A área de bacias sedimentares no Brasil totaliza 6.436.200 km² , dos quais 4.898.050 (76%) km² estão em terra e 1.538.150 (24%) km² em plataforma continental. Da área de bacias sedimentares em terra, 4.513.450 km² (70%) são interiores e 384 600 km² estão na costa. Da área de bacias situadas no mar, há 776.460 km² com menos de 400m de lâmina d'água e 761.690 km², mais de 400m de lâmina d'água.
As bacias sedimentares do Brasil datam do Paleozóico, do Mesozóico e do Cenozóico As maiores são a Amazônica, a do Parnaíba – também chamada do Meio-Norte -, a do Paraná ou Paranaica e a Central. As de menor extensão são a do Recôncavo, Tucano (produtoras de petróleo), do Pantanal Mato-Grossense, do São Francisco ou Sanfranciscana, e a Litorânea.
As bacias do Pantanal Mato-Grossense, Litorânea, bem como alguns trechos que margeiam os rios da bacia hidrográfica Amazônica, foram formadas no Cenozóico. São do Mesozóico as bacias sedimentares Paranaica, Sanfranciscana e a do Meio-Norte, sendo que a formação da Paranaica e da Sanfranciscana, as mais antigas, já se inicia no Paleozóico.
Atualmente, nove das bacias sedimentares brasileiras (Santos, Campos, Espírito Santo, Tucano, Recôncavo, Sergipe-Alagoas, Potiguar, Ceará e Solimões), totalizando 1.645.330 km² (25,6% da área total), são produtoras de petróleo.
quinta-feira, 18 de junho de 2009
Bacias de pull-apart
Estas bacias romboédricas são depressões em fosso originadas pelo deslizamento antiparalelo de dois bordos ao longo de um eixo de desligamento em linha quebrada. Ao contrário dos casos anteriores, as bacias em pull-apart não formam num ambiente distensivo clássico, mas sim na passagem para um regime de compressão. No sector onde se forma a depressão, é comum haver duas falhas de desligamento quase paralelas. Resulta assim, do seu movimento relativo,uma distensão da crusta na região situada entre as duas falhas. Deste enquadramento tectónico resulta um bloco em forma de losango que se afunda.
A crusta subjacente a estas bacias é sempre continental, embora mais delgada que o normal.
Os exemplos mais clássicos são a depressão do Mar Morto (ao longo da falha de desligamento do rio Jordão) a depressão do Imperial Valley, no sul da Califórnia (ao longo da falha de Santo André). Comum às duas situações é a existência de depósitos salinos, responsáveis pelos lagos salgados do Mar Morto e de Salton Sea, respectivamente.
Também o Mar de Mármara, na Turquia, teve origem numa bacia em pull-apart.
A crusta subjacente a estas bacias é sempre continental, embora mais delgada que o normal.
Os exemplos mais clássicos são a depressão do Mar Morto (ao longo da falha de desligamento do rio Jordão) a depressão do Imperial Valley, no sul da Califórnia (ao longo da falha de Santo André). Comum às duas situações é a existência de depósitos salinos, responsáveis pelos lagos salgados do Mar Morto e de Salton Sea, respectivamente.
Também o Mar de Mármara, na Turquia, teve origem numa bacia em pull-apart.
Bacias intramontanhosas
Após a colisão entre dois blocos tectónicos, e terminados os movimentos horizontais (cavalgamentos), podem formar-se área subsidentes delimitadas por cordilheiras montanhosas. Estas áreas são normalmente de dimensões reduzidas (algumas dezenas de quilómetros de diâmetro), como acontece com algumas bacias no interior do Maciço Hespérico ibérico. Mas o caso mais evidente é o da Depressão de Turfan, no noroeste da China, situada a 154 metros abaixo do nível do mar e rodeada de cordilheiras que chegam a ultrapassar os 5000 metros de altitude.
Imagem de satélite mostrando a falha do rio Jordão e a depressão do Mar Morto. (fonte: NASA)
Contudo, há algumas bacias intramontanhosas de grandes dimensões (várias centenas de quilómetros de diâmetro), como, por exemplo, a planície Panónica que se localiza no centro da Europa. Esta depressão corresponde ao antigo Mar Panónico que existiu durante os tempos pliocénicos e encontra-se rodeada pelas cordilheiras dos Alpes, dos Balcãs e dos Cárpatos.
Como estas bacias se formam no seio de orógenos intensamente deformados e erodidos, a sedimentação que nela ocorre assenta em discordância sobre formações bastante mais antigas. A taxa de sedimentação nestas bacias (a par de uma elevada taxa de subsidência), pode ser muito alta, o que se traduz num cortejo sedimentar de alguns quilómetros de espessura.
