Bacias Sedimentares Brasileiras

Bacias Sedimentares Brasileiras

(Parte 5 de 8)

Mantiqueira são as de Castro, Guaratubinha, Camarinha, Campo Alegre, Itajaí e Camaquã. O seu preenchimento vulcanossedimentar, portanto, pertence à seqüência Alfa de Soares et al. (1974).

A Bacia de Castro, situada a noroeste de Curitiba, é classificada como bacia transtensional (Bonacim et al. 1994), sendo, portanto, do tipo L e está parcialmente coberta pela Bacia do Paraná. O Grupo Castro que a preenche consiste-se de três associações litológicas (Moro et al. 1994): a Associação Tronco, basal, é iniciada por derrames andesíticos, seguidos por conglomerados e arenitos conglomeráticos; a Associação Piraí do Sul compreende arenitos arcoseanos e lamitos, tanto lacustres como de planícies aluviais; a associação mais superior, Tirania, começa por brechas piroclásticas, que passam lateralmente para lamitos lacustres e verticalmente para tufos, ignimbritos e riolitos, encerrando-se por conglomerados e arenitos conglomeráticos.

A Bacia Guaratubinha do tipo rifte (Fuck et al. 1967) está preenchida pela formação homônima, que se consiste de cinco associações litológicas (Castro et al. 1993): 1) Seqüência clástica grossa (conglomerados polimíticos sustentados pelos clastos); 2) Seqüência vulcânica ácida (riolitos e álcali-riolitos); 3) Seqüência vulcanoclástica ácida (lápili-tufos, aglomerados, ignimbritos e tufos de cinza); 4) Seqüência vulcânica intermediária (andesitos e riodacitos subordinados); e 5) Seqüência vulcanoclástica superior (tufos de cristal, cinza e lapili).

A Formação Camarinha aflora imediatamente a leste da

Bacia do Paraná, estando parcialmente coberta por ela. A Formação compreende arenitos grossos a finos, siltitos e argilitos/folhelhos; está cortada por dique de diabásio mesozóico (Góis, 1990) e presentemente está preservada em uma bacia strike-slip relacionada à Falha Lancinha (Moro, 2000).

A Bacia Campo Alegre está situada no extremo nordeste do Estado de Santa Catarina. O seu preenchimento vulcanossedimentar compreende conglomerados, arcóseos, siltitos e raros argilitos, bem como derrames basálticos, andesíticos, dacitos, tufos, diques de riolito, dacitos, ignimbritos, quartzo-traquito e cinzas vulcânicas. A sua nomenclatura estratigráfica foi estabelecida por Ebert (1971).

Recentemente, Citroni (1998) propôs o enquadramento dessas rochas em dois grupos (Bateias, inferior, e Campo Alegre, superior), o primeiro englobando quatro formações e o segundo cinco, em uma bacia gerada por esforços distensivos relacionados à falhas de alto ângulo de direção NNW–SSE (Petersohn, 2002), configurando, portanto, um rifte.

A Bacia de Itajaí foi descrita como uma antefossa molássica por Basei (1985) que reconheceu as falhas inversas do seu limite meridional e dividiu o seu preenchimento sedimentar (Grupo Itajaí) em duas unidades: uma arenítica basal e uma síltica de topo (Moro, 2000). Rostirolla (1991) caracterizou-a como de origem flexural, ligada geneticamente aos cavalgamentos do Grupo Brusque sobre o Maciço de Joinville, configurando uma bacia antepaís periférica, isto é, do lado oposto da zona de subducção. O preenchimento sedimentar da Bacia de Itajaí consiste-se de conglomerados, tanto sustentados pelos clastos, como pela matriz, arenitos e folhelhos, que formam associações turbidíticas de escorregamento bacial, transicional (leques deltaicos) e continentais. Essas associações foram descritas por Citroni (1993). A idade da bacia foi determinada pela descrição de traços fósseis de Chancelloria sp. em suas rochas sedimentares, por Paim et al. (1997). Estes autores lhe atribuíram idade de 540 Ma, correspondente ao limite entre o Cambriano e Neoproterozóico I. Idades mais antigas, entretanto, foram determinadas pelo método U-Pb para o magmatismo associado (Riolito Apiúna, 567 ± 14 Ma) (Basei et al. 1999).

