Legenda : Modifica do de (MATOS,2021)
Tabela 1 - Posições do polo de rotação da América do Sul em relação à África
IDADE (MA) LAT LONG ÂNGULO (°) PERÍODO
145 45,368 -32,191 57,085 Pré-Rif te
135 45,368 -32,191 56,835 Pré-Rif te
128,78 47,525 -34,485 55,2313 Pré-Rif te
120,8 51,077 -32,505 52,6024 Pré-Rif te
102 54,131 -34,549 45,5 Rif te
83 62,29 -34,78 33,58 Pós-Rif te
Fonte: Modifica do de MATOS et al., 2021).
controlado movimentos laterais em larga escala, em consequência do rifteamento na região do Atlântico Sul. O rifte na porção equatorial ocorreu entre o final do Aptiano e início do Albiano, se propagando do Atlântico Sul para o norte, e de oeste para leste do Atlântico Central para o equatorial. Sendo a região da leste da Bacia Potiguar e Bacia de Pernambuco, a última região a se separar, no fim do Albiano (RABINOWITZ & LABRECQUE, 1979; SZATIMARI et al, 1987; AZEVEDO, 1991; MATOS,2000; BASILE et al. 2005; MOULIN et al,2010; SOARES JÚNIOR et al., 2008 e 2011, SETON et al, 2012; MATOS et al., 2021 e MATOS,2021).
a) Pré-Rifte
O período Pré-rifte tem início ainda no final do Triássico início do Jurássico, como reflexo da separação do supercontinente Pangeia. O evento magmático CAMP (Central Atlântic Magmatic Province), ocorrido na região do Atlântico Central, interrompeu a estabilidade local promovendo magmatismo em diferentes áreas, como na Bacia do Parnaíba (Formação Mosquito- derrames e intrusões basálticas) e na porção leste do Amapá (enxame de diques) (SOARES JÚNIOR et al.,2011; TAVARES et al., 2020).O magmatismo e soerguimento que acontecia na região foi sucedido pela formação do sistema de rifte Demerara-Marajó, começando na porção oeste e seguindo em direção sul (Figura) (MATOS et al, 2021). Os grábens da Bacia de Marajó estão posicionados quase totalmente sobre a faixa móvel Araguaia, herdadas do Ciclo Orogênico Brasiliano (ZÁLAN & MATSUDA, 2007). Durante este período de Pré-rifte já se podia ver indícios da formação da Bacia do Foz do Amazonas devido ao desenvolvimento do grábens do Calçoene (Figura 12). Após isso a região passou por um período de estabilidade tectônica, voltando a se reativar no Eocretáceo (SOARES JÚNIOR et al.,2011).
Figura 12: Gráben do Calçoene, início da formação da Bacia do Foz do Amazonas
Fonte: Modifica do de SOARES JÚNIOR et al, 2011.
ambas as placas; na Bacia de Marajó um regime distensivo de baixa intensidade passa a atuar, com falhas sintéticas que controlam a formação das Bacias Cometá e Mexiana e o desenvolvimento do Arco de Gurupá (SOARES JÚNIOR et al.,2011; TAVARES et al.,2020).
Neste período nasce também o sistema de rifte Recôncavo-Tucano-Jatobá/Gabão-Sergipe Alagoas, na região leste do que seria a placa sul-americana, desenvolvido a partir das antigas zonas de cisalhamento Pernambuco e África Central. Ocorre também a formação de um sistema de rifte denominado Cariri-Potiguar- Oeste Africano, devido à propagação para oeste do rifte Oeste Africano até a região de Cariri-Potiguar (MATOS et al, 2021).
