B’ mostra a
evolução da Bacia do Pará Maranhão; e o perfil C-C’ apresenta a evolução da Bacia
de Barreirinhas.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional inativa
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de Marajó
Bacia da Foz
do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Marajó
Setentrional
Bacia de São Luís
Bacia do Pará-Maranhão
Bacia de
Barreirinhas
Macapá
Belém
São Luís
A
B
C
B´
C´
A´
N
200 km
Figura 5.9: Mapa ilustrando o desenvolvimento dos sistemas extensionais na região
Meio-Norte do Brasil no Eocretáceo (final do Albiano). O perfil A-A’ ilustra a
ampliação da Bacia da Foz do Amazonas; o perfil B-B’ mostra a evolução da Bacia
do Pará Maranhão; e o perfil C-C’ apresenta a evolução da Bacia de Barreirinhas.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Frente extensional inativa
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Arco de
Gurupá
Bacia de Marajó
Bacia da Foz do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Marajó
Setentrional
Bacia de São Luís
Bacia do Pará-Maranhão
Bacia de
Barreirinhas
Macapá
Belém
São Luís
A
B
B´
C
C´
A´
N
200 km
Figura 5.10: Mapa e perfis ilustrando o desenvolvimento dos sistemas extensionais
na região Meio-Norte do Brasil no Neocretáceo. Os perfis ilustram a ampliação
máxima das bacias da Foz do Amazonas, Pará-Maranhão e Barreirinhas, a
separação da América do Sul e da África e o início de formação de crosta oceânica.
A A´
B B´
C C´
0
10
20
km
0
10
20
km
0
10
20
km
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Neocretáceo
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Crosta oceânica
Frente extensional inativa
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Falhas transferentes
Arco de
Gurupá
Bacia de Marajó
Bacia da Foz do Amazonas
Bacia do Parnaíba
Marajó
Setentrional
Bacia de São Luís
Bacia do Pará-Maranhão
Bacia de Barreirinhas
ÁFRICA
AMÉRICA DO SUL
ÁFRICA
AMÉRICA DO SUL
ÁFRICAAMÉRICA DO SUL
ÁFRICA
AMÉRICA DO SUL
0
10
20
km
D D´
Bacia de Marajó
Bacia de Bragança-Viseu
Bacia do Pará-Maranhão
Figura 5.11: Mapa ilustrando o desenvolvimento das frentes extensionais na região
Meio-Norte do Brasil no Neocretáceo. As bacias de Marajó e Bragança-Viseu se
formaram durante o segundo evento extensional e a Bacia do Pará-Maranhão foi
formada a partir dos esforços da terceira frente extensional.
D
D´
Macapá
Belém
São Luís
N
200 km
ÁFRICA
AMÉRICA DO SUL
Diques
Eocretáceo
Neotriássico
Neocretáceo
Paleozóico
Rochas Supracrustais
Astenosfera
Crosta Superior
Crosta Inferior
Crosta oceânica
Frente extensional inativa
Frente extensional ativa
Falhas normais
Cidade
Falhas transferentes
6 EVOLUÇÃO DA PAISAGEM
Os três estágios de rifteamento que formaram o Oceano Atlântico
Equatorial, formaram uma série de bacias sedimentares ao longo da região Meio-
Norte do Brasil. Estas bacias, passaram por vários estágios de evolução,
incluindo os depocentros e as ombreiras, experimentando diversos ambientes
sedimentares que moldaram a paisagem ao longo do tempo. As sequências
sedimentares, seu período de evolução e o ambiente estão resumidos na Figura
6.1.
A evolução da paisagem apresentada neste capítulo teve como base os
dados estratigráficos e estruturais dos depocentros e suas ombreiras,
apresentado no Capítulo 3, assim como os eventos magmáticos e a evolução do
rifteamento apresentados nos capítulos 4 e 5, respectivamente.
6.1 TRIÁSSICO
Importantes mudanças na paisagem e na tectônica global iniciaram no
Triássico. O panorama neste período era marcado pela existência de um único e
enorme continente, chamado de Pangea, que ocupava quase um hemisfério, e
pelo mega-oceano Pantalassa. No interior dos continentes, inlcusive na região
Meio-Norte do Brasil, dominavam paisagens desérticas, com pouca ou nenhuma
drenagem, que geraram raros registros sedimentares.
A estabilidade na paisagem foi interrompida, no final do Triássico, pelo
evento magmático CAMP que gerou, na região Meio-Norte do Brasil,
soerguimentos locais e derrames ao longo do atual litoral do Estado do Amapá.