A Bacia de Camaquã, situada no estado do Rio Grande do

Sul, compreende três sub-bacias – Camaquã Ocidental, Central e Oriental –, separadas pelos altos de Caçapava do Sul e da Serra das Esmeraldas. Todas são preenchidas pelo Grupo Camaquã, que possui 6.0 m de espessura (Fambrini et al. 2002), o qual está dividido da base para o topo na Formação Maricá, cuja base é composta de clásticos continentais de planície aluvial e cujo topo, de sucessivas invasões marinhas; Subgrupo Crespos, de natureza vulcanossedimentar; e, no topo, a Formação Santa Bárbara, de ambientes transicional e marinho (Fambrini et al. 2002; Pelosi e Fragoso-César, 2002). A idade do Grupo Camaquã (600–470 Ma; Dardenne e Schobbenhaus, 2001) coloca-o entre o Neoproterozóico I e o Ordoviciano, que corresponde à seqüência cratônica Alfa, transicional. A sua sedimentação, de acordo com Pelosi e Fragoso-César (2002), é independente do Ciclo Brasiliano, de modo que o grupo ocorre tanto sobre os complexos de subducção neoproterozóicos do Terreno Rio Vacacaí quanto sobre os granulitos paleoproterozóicos do Cráton Rio de La Plata (Pelosi e Fragoso-César, 2002). De acordo com reavaliação recente (Fragoso-César et al. 2002), o Grupo Camaquã foi depositado como cobertura anorogênica dentro de sistema de riftes intracontinentais com movimentação transcorrente ausente ou muito limitada, sob condições predominantes, marinhas e costeiras.

Parte I – Geologia76

Outras bacias da transição Neoproterozóico I–Cambriano existentes na Província Mantiqueira, de acordo com Moro (2000), são: 1) Eleutério e Pouso Alegre no nordeste do estado de São Paulo; 2) Pico de Itapeva, no mesmo estado; 3) Ervalzinho, no estado do Paraná; 4) Corupá, no estado de Santa Catarina, associada à Bacia de Campo Alegre; e 6) Guaritas, no estado do Rio Grande do Sul.

Na Província Tocantins, o conglomerado Rio das Barreiras, de idade cambro-ordoviciana (Guerreiro e Silva, 1976) aflorante no estado de Goiás, pertence à seqüência Alfa, de Soares et al. (1974; 1978). Hasui et al. (1977) consideraram-no como formação relacionada à fase final do Ciclo Brasiliano.

A Formação Água Bonita, de idade siluro-devoniana, também aflora na Província Tocantins, a noroeste do estado de Goiás. Ela consiste-se de conglomerados que em direção ao topo transicionam para arenitos micáceos médios a grossos, imaturos e localmente conglomeráticos (Lacerda Filho et al. 1999). De acordo com esses autores, o local onde ela aflora denomina-se “Gráben de Água Bonita”.

Bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá

Estas bacias estão situadas na região leste do Brasil (Fig. I.1), principalmente nos estados Bahia, Sergipe e Pernambuco, e são formadas por sistema de grábens de direção N–S (Recôncavo–Tucano), que muda abruptamente de direção para E–W, constituindo a Bacia de Jatobá. O sistema compreende essas três bacias, separadas por altos/arcos do embasamento: a Bacia do Recôncavo é limitada a norte pelo Alto de Aporá e seguida pela de Tucano, que é separada da de Jatobá pelo Alto do São Francisco.

O embasamento das bacias é formado por rochas arqueanas a paleoproterozóicas de Serrinha e do Greenstone Belt Rio Itapicuru, por rochas paleoproterozóicas da Faixa Salvador– Curaçá e neoproterozóicas da Faixa Sergipana (Delgado e Pedreira, 1995).

A Bacia do Recôncavo consiste-se de estrutura única formando meio gráben de direção NNE–SSW, com a borda falhada a sudeste e a flexural a oeste. O seu arcabouço tectônico consiste-se de falhas sintéticas e antitéticas paralelas à falha principal (Falha de Salvador, na borda SE) e zonas de transferência NW–SE que acomodam o deslocamento lateral entre blocos crustais (Aragão, 1993).

