Parte II – Tectônica342

e 1995) e tiveram sua origem também atribuída à pluma deTristão da Cunha. Kimberlitos e outros magmas primitivos comidades entre 109 e 87 Ma foram gerados a profundidadessuperiores a 100 km, a partir de protólitos granatíferos e sobinfluência da pluma de Tristão da Cunha. Já a atividadevulcânica da Formação Mata da Corda coincidiu comestiramento crustal e rifteamento com extração de líquidos aníveis mais rasos e cristalização fracionada dominada por olivi-na, piroxênio e cromita. Abundâncias modais e o aumento deSiO2 e CaO com o decréscimo de MgO indicam ainda um papelimportante de clinopiroxênio no controle da composição dostipos de rocha petrologicamente mais evoluídas (Bizzi, 1994).

A pluma de Trindade é tentativamente correlacionada àIlha de Trindade e ao Arquipélago Martin Vaz, que fazem

parte de uma série de vulcões subaéreos em formação há ca.50 Ma na cadeia Trindade-Vitória (Halliday et al. 1992 e Siebelet al. 2000). Semelhanças geoquímicas e isotópicas entreTrindade e Martin Vaz (Siebel et al. 2000) e magmatismo tiponão-Dupal ocorrido ao longo do lineamento 125 AZ, incluindoas Províncias Kimberlíticas de Paranatinga-Batovi (Greenwoodet al. 1999) e Juína (Araújo, 2002), as províncias ígneas dePoxoréu (Gibson et al. 1997) e da Serra do Mar (Thompson etal. 1998) e o Arquipélago de Abrolhos (Fodor et al. 1989),têm sido atribuídas à influência da pluma de Trindade.

Utilizando a concentração de elementos traçosincompatíveis como parâmetro, os autores acima inferemdiferentes taxas médias de fusão (5,5% para Poxoréu, 4,0%para Abrolhos e 1,3% para Trindade) e diferentes profundidades

Figura VI.5 – Posição relativa das províncias Ígneas de Juína, Poxoréu,Batovi, Moana, Picos, Serrinha, Serra do Mar e Abrolhos tendo aofundo o mapa de ambientes tectônicos, base do mapa Metalogenético.Junto às províncias, indicação do grau de fusão e profundidademínima de geração dos magmas, de acordo com as referênciasindicadas no texto

Figure VI.5 – Relative positioning of the Juína, Poxoréu, Batovi, Moana,Picos, Serrinha, Serra do Mar and Abrolhos igneous Provinces with tectonicenvironments from the metallogenic map as background. Labels indicatethe degree of melting and minimum depth of magma generation,according to references mentioned in the text

VI. Condicionamento do Magmatismo pós-Gondwana 343

(enquanto em Trindade-Martin Vaz a geração teria ocorrido a150 km de profundidade, a extração de magma em Poxoréu eAbrolhos teria ocorrido a níveis mais rasos, entre 80 e 100 kmde profundidade). As diferentes taxas de fusão e as diferençascomposicionais estariam relacionadas à passagem da plumade Trindade sob segmentos heterogêneos da litosferacontinental brasileira. Com a continuidade da migração daplaca sul-americana para oeste, a pluma passou à litosferaoceânica jovem há ca. 30 Ma, criando a cadeia Vitória-Trindade.O vulcanismo no final desta cadeia ocorreria sob uma litosferaoceânica mais antiga (ca. 70 Ma) e mais espessa na região deTrindade-Martin Vaz, o que teria induzido baixo grau de fusãoparcial (1,3%) e a produção de magmas mais saturados.

A influência da pluma de Trindade também é presumidapara rochas derivadas a profundidades maiores sob ocontinente (Araújo, 2002). Os kimberlitos da Província Batovi-Paranatinga, com idades entre 121 e 127 Ma (Heaman et al.1998), têm razões isotópicas Sr-Nd semelhantes às de ilhasoceânicas geradas a partir de uma fonte enriquecida em terrasraras (Greenwood et al. 1999). A presença de kimberlitosmineralizados na Província de Batovi pressupõe geração demagmas a profundidades de pelo menos 140 km. Já a ProvínciaÍgnea de Poxoréu, a sudeste da Província de Batovi (Fig. VI.5),

Figura VI.6 – Seção esquemática do manto modificado de Haggerty(1995). Mineralogia e tipos de rocha estabelecidos com base emxenólitos manto-derivados. Abreviações: Hz = Harzburgito, Lz =Lherzolito, Ec = Eclogito, G = Grafite, D = Diamante, Ol = Olivina

Figure VI.6 – Schematic cross section of the mantle modified fromHaggerty (1995). Mineralogy and rock types established on the basis ofmantle-derived xenoliths. Abbreviations: Hz = Harzburgite, Lz =Lherzolite, Ec = Eclogite, G = Graphite, D = Diamond, Ol = Olivine

é constituída por basaltos e traquiandesitos basálticos de idadeCretácea, da ordem de 94 Ma, gerados entre 80 e 100 km deprofundidade (Gibson et al. 1997). A assinatura isotópica dasrochas de Poxoréu também indica afinidade com basaltos deilha oceânica, mas, diferentemente de Batovi, o vulcanismode Poxoréu foi gerado a partir de porções não enriquecidasdo manto (Fig. VI.5).