137
Grajaú Tacutu Marajó
Vulcânico
Foz do
Amazonas
Sistema de Grábens Gurupi
Bragança-Viseu São Luís Ilha Nova
Pará-Maranhão Barreirinhas
Plioceno
Mioceno
Oligoceno
Eoceno
Paleoceno
Neocretáceo
Eocretáceo
Neojurássico
Mesojurássico
Eojurássico
Neotriássico
Amazonas
Fluvial
Lacustre
Marinho
Fluvial
Flúvio-
deltáico-
lacustre
Costa-
plataforma-
profundo
Vulcânico
Lacustre
Lacustre
Deltáico
Fluvial
Marinho
Marinho
Fluvial
Lacustre
Fluvial
Fluvial
Marinho
Fluvial-
fluxo de
detritos
Fluvial
Fluvial
Fluvial
Costeiro a
Marinho
profundo
Fluvial
Fluvial
Lacustre
Fluvial
Fluvial
Fluvial com três
ingressões
marinhas
Marinho
Marinho
Fluvial
Costeiro
Fluvial com três
ingressões
marinhas
Marinho
Fluvial-lacustre
Marinho
Marinho
Fluvial-lacustre
Marinho -
transicional
Marinho
Vulcânico
Vulcânico
Costeiro a
Marinho
profundo
Vulcânico
Vulcânico
Vulcânico
na ombreira
Vulcânico na ombreira
Vulcânico na ombreira
Figura 6.1: Distribuição temporal do preenchimento das bacias sedimentares da Região Norte do Brasil e seus ambientes deposicionais.
O tamanho dos retângulos das eras e períodos geológicos estão proporcionalmente dimensionados em relação à sua duração em Ma.
Em torno de 200 Ma, a Região Norte do Estado de Roraima e as áreas
adjacentes dos países vizinhos, a região da Foz do Amazonas e as regiões
sudeste do Pará e sudoeste do Maranhão experimentaram soerguimento ligado a
anomalias térmicas do manto astenosférico, seguido de magmatismo e
fragmentação (Figura 6.2). Os derrames alcançaram a superfície e o Gráben de
Calçoene através de condutos que hoje estão registrados como o enxame de
diques do leste do Estado do Amapá.
6.2 JURÁSSICO
O magmatismo e o soerguimento foram sucedidos pela formação de riftes,
seguindo direções impostas por pontos tríplices associados a hotspots (Figura
6.3) e evoluiram para o Oceano Atlântico Central.
A América do Norte estava se separando da África através de um
movimento rotacional no sentido horário, onde a região da Flórida se
movimentava com maior velocidade que a região SE do Canadá. Esta
movimentação acentuada a sul, iniciou a separação da América do Norte da
América do Sul e África, formando o Gráben Calçoene da Bacia da Foz do
Amazonas. A formação deste gráben foi acompanhada de intensa atividade
magmática em torno de 200 Ma. O Gráben Calçoene possui natureza
essencialmente extensional, com falhas normais de direção NW-SE e formato
alongado, onde se encontram aproximadamente 1.000 metros de rochas
vulcânicas com intercalações de arenitos de ambiente desértico. A borda
sudoeste deste gráben é permeada por um enxame de diques que acompanha a
mesma direção e possuem extensão de dezenas de quilômetros. A paisagem era
dominada por desertos, sem drenagens desenvolvidas, dominando
provavelmente sedimentação por gravidade na borda do gráben (Figura 6.3).
139
No interior da América do Sul, as primeiras manifestações de fragmentação
do Gondwana ocorreram a partir de atividade vulcânica e reativação de falhas da
Bacia do Parnaíba no Jurássico, materializado por derrames e intrusões
magmáticas da Formação Mosquito. O magma alcançou a superfície através da
reativação de antigas zonas de fraqueza que outrora funcionaram como falhas
normais de vários pequenos grábens do Proterozóico que compõem parte do
embasamento desta bacia.
As áreas adjacentes à Bacia do Parnaíba e Gráben Calçoene foram
soerguidas e começaram a experimentar forte erosão, evidenciado pela ausência
das sequências mais novas que os grupos Serra Grande e Trombetas como
embasamento da Bacia de Marajó e do Sistema de Grábens Gurupi. A erosão foi
causada pelo soerguimento gerado pelo entumescimento causado pelo
magmatismo e possuiu forte controle tectônico, pois algumas áreas tiveram a
seqüência paleozóica totalmente erodida e outras, como no embasamento da
Bacia de Barreirinhas (que se formou 60 Ma de anos depois), totalmente
preservado.