O seu preenchimento sedimentar, que atinge a espessura de 7.0 m no depocentro da bacia, compreende uma fase Sinéclise paleozóica (Formação Afligidos; Superseqüência Carbonífero-Permiana), seguida por uma fase Pré-rifte. Nesta fase, que representa o estiramento inicial da crosta, depositaram-se sedimentos continentais das formações Aliança, Sergi, Itaparica e Água Grande (flúvio-lacustres e eólicas; Magnavita et al. 1998) da Superseqüência Jurássica.

Na fase Rifte, a Bacia do Recôncavo foi preenchida por dois sistemas progradacionais principais (Magnavita et al. 1998): o primeiro, longitudinal a oblíquo, flúvio-deltaico passando a lacustre, representado pelas formações Candeias, Maracangalha, pelo Grupo Ilhas e pela Formação São Sebastião; o segundo sistema consiste-se de fan-deltas derivados da borda falhada, com conglomerados proximais (Formação Salvador) e turbiditos mediais a distais. Na fase Pós-rifte, houve deposição da Formação Marizal, com espessura de 50 m.

A Bacia de Tucano é a continuação da Bacia do Recôncavo para norte, além do Alto de Aporá. Está dividida nas subbacias Tucano Sul, Central e Norte, por zonas de transferência. O embasamento das bacias de Tucano Central e Norte mergulha para SE e o preenchimento sedimentar da Bacia de Tucano Central atinge mais de 12.0 m de espessura.

A Bacia de Jatobá, no estado de Pernambuco, tem direção geral E–W e está limitada a norte pelo Lineamento Pernambuco (Gomes, 2001); a sua subsidência foi controlada pela falha de Ibimirim, que faz parte do mesmo sistema.

A sedimentação nas sub-bacias de Tucano Sul e Central assemelha-se à da Bacia do Recôncavo; já a das bacias de Tucano Norte e Jatobá é distinta dessas. De sul para norte, enquanto a sedimentação argilosa predominante na Bacia do Recôncavo (Formações Candeias, Maracangalha) diminui de espessura, chegando a desaparecer, passa a predominar a sedimentação arenosa do Grupo Maçacará (Formação Marizal) cuja espessura aumenta, atingindo até 500 m (Ghignone, 1979; Magnavita et al. 1998).

Nas Bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá, também existe influência de estruturas compressivas (Aragão et al. 1999).

Bacia do Araripe

A Bacia do Araripe é intracratônica (Moraes e Figueiroa, 1998), depositada sobre riftes de direção NE–SW, o que lhe dá configuração steerhead (Brito Neves, inf. verbal, 2002). Isto permite classificá-la como do tipo Fratura Interior/Depressão Interior (IF/IS). A Bacia do Araripe está dividida em duas sub-bacias – a leste e a oeste – e, segundo Castro (1999), possui três depocentros.

Seu preenchimento abrange três seqüências cratônicas:

Gama, Delta A e Épsilon, de Soares et al. (1974; 1978). As seqüências Gama e Delta A correspondem às fases Pré-rifte e Rifte; a Seqüência Épsilon corresponde à fase Pós-rifte.

Na fase Pré-rifte (IS), depositaram-se as Formações Mauriti

(Siluro-Devoniana), composta por conglomerados e arenitos conglomeráticos, componentes de leques aluviais (Mabesoone, 1994); Brejo Santo (Jurássico) com folhelhos, argilitos e siltitos de origem lacustre; e Missão Velha, também Jurássica, que se consiste de depósitos de rios meandrantes (Mabesoone, 1994).

I. Bacias Sedimentares Paleozóicas e Meso-Cenozóicas Interiores77

A fase Rifte (IF) é representada pela Formação Abaiara, ainda de idade jurássica, composta por depósitos de sistemas flúvio-lacustres, sintectônicos (Gomes, 2001).

Finalmente, na fase Pós-rifte (IS) foram depositadas as

Formações aptiano-albianas Rio da Batateira, composta por arenitos conglomeráticos, granodecrescentes para arenitos, siltitos e folhelhos (Gomes, 2001), Santana, composta por folhelhos, calcários, argilas, margas e evaporitos de ambiente marinho restrito, e Arajara, composta por sedimentos terrígenos de granulação fina, de ambientes lagunar e litorâneo (Gomes, 2001). Cabe mencionar o Membro Crato da Formação Santana, cujos fósseis foram recentemente descritos por Viana e Neumann (1999).

