4.1.
Geologia Regional
A área de estudo está contemplada na porção emersa da Cordilheira Atobá (MAIA et al., 2016), composta por 6 ilhotas e 4 rochedos de contornos irregulares, chamadas de Arquipélago de São Pedro e São Paulo (ASPSP). Essa Cordilheira se apresenta encaixada no limite norte do ativo Sistema da Falha Transformante São Paulo, oriunda da quebra do continente Pangeia e consequente abertura do Oceano Atlântico (MAIA et al., 1998).
A Zona da Falha Transformante de São Paulo, na qual o ASPSP encontra-se geologicamente inserido, apresenta direção E-W e movimento transcorrente dextral ao longo de 630 km (MOTOKI et al. 2009; CAMPOS et al., 2010; MAIA et al., 2016).
A morfologia da estrutura submarina onde o Arquipélago ocorre apresenta 90 km de extensão, 20 km de largura e 3800 metros de altura, sendo chamada de Cadeia Peridotítica São Pedro e São Paulo por Motoki et al. (2009) (Figura 10).
Figura 10 – Visualização da morfologia abissal em torno do ASPSP, confeccionada com base na batimetria predita (UCSD-SIO, 2009). A escala vertical é exagerada em 12 vezes da escala horizontal.
Hekinian (2000) e Sichel et al. (2011) dividem esta cadeia em duas elevações: a elevação sul é composta por peridotitos granulares não deformados e fortemente serpentinizados e a elevação norte, onde afloram as rochas em superfície, abrangendo o ASPSP (Figura 11) é composta principalmente de rochas plutônicas alcalinas ricas em lherzolita e kaesurtita extensivamente milonitizada e pouco serpentinizada, sendo intrudidos por gabros e basaltos, considerando a amostragem por submersível de Hekinian et al., (2000). Sichel et al. (2008) apontam para os enriquecimentos em U, Th, Ba, terras raras leves e gases nobres, especialmente, indicando que estes enriquecimentos se relacionam aos processos de milonitização de um manto previamente afetado por metassomatismo na elevação norte. Sobre
o peridotito milonitizado ocorre uma cobertura sedimentar de deposição marinha raso de idade neogênica (CAMPOS et al., 2003; CAMPOS et al., 2010) (Figura 12).
Figura 11 – Perfil com compilação de mergulhos profundos pelo submersível Nautile, segundo Hekinian et al. (2000). A escala vertical é exagerada em 2 vezes da horizontal.
Motoki et al. (2015) também denominam esta cadeia de Brachiosaurus, em referência a sua forma tridimensional e semelhança ao Godzila Megamullion do Oceano Pacifico. Estes mesmos autores descrevem a Cadeia de Brachiosaurus como constituída por rochas ultramáficas do manto abissal, situado na interseção da falha transformante de São Paulo com a cordilheira meso-oceânica.
4.2. Megamullion
Exposições do manto abissal no fundo oceânico são raramente encontradas e quando ocorrem estão condicionadas ao longo de falhas transformantes, assim como em segmentos de cadeia meso-oceânica e em megamullions. Os megamullions, sinônimo para oceanic core
complex (OCC), foram definidos por Hekinian et al. (2000), como saliências lineares em forma
de estrias, que ocorrem perpendicularmente às cadeias meso-oceânicas adjacentes, possuem altura relativa de 100 m a 200 m, são compostas geralmente de rochas gabróicas e peridotíticas indicando processos amagmáticos, e que foram associadas a área de estudo.
Motoki et al. (2013) afirmam que as condições para a ocorrência de um megamullion são satisfatórias na área de estudo, entretanto quando comparado à morfologia submarina encontrada no Atlântico Norte, estas seriam distintas das características encontradas no arquipélago, pois as rochas do ASPSP não apresentam gabros na sua constituição. Desta forma, a origem e o mecanismo de exumação das rochas mantélicas da Cadeia Peridotítica Brachiosaurus pode ser diferentes de megamullion descritos, além de inferir que a grande altura, a morfologia altamente acidentada, a elevada declividade dos flancos e alta velocidade de soerguimento são incompatíveis com o modelo. Entretanto, Hekinian et al. (2000), para o flanco norte, descrevem rochas fortemente tectonizadas, essencialmente milonito peridotítico serpentinizado, milonito peridotítico bandado e serpentinizado, raras intrusões gabróicas e derrames basálticos, onde haveria a inserção de gabros no ASPSP, contrapondo uma das condições apresentadas por Motoki (2013).
Motoki et al. (2015) listam as condições tectônicas para a exumação de manto por espalhamento amagamático no ASPSP, sendo estes: a) tectonismo de distensão no contato divergente de placas de espalhamento amagamático; e b) tectonismo de compressão na cadeia de transpressão ao longo da falha transformante (MAIA et al., 2016).
No primeiro caso, o tectonismo de distensão no contato divergente de placas de espalhamento amagamático seria o gerador de magmas basálticos, com fusão parcial por descompressão quase que adiabática devido a taxa de espalhamento ser alta e não haver tempo para o resfriamento do manto em ascensão. Quando a taxa de espalhamento é baixa, há tempo para o resfriamento e então não há magma suficiente para formar a crosta oceânica, sendo assim, se observa o fenômeno de exumação de manto (Figura 13). No contato divergente de placas deste tipo, ao invés de graben de rifte, ocorre a falha normal de baixo ângulo denominada falha de descolamento (detachment fault como descrito por BRUN et al., 1994; CANALES et al., 2004; ESCARTÍN et al., 2008). Tal espalhamento é denominado espalhamento amagmático ou espalhamento tectônico (DICK et al., 2003, CANNAT et al., 2006).