Aproveitando as áreas não soerguidas, houve a deposição de seqüências
flúvio-lacustres das formações Corda e Pastos Bons, representando o primeiro
evento de formação da Bacia de Grajaú em baixos estruturais de forma
geométrica pouco conhecida durante o Meso e Neojurássico. A direção deste
controle estrutural não é entendida. Presume-se que tenham acompanhado as
direções principais da Bacia do Parnaíba (Figuras 6.4 e 6.5).
142
Belém
São Luís
LEGENDA
400 km
N
GONDWANA
LAURÁSIA
6.3 EOCRETÁCEO
O Cretáceo foi o período em que houve o maior número de modificações na
paisagem da região, com a formação de várias bacias, e culminando com a
separação da América do Sul da África.
Alguns trabalhos situam a formação da Bacia de Marajó no Jurássico, após
a formação do primeiro estágio de rifteamento na Bacia da Foz do Amazonas, mas
não existem dados concretos para sustentar esta hipótese, pois os sedimentos
mais antigos desta bacia não foram amostrados. A evolução inicial desta bacia é
objeto de especulações. Considerando que o rifteamento nesta região se
propagou do Atlântico Central em direção ao Gondwana, deveria ter passado
antes pela região da Bacia de Foz do Amazonas e posteriormente formado a
Bacia de Marajó, mas na região não há registro de movimentos tectônicos ou
sedimentação na região entre as fases rifte I e II da Bacia de Foz do Amazonas.
Portanto, este trabalho assume que a Bacia de Marajó se formou no Eocretáceo e
não foi resultado de um evento extensional isolado.
6.3.1 Pré-Barremiano
No Eocretáceo, antes do Barremiano, passou a dominar na região do
Marajó um regime extensional de baixa intensidade, resultando na formação da
Bacia de Marajó, com falhas normais sintéticas, de direções NW-SE e NNW-SSE,
inclinadas para NE, que controlaram a formação das sub-bacias de Cametá e
Mexiana, e o desenvolvimento do Arco de Gurupá; este funcionou como a ombreira
principal e provavelmente forneceu grande parte dos sedimentos que
preencheram os depocentros da bacia (Figura 6.6).
145
GONDWANA
Os processos de erosão e os pulsos extensionais que se sucederam ao
longo do Cretáceo resultaram na individualização de sistemas de serras
fortemente controlados pelas estruturas pré-cambrianas e pelas falhas normais e
falhas transcorrentes geradas em vários episódios tectônicos.
O Arco de Gurupá formou-se devido a desnivelamentos impostos pelas
principais falhas normais lístricas que originaram a Bacia de Marajó, através de
soerguimento por alívio de carga e por rotações de blocos falhados nas
adjacências do arco. O soerguimento antecedeu a deposição das seqüências
reunidas na Formação Alter do Chão (Neocretáceo), pois esta recobre, nas áreas
da Bacia do Amazonas e do arco de gurupá, as unidades mais antigas, chegando
a assentar-se sobre o pacote sedimentar do Pré-Cambriano, incluído na
Formação Prosperança (WANDERLEY FILHO, 1991).
O desenvolvimento do Arco de Gurupá expôs rochas das seqüências
paleozóicas da Bacia do Amazonas e do embasamento pré-cambriano, que foram
intensamente erodidas. Os sedimentos depositados na Bacia de Marajó nesse
período são pouco conhecidos, mas é previsível que tenham dominado sistemas
fluviais e leques aluviais; nesse caso, os principais sistemas fluviais
provavelmente originaram-se na área do Arco de Gurupá, devem ter sido
controlados pelas falhas de transcorrentes de direção NE-SW e fluiam em direção
à Bacia de Marajó, ao proto-Atlântico Central e à Bacia do Amazonas. Parte dos
sedimentos provenientes destas áreas altas ficou, provavelmente, confinada às
proximidades das falhas mestras da Bacia de Marajó, onde a maioria desses
deve ter sido depositada por processos gravitacionais.
Ainda nesta época, na porção leste do Arco de Gurupá, houve o
desenvolvimento de estruturas tipo roll-over, devido à progressiva propagação das
falhas normais sintéticas em direção a parte nordeste na Bacia de Marajó
(VILLEGAS, 1994).
147
6.3.2 Barremiano
No Barremiano (Figura 6.7), um novo evento de rifteamento com vulcanismo
associado incidiu na região, resultando na reativação das estruturas da Bacia da
Foz do Amazonas e na deposição da Formação Cassiporé, correspondendo à
segunda fase rifte nesta bacia.
O Gráben Cassiporé abriga um pacote com cerca de 8.000 metros
espessura de rochas vulcânicas e sedimentos de origem fluvial, deltáica e
lacustre, depositados em um período de aproximadamente 15 Ma. A origem
destes sedimentos é a região leste do Estado do Amapá, incluindo a Plataforma
Continental do Amapá, que corresponde à ombreira principal, a qual foi
amplamente soerguida, resultando na exposição de rochas formadas na crosta
inferior e dos diques mesozóicos que serviram de condutos para os derrames do
Gráben Calçoene.