Imagem de satélite mostrando a falha do rio Jordão e a depressão do Mar Morto. (fonte: NASA)
Contudo, há algumas bacias intramontanhosas de grandes dimensões (várias centenas de quilómetros de diâmetro), como, por exemplo, a planície Panónica que se localiza no centro da Europa. Esta depressão corresponde ao antigo Mar Panónico que existiu durante os tempos pliocénicos e encontra-se rodeada pelas cordilheiras dos Alpes, dos Balcãs e dos Cárpatos.
Como estas bacias se formam no seio de orógenos intensamente deformados e erodidos, a sedimentação que nela ocorre assenta em discordância sobre formações bastante mais antigas. A taxa de sedimentação nestas bacias (a par de uma elevada taxa de subsidência), pode ser muito alta, o que se traduz num cortejo sedimentar de alguns quilómetros de espessura.
Bacias de retroarco
São as que se situam entre o continente e o arco vulcânico. Resultam da migração do arco vulcânico causada pela sua distensão radial relativamente à margem continental. Desta migração radial resulta também a forma arqueada dos arquipélagos que constituem os arcos insulares vulcânicos, como por exemplo as Pequenas Antilhas, as ilhas Aleútas, as ilhas da Nova Bretanha e Salomão, o arco Kamchatka-Ilhas Curilas-Hokkaido, as Ilhas Marianas e o arco Samatra-Java.
As principais bacias de retroarco situam-se então em redor do Oceano Pacífico, apresentando diferentes estádios de evolução. Assim, quando a bacia ainda tem como substrato crusta continental constituída por rochas gnaisso-graníticas, forma plataformas submarinas pouco profundas, tais como as que unem a Indochina ao arco Samatra-Java (Mar de Java), ou Timor à Austrália (Mar de Arafura). Nos carbonatos que se incluem nos depósitos sedimentares destas bacias, têm grande importância os de origem recifal.
Em outros casos, o processo distensivo provoca o adelgaçamento e a rotura da crusta continental da bacia de retroarco. Começa então a formar-se crusta oceânica jovem, dando origem a um mar marginal profundo. Este estádio de evolução é o mais comum em todo o bordo ocidental do Pacífico, desde o Japão até à Nova Zelândia, sendo responsável pela formação das bacias do Mar da China Oriental, do Mar das Filipinas, do Mar de Salomão, do Mar das Fiji, entre outros.
As principais bacias de retroarco situam-se então em redor do Oceano Pacífico, apresentando diferentes estádios de evolução. Assim, quando a bacia ainda tem como substrato crusta continental constituída por rochas gnaisso-graníticas, forma plataformas submarinas pouco profundas, tais como as que unem a Indochina ao arco Samatra-Java (Mar de Java), ou Timor à Austrália (Mar de Arafura). Nos carbonatos que se incluem nos depósitos sedimentares destas bacias, têm grande importância os de origem recifal.
Em outros casos, o processo distensivo provoca o adelgaçamento e a rotura da crusta continental da bacia de retroarco. Começa então a formar-se crusta oceânica jovem, dando origem a um mar marginal profundo. Este estádio de evolução é o mais comum em todo o bordo ocidental do Pacífico, desde o Japão até à Nova Zelândia, sendo responsável pela formação das bacias do Mar da China Oriental, do Mar das Filipinas, do Mar de Salomão, do Mar das Fiji, entre outros.
Bacias frontais
Nas zonas de convergência interplacas é normal formarem-se bacias sedimentares, associadas à subducção de uma das placas, à frente da cadeia montanhosa ou do arco de ilhas vulcânicas que resultam desses fenómenos convergentes. Por esse motivo, são designadas por bacias frontais ou de antearco.
Estas bacias podem acumular pouca quantidade de sedimentos, sob uma grande espessura de água, como acontece, por exemplo, no arco das Aleútas (no Alasca), no arco de Luzon (nas Filipinas) e nas Pequenas Antilhas. Porém, em outros casos, o enchimento sedimentar leva a que a bacia possa estar até quase completamente emersa, como acontece em Makran (no sul do Irã e do Paquistão).
Estas bacias podem acumular pouca quantidade de sedimentos, sob uma grande espessura de água, como acontece, por exemplo, no arco das Aleútas (no Alasca), no arco de Luzon (nas Filipinas) e nas Pequenas Antilhas. Porém, em outros casos, o enchimento sedimentar leva a que a bacia possa estar até quase completamente emersa, como acontece em Makran (no sul do Irã e do Paquistão).
Margens continentais
Este é o mais amplo e diverso tipo de bacias, compreendendo o antigo conceito de geossinclinal.
Imagem de satélite mostrando a Península Arábica e o Mar Vermelho. Fonte: NASA.
A evolução das margens continentais faz-se ao longo de várias fases, de acordo com o ciclo de Wilson. O processo inicia-se após a fragmentação de uma placa continental, respectivo adelgaçamento e intrusão de crusta oceânica (rifte). Esta fase corresponde ao que se passa actualmente no Mar Vermelho, após o rompimento da Arábia relativamente à África.