Figura 13 – Evolução tectônica de uma zona de espalhamento amagmático com a exumação do manto e formação de megamullion. Modificado de Tucholke et al. (1998).
A segunda condição tectônica para exumação consiste no tectonismo de compressão na cadeia de transpressão ao longo da falha transformante, sendo este o mecanismo responsável pela exumação do manto, característico de zonas com movimento transcorrente, neste caso, dextral, observado no limítrofe noroeste da zona de falha transformante de São Paulo.
A distensão e o esforço de compressão ocorre ao longo de uma falha transcorrente em trechos em que as direções da falha transformante e do movimento relativo das placas não são paralelas (MAIA et al., 2016). Em uma falha de deslocamento dextral com direção leste-oeste, quando o trecho da falha tem direção local nordeste-sudoeste, gera-se a compressão perpendicular à falha consequentemente (MAIA et al., 2016). A compressão forma uma saliência morfológica linear paralela ao trecho da falha, denominada cadeia de transpressão
(pressure-ridge). Porém, se o trecho tem direção local noroeste-sudeste, uma distensão é gerada, formando uma bacia de distensão (pull-apart basin; Figura 14).
Figura 14 – Ilustração esquemática para a gênese tectônica de cadeia de transpressão (pressure-ridge) e bacia de distensão (pull-apart basin).
A zona de falha transcorrente de São Paulo é constituída, pelo menos, por quatro falhas transformantes e três segmentos inter-transformantes de cadeia, ou seja, centros de espalhamento de placas oceânicas (MAIA et al., 2016). Na maioria das partes, o contato entre as placa Sul-Americana e Africana é evidenciada claramente pela morfologia submarina. (MAIA et al., 2016; Motoki et al., 2015).
4.3.
Formação São Pedro e São Paulo
A sequência sedimentar existente na Ilha Sudeste do ASPSP foi proposta por Campos et al. (2002, 2003, 2009) e Virgens Neto (2006) como Formação São Pedro e São Paulo, sendo uma unidade de idade Pleistocênica, de acordo com datações 14C em fósseis do topo da sequência (VIRGENS NETO, 2006). Consiste em uma sequência sedimentar biolitoclástica cimentada por carbonato de cálcio de precipitação marinha, repousante em contato discordante sobre o embasamento peridotitico milonitizado. Esta unidade é representada por uma bancada sedimentar de aproximadamente 6 metros de espessura e originou-se a partir da deposição dos sedimentos marinhos em águas rasas de uma paleo-bacia em épocas de nível relativo do mar mais elevado.
Campos et al., 2003 e Campos et al., 2009 sugerem que a Formação São Pedro e São Paulo é composta por duas unidades principais: Atobás (A) e Viuvinhas (V), ambas constituídas por duas subunidades (Figura 15 e Figura 16):
Unidade A (Unidade Atobá): A unidade repousa discordantemente sobre o embasamento e é formada por duas sub-unidades, A1 e A2. A sub-unidade A1 e constituída por seixos litoclásticos arredondados a sub arredondados, apresenta granodecrescencia normal, com granulometria variando da base para o topo entre 5 e 1 cm com cimentação carbonática e coloração avermelhada a amarronzada. Os seixos das camadas mais inferiores são mais arredondados que os das camadas superiores. A sub-unidade A2, consiste em um arenito carbonático grosso cimentado, de coloração escura em tom avermelhado a marrom, contendo ainda seixos litoclásticos angulosos isolados. A Unidade Atobás encontra-se basculada em 10° mergulhando para 160° de Az.
Unidade V (Unidade Viuvinha): unidade depositada discordantemente sobre a Unidade Atobás. A Unidade Viuvinhas também é composta por duas sub-unidades: V1 e V2. A sub-unidade V1 e constituída por matacões angulosos, métricos a decimétricos, misturados em uma matriz arenítica fossilífera, com cimentação carbonática de coloração cinza. A sub- unidade V2 é constituída por um arenito grosso, avermelhado, fossilífero, com seixos sub- arredondados a sub-angulosos de dimensão centimétrica. A unidade Viuvinhas está basculada 35° para 300° Az.
No processo de formação da unidade pelo menos dois grandes episódios sismotectônicos atingiram as rochas. O primeiro evento gerou uma discordância entre as duas sequências de deposição e o segundo basculou todo o pacote. A atual espessura da sequência não representa a espessura máxima devido ao intenso processo erosivo imposto pelo intemperismo e tectônicos. Essa condição fica evidente uma vez que a morfologia da unidade apresenta sinais de erosão marinha e erosão provocada por atividades sísmicas.
Figura 15 – Mapa geológico da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP. A- Unidade Atobá; B: Unidade Viuvinha. (CAMPOS et al., 2002; 2003).
Figura 16 - Perfil AA’ (A) e BB’ (B) da sequência sedimentar da Ilha Sudeste do ASPSP identificado no mapa geológico da Figura 15 (CAMPOS et al., 2002, 2003).