O Gráben Cassiporé, com estruturação marcada por falhas de direções
NW-SE e N-S, se conectou à Bacia de Marajó através de falhas que compõem a
Sub-bacia de Mexiana, formando um grande sistema flúvio-lacustre, com
drenagens fluindo do Arco de Gurupá para a Bacia de Marajó e em direção à Bacia
da Foz do Amazonas. A grande distância de transporte dos sedimentos, nesta
época, é evidenciada pela presença de arenitos com grãos bem selecionados,
depositados em um sistema lacustre, formando folhelhos e arenitos, associados
a turbiditos.
148
Belém
São Luís
LEGENDA
400 km
N
LAURÁSIA
GONDWANA
6.3.3 Aptiano
No Aptiano (Figuras 6.8 e 6.9), a outra ombreira da Bacia de Marajó,
denominada Marajó Setentrional, começou a individualizar-se a partir da
instalação de falhas antitéticas, estabelecidas pela contínua ampliação da bacia.
Essas falhas definiram principalmente sistemas lístricos e planares, inclinados
para oeste na sub-bacia de Limoeiro, com pequenos rejeitos e posturas
suborizontais, em profundidades rasas. Nessa fase, o Marajó Setentrional
começou a funcionar também como área-fonte de sedimentos.
No Aptiano, um sistema fluvial bem desenvolvido se instalou na Bacia de
Marajó, com grandes e efêmeros lagos, que alcançavam a porção noroeste das
sub-bacias de Cametá e Mocajuba. Estes lagos não tiveram sazonalidade
definida, aparecendo provavelmente em fases de elevada subsidência nas sub-
bacias e desaparecendo por assoreamento, durante a ampliação do sistema
fluvial.
A paisagem montanhosa deveria predominar nas áreas adjacentes aos
depocentros, considerando-se a grande espessura dos pacotes sedimentares
depositados na Bacia de Marajó e na Bacia da Foz do Amazonas, e os rejeitos da
ordem de vários quilômetros associados às falhas normais.
Nesta época, os ambientes dominantes na Bacia de Marajó vinculavam-se
a sistemas de leques e talus aluviais (Formação Jacarezinho), passando para
fluvial a flúvio-deltáico, interagindo com sistemas lacustres (Formação Breves).
Avenius (1988) interpretaram os depósitos lacustres da Formação Breves como
possíveis ingressões marinhas nas sub-bacias de Mexiana e Limoeiro, porém a
Bacia de Marajó não poderia ter conexão com o proto Atlântico Equatorial através
da Bacia da Foz do Amazonas, pois nesta dominavam sistemas flúvio-lacustres,
sem registro marinho.
150
Belém
São Luís
LEGENDA
400 km
N
LAURÁSIA
Bacia de São Luís
GONDWANA
Belém
São Luís
LEGENDA
400 km
N
LAURÁSIA
GONDWANA
A única conexão possível seria com o “Mar Codó” na Bacia de Grajaú. Essa
conexão é dada como pouco provável, pois a Bacia de Marajó é separada da
Bacia de Grajaú pelo Arco de Tocantins, que na época era uma feição positiva que
servia como área fonte de sedimentos para as bacias em formação. Outro motivo
é que deveria haver registros marinhos na Sub-bacia de Cametá, o que não
ocorre.
Com a propagação dos sistemas de falhas antitéticas para nordeste,
aumentou a taxa de soerguimento da área do Marajó Setentrional e a Bacia de
Marajó alcançou o estágio de ampliação máximo, havendo aporte expressivo de
sedimentos do Marajó Setentrional a leste, do Arco de Tocantins a sudeste, e do
Arco de Gurupá a oeste.
Enquanto a Bacia de Marajó ampliava, novos eventos de soerguimento e
rifteamento iniciaram no interior da América do Sul. A leste da Bacia de Marajó
iniciou a individualização do Arco Ferrer-Urbano Santos e Arco de Tocantins,
associada a nova atividade magmática na região, representada pelos derrames e
soleiras da Formação Mosquito na Bacia de Grajaú. O soerguimento proporcionou
a exposição de seqüências das formações Corda e Pastos Bons, unidades
paleozóicas da Bacia do Parnaíba, rochas pré-silurianos e rochas do
embasamento cristalino, que foram intensamente erodidas e serviram como área
fonte de sedimentos para os depocentros adjacentes. O Arco de Tocantins
provavelmente funcionou como anteparo à expansão do rifteamento da Bacia de
Marajó para leste e para sul, promovendo a propagação de novos esforços
extensionais para outras áreas.