A continuação da distensão da bacia leva a uma nova fase que corresponde a uma margem continental madura ou passiva. Esta fase é vulgarmente designada por tipo atlântico, porque é o tipo mais frequente de bordos continentais deste oceano, nomeadamente as plataformas continentais da Terra Nova, do Brasil e da África ocidental. A sedimentação, lenta e progressiva, dá-se especialmente nos sectores subsidentes próximos dos bordos dos continentes, sobre a zona de transição entre a crusta continental e a crusta oceânica. Prevalece um ambiente de estabilidade tectónica levando a que estas margens passivas sejam praticamente assísmicas e não vulcânicas.
Consoante a abundância de sedimentação distinguem-se as margens magras (2 a 4 km de sedimentos) das margens gordas (mais de 4 km). As margens magras são um conjunto de pequenas bacias delimitadas por relevos residuais de origem tectónica, os quais difilcutam a progradação dos sedimentos vindos do continente. As margens gordas têm uma superfície topográfica muito mais monótona porque os sedimentos acabam por cobrir os blocos tectónicos subjacentes. Uma margem magra pode vir a transformar-se numa margem gorda, sendo que essa evolução pode favorecer a génese de bacias petrolíferas. Tal é o caso das costas atlânticas de África: golfo do Biafra, Gabão, Congo e Angola.
As margens continentais maduras, passivas e divergentes, continuam a sua evolução até ocorrer uma inversão tectónica. Nessa altura, depois da formação de uma zona de subducção, elas passam a margens convergentes, terminando a sua evolução num orógeno. Os efeitos da compressão tectónica levam ao soerguimento e dobramento das camadas sedimentares formadas previamente, constituindo importantes cadeias orogénicas dobradas, como aconteceu com as grandes cordilheiras formadas durante a orogenia alpina.
Imagem de satélite mostrando a Península Arábica e o Mar Vermelho. Fonte: NASA.
A evolução das margens continentais faz-se ao longo de várias fases, de acordo com o ciclo de Wilson. O processo inicia-se após a fragmentação de uma placa continental, respectivo adelgaçamento e intrusão de crusta oceânica (rifte). Esta fase corresponde ao que se passa actualmente no Mar Vermelho, após o rompimento da Arábia relativamente à África.
A continuação da distensão da bacia leva a uma nova fase que corresponde a uma margem continental madura ou passiva. Esta fase é vulgarmente designada por tipo atlântico, porque é o tipo mais frequente de bordos continentais deste oceano, nomeadamente as plataformas continentais da Terra Nova, do Brasil e da África ocidental. A sedimentação, lenta e progressiva, dá-se especialmente nos sectores subsidentes próximos dos bordos dos continentes, sobre a zona de transição entre a crusta continental e a crusta oceânica. Prevalece um ambiente de estabilidade tectónica levando a que estas margens passivas sejam praticamente assísmicas e não vulcânicas.
Consoante a abundância de sedimentação distinguem-se as margens magras (2 a 4 km de sedimentos) das margens gordas (mais de 4 km). As margens magras são um conjunto de pequenas bacias delimitadas por relevos residuais de origem tectónica, os quais difilcutam a progradação dos sedimentos vindos do continente. As margens gordas têm uma superfície topográfica muito mais monótona porque os sedimentos acabam por cobrir os blocos tectónicos subjacentes. Uma margem magra pode vir a transformar-se numa margem gorda, sendo que essa evolução pode favorecer a génese de bacias petrolíferas. Tal é o caso das costas atlânticas de África: golfo do Biafra, Gabão, Congo e Angola.
As margens continentais maduras, passivas e divergentes, continuam a sua evolução até ocorrer uma inversão tectónica. Nessa altura, depois da formação de uma zona de subducção, elas passam a margens convergentes, terminando a sua evolução num orógeno. Os efeitos da compressão tectónica levam ao soerguimento e dobramento das camadas sedimentares formadas previamente, constituindo importantes cadeias orogénicas dobradas, como aconteceu com as grandes cordilheiras formadas durante a orogenia alpina.
Bacias oceânicas
As bacias oceânicas situam-se no interior de uma placa tectónica, mas na qual o substrato é constituído por crusta oceânica. Situam-se nos grandes fundo abissais e, de acordo com o movimento das placas e com a expansão dos fundos marinhos, este tipo de bacias tende a permanecer como bacias oceânicas durante um longo período de tempo geológico. A crusta oceânica do substrato vai-se renovando constantemente a partir dos riftes das dorsais oceânicas e sobre ela se vão depositando sedimentos pelágicos em camadas tabulares. A idade dos materiais sedimentares é compreendida entre a actualidade (fundo oceânico atual) e a crusta infrajacente, a qual será progressivamente mais moderna em direcção à dorsal e mais antiga em direcção à margem continental ou à fossa oceânica.
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