Neste período também ocorreram mudanças no polo de rotação que promoveram deslocamentos na placa sul-americana em relação à placa africana, e tais movimentos induziram deformações internas na placa sul-americana. Juntamente com estes movimentos a LIP Paraná- Etendeka começava a se formar na região mais ao sul, assim como também o magmatismo na Província Borborema. (MATOS et al, 2021)
b) Rifte
i. Aptiano
A rotação em sentido horário continuou, e estes movimentos agora localizados na zona de cisalhamento do Lineamento Transbrasiliano desenvolveram uma deformação compressional entre os Platôs Demerara e Guiné; este evento compressional é também indicado pelo hiato sedimentar nos grábens de Marajó e Gurupi. Um sistema strike slip intra-continental se desenvolveu na região do Atlântico Equatorial, se estabelecendo entre a região dos sistemas de rifte Demerara-Marajó e Cariri-Potiguar-Oeste Africano, para balancear os movimentos, e este novo sistema cortou ortogonalmente o Lineamento Transbraliano/Trans-Saara. Os esforços de rifteamento fora do novo sistema (Cariri-Potiguar-Oeste Africano, Demerara-Marajó, Recôncavo-Tucano-Jatobá) foram cessados posteriormente, d eixando apenas evidências em algumas bacias sedimentares (MATOS et al, 2021).
O estresse começou a se dissipar conforme toda a região começou a se fragmentar, e as condições transtensionais criaram uma série de depocentros escalonados em direção NW-SE em todo domínio equatorial (MATOS,2000). Um evento com vulcanismo associado incidiu na região e resultou na reativação das estruturas da Bacia do Foz do Amazonas e na deposição da
Mexiana, e então passaram a atuar em conjunto (SOARES JÚNIOR et al, 2011).
Durante esta fase do rifteamento da área equatorial o delta do Niger aparece como uma junção tríplice, entre o Atlântico Sul, o rifte transtensional de Benue e a Zona Transformante das bacias equatoriais en echelón. O braço nordeste do Atlântico Sul falhou a cerca de 120 Ma, no final da quebra do Gondwana, coincidindo com a acresção oceânica na Antártica e a Índia.
Esta acresção oceânica incipiente impôs uma reorganização cinemática das placas e a conexão entre o Atlântico Sul e Central através da Zona de Falhas en echelón Romanche e São Paulo, cortando através de estruturas Panafricanas localizadas em áreas previamente rebaixadas (BASILE et al, 2005).
Os limites litosféricos entre a América do sul e África começam a ser definidos na região sul e as placas começam a se afastar. O rifteamento começa a se instalar na margem equatorial, com o afastamento da África em direção leste com movimentos strike-slip na região. (MATOS, et al, 2021; TAVARES et al.,2020)
Evolução de falhas devido à ampliação da Bacia Marajó continua no Aptiano que agora começa a funcionar como área fonte de sedimentos, com o estabelecimento de um sistema fluvial na região, que se acredita que a região era montanhosa devido à espessura do pacote sedimentar nas Bacias Marajó e Foz do Amazonas e pelo rejeito das falhas associados às falhas normais que são da ordem de quilômetros. Formação de Grábens do Gurupi nas áreas das Bacias Bragança-Vizeu e Ilha Nova, onde foram depositados os sedimentos da Formação Bragança. E a Bacia de São Luís ainda não havia se formado (SOARES JÚNIOR et al, 2011).
A Bacia Marajó e o sistema de Grábens do Gurupi alcançaram sua ampliação máxima com o desenvolvimento completo de falhas antiéticas. O Arco do Gurupi começou seu soerguimento, ainda que de forma incipiente, com o aumento do rifteamento. Sofreu erosão durante este período e funcionou como um divisor de águas, com drenagens WNW-ESE na Bacia Bragança-Viseu, interagindo com ocasionais ingressões marinhas nas Bacias São Luís e Ilha Nova. (SOARES JÚNIOR et al, 2011).
A direção de espalhamento dos dois oceanos determinada neste tempo, indica que a divergência oblíqua ocorreu na porção equatorial. Portanto, um corredor de cisalhamento transtensional E-W com um componente extensional externo foi desenvolvido para acomodar as taxas de espalhamento nas bacias oceânicas adjacentes (AZEVEDO,1991). Pelo Aptiano, ambos central e sul Atlântico, passaram por um rápido espalhamento com geração de crosta oceânica. A cinemática de abertura destas duas bacias oceânicas definiu a maneira pela qual a região equatorial foi deformada.