No início do Aptiano, começou o rifteamento e iniciou o desenvolvimento do
Sistema de Grábens Gurupi nas áreas das bacias de Bragança-Viseu e Ilha Nova,
resultando na formação de pequenos grábens, onde foram depositados os
sedimentos da Formação Bragança. Nesse período, a Bacia de São Luís ainda
153
não havia sido formada.
Ainda no Aptiano, o Arco de Tocantins foi parcialmente abatido, a partir do
segundo evento extensional que gerou a Bacia de Grajaú, funcionando como a
ombreira noroeste desta bacia, assim como a Serra do Estrondo, e servindo
como área-fonte de sedimentos para as bacias de Marajó e Grajaú, com
drenagens fluindo para NW e para SE, a partir do eixo principal do arco. Em
seguida, houve o início da deposição, ainda de forma incipiente, dos sistemas de
leques aluviais e fluviais da Formação Grajaú.
No final do Aptiano, houve subsidência regional na região do Arco Ferrer-
Urbano Santos, e a formação da Bacia de São Luís e deposição da Formação
Codó nas bacias de Bragança-Viseu, São Luís e Grajaú, acompanhada de
transgressão que responde pela formação do “Lago Codó” na Bacia de Bragança-
Viseu, do “Mar Codó” na Bacia de São Luís e do “Mar Epicontinental Codó” na
Bacia de Grajaú.
A formação da Bacia de Grajaú está vinculada à instalação de falhas
normais N-S, a partir da reativação das estruturas do Cinturão Araguaia,
responsáveis pelo início do soerguimento da Serra do Estrondo, e falhas normais
NE-SW no Arco de Tocantins, que juntos funcionaram como a ombreira desta
bacia. Nesta região, estava instalado um sistema fluvial, com fluxo para ESE e E,
interagindo com o “Mar Epicontinental Codó” na Bacia de Grajaú.
A partir do final do Aptiano iniciou o soerguimento do Arco do Gurupi, ainda
que de forma incipiente, com o aumento do rifteamento na região. O Arco de
Gurupi sofreu erosão durante este período e funcionou como divisor de águas,
com drenagens instaladas no sentido WNW-ESE na Bacia de Bragança-Viseu e
no sentido NW-SE, interagindo com as ocasionais ingressões marinhas nas
bacias de São Luís e Ilha Nova.
154
Ao mesmo tempo que o Arco do Gurupi se formava, ocorria a deposição da
Seqüência Itapecuru Inferior, na Bacia de Bragança-Viseu, com sistemas de
drenagens fluindo destas regiões para ESE, interagindo com o “Mar Itapecuru I”,
que iniciava sua transgressão sobre a Bacia de São Luís.
6.3.4 Albiano
O Albiano é o período mais importante da evolução do Gondwana na
região, pois foi marcado pela formação da frente extensional que originou as
bacias do Pará-Maranhão e Barreirinhas, pela ingressão marinha na Bacia da Foz
do Amazonas e pela última expressão de fragmentação e separação dos
continentes Sul-Americano e Africano.
No Albiano, a região Marajó Setentrional estava experimentando forte
soerguimento, a partir da contínua expansão da Bacia de Marajó e formação das
falhas antitéticas, funcionando ainda como fonte de sedimentos para a Bacia de
Marajó e para os sistemas flúvio-lacustres da Bacia do Pará-Maranhão (Figura
6.10).
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Belém
São Luís
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400 km
N
LAURÁSIA
GONDWANA
A partir da primeira metade do Albiano, foi retomada a sedimentação na
Bacia de Bragança-Viseu e a regressão do “Mar Itapecuru I” na Bacia de São Luís,
com predomínio de deposição de sedimentos continentais nas duas bacias e
formação de leques aluviais próximo às falhas principais, interagindo com um
mar raso, decorrente de rápida transgressão na Bacia de Ilha Nova. O Arco de
Gurupi, nesse período, sofreu intensa erosão, sob clima árido e houve mais uma
parada na deposição de sedimentos na Bacia de Bragança-Viseu. O Arco Ferrer-
Urbano Santos também experimentava erosão, assim como o Arco de Gurupi
servia de área fonte de sedimentos para as bacias adjacentes, com sistemas de
drenagens instalados nas direções N-S e ENE-WSW, interagindo com o “Mar
Itapecuru I”, ligado à transgressão marinha nas bacias de São Luís e Ilha Nova.