Discordante sobre essas unidades está a Formação Exu, composta por arenitos argilosos de depósitos de canal e argilitos de planície de inundação, interpretados como de rios meandrantes.

Bacias de Iguatu

Elas compreendem as sub-bacias Iguatu propriamente dita, Malhada Vermelha, Lima Campos e Icó (Fig. I.13), do tipo L, que são preenchidas por sedimentos continentais pertencentes às seqüências Delta A e Épsilon. Estas seqüências são correlacionáveis às Superseqüências Jurássica e Cretácea da

Bacia das Alpercatas e da Bacia do Grajaú. A sua espessura máxima na Bacia de Iguatu é de 1.760 m (Castro, 1999).

Ghignone et al. (1986) mapearam essas rochas, reconhecendo nelas dois ciclos granodecrescentes, formados pelas unidades K1/K2 e K3/K4: as unidades K1 e K3 compreendem arenitos imaturos, seixosos e siltitos, interpretados por eles como aluvionamento de leitos de rios, carga de fundo ou barras de meandros, ou seja, sistemas fluviais entrelaçados e meandrantes. As unidades K2 e K4 consistem-se de ritmitos constituídos por arenito e folhelho; na unidade K2, as camadas são mais delgadas e, adicionalmente, ocorrem folhelhos calcíferos e calcários. Essas duas unidades foram interpretadas como depósitos de planícies de inundação e de lagos.

Mabesoone e Campanha (1973, 1974) e Ponte et al. (1990) formalizaram a estratigrafia dessas bacias denominando o conjunto das rochas sedimentares do Grupo Iguatu e as unidades K1, K2 de formações Icó e Malhada Vermelha; as unidades K3 e K4 passaram a ser os membros Cascudo e Superior, da Formação Lima Campos.

Recentemente, Ponte Filho (1994) enquadrou essas rochas sedimentares no conceito de estratigrafia de seqüências para riftes interiores estabelecido por Silva (1993), propondo a aplicação desta abordagem nas Bacias de Iguatu, considerando a influência da tectônica e do clima. De acordo com Ponte Filho (1994), a equivalência entre as unidades litoestratigráficas e as aloestratigráficas das Bacias de Iguatu é a seguinte:

Figura I.13 – Situação das bacias de Iguatu e Rio do Peixe em relação às falhas transcorrentes do nordeste do Brasil (modificado de Castro, 1999)

Figure I.13 – Situation of Iguatu and Rio do Peixe basins, in relation to the strike-slip faults of northeast Brasil. (modified from Castro, 1999)

Parte I – Geologia78

Grupo Iguatu = Tectonosseqüência Iguatu; Formações Icó e Malhada Vermelha = Intervalo tectonodeposicional 1; Formação Lima Campos = Intervalo tectono-deposicional 2.

Cada intervalo tectono-deposicional é dividido em sistemas deposicionais, de modo que as formações Icó e Malhada Vermelha consistem-se dos sistemas deposicionais 1 e 2 (respectivamente aluvial/fluvial e meandrante/lacustre) e os membros Cascudo e Superior da Formação Lima Campos em outros dois sistemas deposicionais (3 e 4), com interpretações similares.

Bacias do Rio do Peixe

Estas compreendem as sub-bacias Brejo das Freiras, Sousa e Pombal (Santos et al. 2001; Fig. I.13), do tipo L. Nessas bacias Ghignone et al. (1986) estabeleceram a presença de três ciclos granodecrescentes de sedimentação: o ciclo mais inferior (K1) consiste-se de conglomerados com clastos do embasamento, granodecrescentes ou desorganizados e siltitos vermelhos, interpretados como cones de dejeção, leques aluviais e fluxos de detritos; o intermediário (K2) é formado por ritmitos compostos por arenitos finos, micáceos, folhelhos e siltitos marrons e roxos, folhelhos verdes e calcários, algas e duricrusts, que foram interpretados como leques aluviais distais, depositados sob condições palustres; o ciclo superior (K3) é composto por arenitos grossos, feldspáticos, intercalados com folhelhos os quais possuem intercaladas cunhas de arenito e conglomerado e foi interpretado como cunhas de clásticos resultantes do rejuvenescimento do relevo a sul da bacia.

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