a) Movimento transformante E-W generalizado com um leve divergente oblíquo;
b) Transição rápida entre os ambientes sedimentares, continental e marinho. A sedimentação siliciclástica intra-continental em ambientes fluviais e lacustres ao longo das falhas Romanche e São Paulo, esta sedimentação era forte enquanto ocorria subsidência das bacias controladas por falhas transtensional ou strike-slip (BASILE et al, 2005);
c) Subsidência lenta no Aptiano, seguida por altas taxas de subsidência, consequentemente altos níveis de tensão, no Eoalbiano. A maior parte do afinamento crustal e a subsidência estavam localizadas ao longo da falha curvada costeira, localizada na terminação da Falha Transformante São Paulo, na área extensional (BASILE et al, 2005);
d) Os principais deslocamentos dextrais ocorreram ao longo da Falha sobradinho e outras zonas de falha na Bacia pull-apart Barreirinhas, sendo estes ramos da Zona de Fratura Romanche (BASILE et al, 2005; AZEVEDO,1991).
e) Fim da deposição de sal e a quebra continental nos segmentos central e equatorial. Entre o chron M0 e este período o movimento dos blocos africanos mudaram muito, enquanto os blocos na região austral (ao sul do Gondwana), permaneceram relativamente parados ou muito devagar, mostrando então a deformação interna em ambas as placas durante a evolução do rifte (MOULIN et al, 2010).
O desenvolvimento do ambiente do rifte marinho restrito na MEB, ocorre no mesmo período do estágio Hipersalino na região das bacias de sal centrais. Como discutido anteriormente, existem incertezas sobre as idades: O chron M0 e a base do Aptiano a cerca de 120 Ma (idade controlada pelo chron M0), mas representativo a idade do sal de 113 Ma na carta ICS. O desenvolvimento do braço equatorial experimentou um desenvolvimento de um ambiente marinho restrito, ligando o braço equatorial inteiro, antes da ativação das falhas transformante. (MATOS et al, 2021).
ii. Albiano
Falhas Proto-Transformantes, anteriores ao espalhamento do fundo oceânico, desenvolveram-se no atlântico equatorial durante os estágios finais da quebra continental. O espalhamento localizado do fundo oceânico começa nos segmentos transtensionais do AE. A
espalhamento desconectados e separados pelas falhas continentais cisalhantes entra a África e a América do Sul.
Enquanto o processo de rifteamento, agora já mais avançado na porção oeste da margem equatorial e na porção sul das placas, a região leste da margem equatorial ainda se encontrava no regime de rifte intra-continental, Matos et al. (2021) chama esta região de domínio ortogonal, formado pelos riftes de Pernambuco-Douala e Paraíba-Rio del Rey-Baixo Benue, e esta região atuou equilibrando os movimentos dos riftes da porção sul e oeste equatorial.
No Eoalbiano um sistema de rifte originou o as Bacias Pará-Maranhão e Barreirinhas que ao se conectarem com a Bacia do Foz do Amazonas formando um único sistema de grábens, onde passaram a dominar sistemas marinhos dominados pelo Atlântico Central. Esta conexão ocorreu devido ao movimento anti-horário da África em relação à América do Sul. Em poucos milhões de anos estas bacias acumularam um extenso pacote sedimentar, mesmo em uma região predominantemente árida, sendo estes sedimentos provavelmente oriundos das ombreias das bacias. Este pacote sedimentar pode ser um indicador da magnitude dos eventos de rifteamento, com grábens estreitos, porém muito profundos e soerguidos. No final do Albiano os oceanos Atlântico Central e sul já estavam conectados, através do Atlântico Equatorial (SOARES JÚNIOR et al., 2011).
c) Pós-Rifte
Neste período os movimentos extensionais no interior do continente sul-americano cessou. O esforço extensional passou a se concentrar nas bacias marginais do Atlântico Equatorial, que através disso evoluíram para o estágio de margem passiva (SOARES JÚNIOR et al, 2011). Os processos dominantes agora eram a sedimentação e o resfriamento da litosfera oceânica, acompanhado da subsidência termal (MATOS,2000)
iii. Oligoceno
Ocorreu o estágio mais intenso do processo de subducção entre as placas América do Sul e de Nazca, promovendo o soerguimento da Cordilheira Andina. Este soerguimento promoveu um rearranjo das drenagens na região, fazendo com que o Rio Amazonas, que antes desaguava no Oceano Pacífico passasse a desaguar agora no Oceano Atlântico (SOARES
margem equatorial brasileira, o Cone do Amazonas.