No Sistema de Grábens Gurupi, houve intensa erosão na Bacia de
Bragança-Viseu e a ingressão marinha na Bacia de São Luís. Nessa época, o
Arco de Gurupi, assim como parte da Bacia de Bragança-Viseu, serviram de área-
fonte de sedimentos (Figura 6.11).
O rifteamento que formou o Atlântico Equatorial estava se propagando da
Bacia do Ceará em direção ao noroeste, formando as Bacias de Barreirinhas e
Pará-Maranhão e promovendo o desenvolvimento de suas ombreiras, a
Plataforma de Ilha de Santana. Na Bacia de Barreirinhas, houve a invasão
marinha, enquanto que na Bacia do Pará Maranhão dominavam sistemas
lacustres associados a incipientes sistemas fluviais (Figura 6.12).
No final do Albiano, ocorreu o último ciclo deposicional nas bacias de
Bragança-Viseu e São Luís e nova ingressão marinha nesta última, denominada
de “Mar Itapecuru II”. O Arco de Gurupi, nesse período, continuava sendo erodido,
desta vez, sob influência de clima predominantemente tropical. Dominavam na
região sistemas de drenagens de direção ESE-WNW, fluindo para leste e
157
Belém
São Luís
LEGENDA
400 km
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LAURÁSIA
GONDWANA
LEGENDA
400 km
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LAURÁSIA
Belém
São Luís
Figura 6.12: Mapa paleogeográfico do Eocretáceo (final do Albiano),
mostrando a instalação de novos sistemas flúvio-lacustres na Bacia da Foz
do Amazonas e a transgressão marinha na Bacia do Pará-Maranhão, a
partir da Bacia de Barreirinhas.
GONDWANA
interagindo com o “Mar Itapecuru II”. Nesse período, houve deposição de
sedimentos continentais no Arco Ferrer-Urbano Santos, dominando sistemas
fluviais que desaguavam no proto-Oceano Atlântico Equatorial.
Segundo Azevedo (1992b), no Aptiano, a taxa de subsidência do Sistema de
Grábens Gurupi foi relativamente alta (460 m/Ma) e decresceu no Albiano (90-130
m/Ma), com a fase sintectônica terminando no Neoalbiano-Eocenomaniano. O
descréscimo da sedimentação neste conjunto de bacias coincide com o início de
uma nova fase de rifteamento, que gerou as bacias do Pará-Maranhão e
Barreirinhas.
Ainda no final do Albiano, ocorreu a ligação entre os oceanos Atlântico
Equatorial e Central, através do contínuo desenvolvimento do rifteamento da Bacia
do Pará-Maranhão para a direção noroeste, através de movimentação rotacional
no sentido anti-horário da África em relação à América do Sul, gerando nova fase
de rifteamento e a entrada do mar na Bacia da Foz do Amazonas (Figura 6.13).
O breve estágio rifte que formou as bacias de Pará-Maranhão e
Barreirinhas deixou pacotes de 1.800 e 3.500 metros, respectivamente, em um
intervalo de aproximadamente 6 Ma. O pacote rifte da Bacia da Foz do Amazonas,
que iniciou a deposição no Barremiano, cerca de 10 Ma antes, acumulou 6.000
metros de sedimentos. Estes enormes depósitos, em um curto intervalo de
tempo, demonstram a magnitude dos eventos de rifteamento, com grábens
estreitos, porém muito profundos e de soerguimento, possivelmente com relevos
alcançando cotas altas. Ainda não havia um sistema de drenagem de grande
porte neste período e dominava clima semi-árido, com pouca influência de
massas úmidas do recém formado Atlântico Equatorial; portanto, a fonte de
sedimentos para as bacias eram as regiões próximas soerguidas no próprio
evento de rifteamento, ou seja, as ombreiras das bacias. A ombreira da Bacia do
Pará-Maranhão é a região da plataforma de Ilha de Santana, que na época era
160
LEGENDA
400 km
N
ÁFRICA
AMÉRICA DO SUL
LAURÁSIA
Macapá
Belém
São Luís
AMÉRICA
DO SUL
ÁFRICA
uma área emersa com importante relevo. A ombreira da Bacia de Barreirinhas era
o Arco Ferrer-Urbano Santos.
No Eoalbiano, o bloco continental a ser separado da África foi definido a
partir da formação da Bacias do Pará-Maranhão e Barreirinhas. Houve a conexão
destas duas bacias com a Bacia da Foz do Amazonas, compondo um único
sistema de grábens onde dominavam sistemas marinhos, agora conectados com
o Atlântico Central.
Através de estudos de foraminíferos e radiolários, Pakulski (2006) definiram
que no final do Albiano a Bacia do Pará-Maranhão já apresentava grande
profundidade, com lâmina d’água superior a 2.000 metros e ambientes de
sedimentação nerítico, batial superior, médio e inferior, com talude bem
desenvolvido.