O magmatismo kimberlítico de Juína há 95 Ma teria ocorridotambém sob influência da pluma Trindade (Hutchison, 1997).A ocorrência de diamantes profundos em Juína requeramostragem desde o manto inferior até a base da litosfera, ea ausência de evidências de reequilíbrio nas inclusões dosdiamantes indica curto tempo de residência no manto superior.Com base em tais observações, Hutchison (1997) propõe queo magmatismo kimberlítico em Juína e o transporte dediamantes profundos tenham sido provocados por uma plumafraca, de ascensão rápida, originada na zona de transição a670 km de profundidade (Fig. VI.6). Segundo Marquart eSchmeling (2000), plumas deste tipo são bastante eficientesna incorporação de material do topo do manto inferior e dazona de transição, mas alcançariam a superfície com apenas30% de sua temperatura inicial, o que explicaria a pequenaexpressão do magmatismo na região de Juína. Já Araújo (2002)

Parte II – Tectônica344

considera outra hipótese para o magmatismo na região deJuína, com o envolvimento de pluma gerada no contato núcleo-manto. Apesar da possível relação entre o magmatismo emJuína e pluma originada na base do manto, a amostragem dematerial desta porção da Terra parece ser extremamente rara(Bird et al. 1999).

Gibson e co-autores basearam-se no traçado proposto porO’Connor e Duncan (1990) e em semelhanças geoquímicas(Bizzi et al. 1993) para inferir a influência da pluma de Trindadetambém sobre a Província Ígnea de Alto Paranaíba há 85 Ma(Gibson et al. 1995). Tal suposição foi contestada tanto porBizzi et al. (1995), em função da caracterização de magma-tismo tipo Dupal na Província, quanto por Van Decar et al.(1995), devido ao posicionamento geográfico e a relação dovulcanismo da cadeia Vitória-Trindade à falhas transformantes.

Já Toyoda et al. (1994) sugeriram a influência das duasplumas na região do Alto Paranaíba: uma com influênciageoquímica e outra com influência termal. Os autores investi-garam dois grupos de carbonatitos: o primeiro com Catalão,Tapira e Araxá (ca. 80 Ma) e o segundo com Jacupiranga eAnitápolis (ca. 130 Ma). Foi caracterizada a derivação dosdois grupos a partir de uma fonte mantélica tipo Dupalsemelhante à pluma Tristão da Cunha (e distinta da plumaTrindade) e isótopos de oxigênio evidenciaram contaminaçãocrustal que diferencia os carbonatitos do primeiro grupo (ondematerial mantélico teria sido contaminado por materiais da

crosta inferior) de Anitápolis (com leve contaminação pormateriais da crosta superior) e de Jacupiranga (semcontaminação aparente alguma). Para os autores, a primeirageração dos carbonatitos de Jacupiranga e Anitápolis teriasido acompanhada de acumulação de material carbonatíticono limite litosfera-astenosfera. A acumulação teria sidoremobilizada quando do segundo evento carbonatítico entre80 e 70 Ma, este provocado pela passagem da pluma Trindade.

Evidências identificadas em xenólitos da Mata da Cordapor Bizzi et al. (1993 e 1995) corroboram a acumulaçãomagmática na crosta inferior proposta por Toyoda et al. (1994).O magmatismo no Alto Paranaíba é interpretado por estesautores e por Van Decar et al. (1995) como um estágio finaldo vulcanismo pluma-derivado da Província Paraná. Os dadossísmicos apresentadas por Van Decar et al. (1995), sugerindouma pluma fóssil sob a região do Alto Paranaíba, associandoo magmatismo naquela região e no norte da Província Paranáao hotspot Tristão da Cunha, foram revistos recentemente.Além da anomalia relativa a Tristão da Cunha, Escalante (2002)identifica outra anomalia, mais ao norte, presumivelmenterelativa à influência da pluma Trindade a noroeste da regiãodo Alto Paranaíba (Fig. VI.7).