6.4 NEOCRETÁCEO
No Neocretáceo (Cenomaniano ao Maastrichitiano), diminuiu a intensidade
dos movimentos extensionais na Bacia de Marajó, resultando em baixa taxa de
subsidência na sub-bacia de Limoeiro. Nessa fase, os ambientes deposicionais
eram caracterizados por grandes lagos rasos ou por curtas transgressões
marinhas (Formação Anajás) sugeridas pela ocorrência de raros foraminíferos,
diatomáceas e algas carófitas, apenas nas sub-bacias de Mexiana e Limoeiro, e
sistemas fluviais que respondem pelos depósitos da Formação Limoeiro.
Sistemas fluviais de direções N-S e NW-SE estavam instalados na Serra do
Estrondo e no Arco de Tocantins, e interagiam com um mar raso, resultando em
sistemas estuarinos e na deposição dos sedimentos das formações Itapecuru e
Ipixuna na Bacia de Grajaú, e no Arco de Tocantins.
162
No final do Cretáceo, com a diminuição da magnitude dos movimentos
extensionais na Bacia de Marajó, cessaram os deslocamentos nas falhas
normais (sintéticas e antitéticas) e a intensificação do jogo de blocos ou
compartimentos ao longo de transcorrências NE-SW (lineamentos Arari, Limoeiro,
Tocantins e Carapajó), que tiveram papel importante na região do Marajó
Setentrional, com possíveis rearranjos de sistemas de drenagem e articulação
interna de blocos. Nessa fase, o limite noroeste do Marajó Setentrional começou a
se destacar na paisagem, em decorrência do desenvolvimento da sub-bacia de
Mexiana, através de movimentos direcionais dextrais ao longo do Lineamento
Arari. Os sistemas fluviais fluiam não apenas do Marajó Setentrional, do Arco de
Tocantins e do Arco de Gurupá, mas também das sub-bacias de Cametá e
Mocajuba em direção às sub-bacias de Limoeiro e Mexiana. Nesse período, o
Marajó Setentrional ainda experimentava erosão, mas com diminuição das taxas
de soerguimento (Figura 6.14).
O rearranjo estrutural da Sub-bacia de Mexiana proporcionou a invasão
marinha em toda a Bacia de Marajó, depositando os sedimentos da Formação
Limoeiro. Este mar interagia com sistemas fluviais do Arco de Gurupá e Arco de
Tocantins, principalmente (Figura 6.15).
Durante o Neocretáceo, as regiões dos arcos de Gurupá e Tocantins foram
submetidas a movimentos subsidentes. No primeiro, se instalou o pacote
sedimentar do Cretáceo-Paleogeno e a geração de falhas normais NW-SE, falhas
lístricas e reativação de falhas transcorrentes do Paleozóico na Bacia do
Amazonas. No Arco de Tocantins, a subsidência foi responsável pela ligação entre
os mares interiores presentes nas bacias de Marajó e Grajaú, com a deposição
da Formação Ipixuna, com registro de estruturas sedimentares relacionadas a
tempestade marinha. As regiões Marajó Setentrional e Plataforma de Ilha de
163
Belém
São Luís
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400 km
N
EURÁSIA
ÁFRICA
A.N.
Figura 6.14: Mapa paleogeográfico do Neocretáceo (Santoniano), mostrando
a contínua evolução do Oceano Atlântico Equatorial, com predominância de
sistemas fluviais nas bacias de Marajó, Bragança-Viseu, São Luís e Grajaú
e a instalação do sistema fluvial reponsável pela deposição da Formação
Alter do Chão na Bacia do Amazonas.
AMÉRICA DO SUL
Santana ficaram isoladas entre o “Mar Ipixuna” e o Atlântico Equatorial (Figura
6.16).
O Neocretáceo foi marcado pela parada da movimentação extensional no
interior do continente Sul-Americano, cessando as fases rifte nas bacias de
Marajó, Grajaú e Sistema de Grábens Gurupi. Todo o esforço extensional se
concentrou no Atlântico Equatorial, nas bacias da Foz do Amazonas, Pará-
Maranhão e Barreirinhas, que evoluíram para margem passiva. Apenas os efeitos
de deriva foram registrados na região Meio-Norte do brasil.
166
7 CONCLUSÕES
- A Bacia da Foz do Amazonas se formou a partir de três eventos extensionais
distintos e separados no tempo. O primeiro, no Neotriássico-Eojurássico, ligado
ao Oceano Atlântico Central, formou o Gráben de Calçoene; o segundo, do
Aptiano, ligado a esforços locais de formação do Oceano Atlântico Equatorial,
formou o Gráben de Cassiporé; e o terceiro, do Albiano, relacionado ao
desenvolvimento do rifteamento originado na Bacia Potiguar, que avançou na
direção das bacias do Ceará, Barreirinhas e Pará-Maranhão até alcançar a Bacia
da Foz do Amazonas e formar o Oceano Atlântico Equatorial;
- A Bacia de Marajó se formou no Barremiano, ao mesmo tempo que o Gráben de
Cassiporé da Bacia da Foz do Amazonas, pois as duas compartinham
seqüências deposicionais idênticas neste período;
- A Bacia do Grajaú é uma bacia sedimentar formada por dois processos distintos
no Eocretáceo. O primeiro formou uma bacia do tipo sag, com lenta subsidência,
onde se depositou a Seqüência Codó-Grajaú e o segundo se deu pela instalação
de falhas normais de direção N-S na região da Serra do Estrondo e NE-SW no
Arco de Tocantins, onde se depositaram as seqüências sedimentares que hoje
sustentam a Serra do Tiracambu.
- O magmatismo relacionado à fragmentação do Pangea e Gondwana na região
Meio-Norte do Brasil ocorreu em duas etapas. A primeira, com dois pulsos
principais, no Neotriássico e no Mesojurássico, e a segunda no Eocretáceo,
incidindo em regiões diferentes em cada evento.
168
- O primeiro evento magmático está relacionado ao processo de fragmentação do
Pangea e formação do Oceano Atlântico Central e ocorreu regionalmente há 200
Ma, e em locais isolados, como na Bacia do Tacutu, em torno de 170 Ma.
- O segundo evento magmático ocorreu no Eocretáceo, deixando registros nas
bacias da Foz do Amazonas e Parnaíba, e na região do Gurupi. Este magmatismo
está vinculado à segunda tentativa de formação do Atlântico Equatorial e precedeu
a formação das bacias do Grajaú e Marajó, do Sistema de Grábens Gurupi e a
segunda fase rifte na Bacia da Foz do Amazonas.
- A fragmentação do Gondwana na Região Meio-Norte do Brasil ocorreu através
de três eventos extensionais distintos, separados no tempo e no espaço.
- O primeiro episódio de fragmentação do Gondwana foi um rifteamento de baixa
intensidade, acompanhado de magmatismo na Bacia da Foz do Amazonas e está
ligado à formação do Oceano Atlântico Central no Neoriássico. O Gráben de
Calçoene foi formado neste evento.
- O Gárben de Calçoene é um braço de um ponto tríplice que não evoluiu entre a
América do Sul e África.
- O segundo iniciou no Barremiano e vincula-se a processos extensionais que
iniciaram a formação do Oceano Atlântico Equatorial na região, com sentido de
fragmentação NW para SE, formando o Gráben de Cassiporé na Bacia da Foz do
Amazonas e a Bacia de Marajó.
- Há um período de aproximadamente 60 Ma de intervalo entre o primeiro e o
169
segundo evento extensional na região.
- O terceiro evento ocorreu no Albiano e está relacionado à evolução do processo
de abertura do Oceano Atlântico Equatorial a partir do extremo leste da placa da
América do Sul, com sentido de movimentação de SE para NW e foi inciado com a
formação da Bacia Potiguar e evoluiu em direção à Bacia da Foz do Amazonas.
- O rifteamento gerado no Albiano formou um novo conjunto de falhas normais na
Bacia da Foz do Amazonas, que seccionaram obliquamente as falhas formadas
no Triássico e Eocretáceo.
- No final do Albiano, ocorreu a ligação entre os oceanos Atlântico Equatorial e
Central, através do desenvolvimento do rifteamento da Bacia do Pará-Maranhão
para em direção noroeste, gerando nova fase de rifteamento e a entrada do mar
na Bacia da Foz do Amazonas.
- A partir do Albiano, com a formação das bacias do Pará-Maranhão, Barreirinhas
e a terceira fase da Bacia da Foz do Amazonas, diminuiu a movimentação na
Bacia do Marajó e no Sistema de Grábens Gurupi.
- A partir do Albiano, enquanto as bacias do Pará-Maranhão, Barreirinhas e Bacia
da Foz do Amazonas se formavam, a movimantação extensional perdia
intensidade na Bacia de Marajó e o Sistema de Grábens Gurupi.
- A partir do Neocretáceo, toda a movimentação extensional se concentrou nas
bacias do Pará-Maranhão, Barreirinhas e Bacia da Foz do Amazonas, que
evoluiram para margem passiva.
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