Em termos geoquímicos, quanto à reconciliação da ampladistribuição de assinaturas tipo Dupal no Alto Paranaíba e àpossível superposição geográfica das duas plumas, é possíveladmitir-se que a influência geoquímica de Tristão da Cunha

Figura VI.7 – Modelagem das características do manto oeste docráton do São Francisco, com iso-superfícies calculadas a diferentesprofundidades por inversão de dados sísmicos, indicando possíveisprofundidades diferentes para as plumas fósseis de Trindade e Tristanda Cunha. Quadrados brancos indicam a posição das estações sísmicas,círculos amarelos indicam ocorrência de alcalinas (segundo Escalante,2002)

Figure VI.7 – Modeling of mantle characteristics west of the São Franciscocraton, with iso-surfaces calculated at different depth by inversion ofseismic data, indicating the possibility that the fossil plumes of Trindadeand Tristan da Cunha might be at different depths. White squaresindicates position of seismic statios and yellow circles idicates alcalines(from Escalante, 2002)

VI. Condicionamento do Magmatismo pós-Gondwana 345

foi herdada pelo vulcanismo que resultou da influência termalda pluma de Trindade como proposto por Toyoda et al. (1994).O processo envolveria primeiro a acumulação na porção inferiorda litosfera sub-continental de fluidos metassomáticos elíquidos hospedeiros em plumas menores que tiveram suastrajetórias ascendentes interrompidas por perda de calor evoláteis. Posteriormente, tais materiais, que detêm um solidusmais baixo que o peridotito encaixante, seriam preferen-cialmente remobilizados pelo calor oriundo da pluma deTrindade. A assinatura tipo Dupal teria sido gerada pelamobilização de Pb e Rb nos fluidos metassomáticos, cujaremoção levaria à formação de componentes gasososhidratados (ricos em Rb) e componentes residuais com altasrazões U-Pb (Bizzi et al. 1995).

Subducção

À primeira vista, a atividade calcialcalina relacionada aoencurtamento crustal ao longo das margens sul e oeste daAmérica do Sul contrasta marcadamente com a atividadevulcânica dominantemente anorogênica em território brasileiro.Um exame cuidadoso das características geoquímicas dovulcanismo manto-derivado em várias partes do País,entretanto, sugere que houve ampla distribuição de elementosrelacionados aos processos de subducção.

Na Cordilheira Andina Setentrional, a subducção da placade Nazca sob o Chile se deu inicialmente a um ângulo de 30o.Após atingir a profundidade de 120 Km, a placa passou amigrar sub-horizontalmente sob a litosfera sub-continentalpor uma distância de aproximadamente 800 km, a partir dazona de subducção, até retomar a descida em ângulos maiores(Smalley e Isacks, 1987). O equilíbrio térmico de materiallitosférico subductado estende-se por cerca de 3.000 a4.000 km, por baixo da litosfera continental (Froidevaux eNataf, 1981), impondo, portanto, uma ampla abrangência aoprocesso de subducção. Dados recentes de inversão sísmica(Schimmel et al. 2002) demonstram que existe uma anomaliatérmica sob a Província do Paraná entre 700 a 1.300 km deprofundidade, mergulhando para leste com um ângulo deaproximadamente 45o. Em uma interpretação preliminar,Schimmel et al. consideram a possibilidade de que estaanomalia sísmica corresponda a relictos da placa de Nazcasubductada sob a plataforma brasileira, indicando, portanto,uma grande região de influência do processo de subducção.

Manifestações vulcânicas de processos de subducçãorelacionadas à tectônica acrescional ao longo da margem suldo Gondwana ocorreram tanto durante quanto após orifteamento sul-atlantiano. Por exemplo, na Patagônia e naTerra do Fogo a atividade ígnea de retroarco no Jurássico(evento Tobifera) foi precursora direta da formação de crostaoceânica no Oceano Atlântico e se estendeu até o Quaternário

(Gust et al. 1985; Uliana et al. 1989). Ali, basaltos comassinaturas típicas de arco orogênico (87Sr/86SR 0.7039; εNd

+4.0; 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb respectivamente18,6; 15,6 e 38,5) deram lugar a composições típicas debasaltos de ilha oceânica (87Sr/86SR 0,70316 a 0,70512; εNd 0a +5,5; 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/204Pb respectivamente18,26 a 19,38; 15,53 a 15,68; e 38,3 a 39,23) ao longo datransição de arco de ilha para retroarco (Stern et al. 1990).

Na América do Sul, a transição de tais manifestaçõesvulcânicas tipicamente “orogênicas” para basaltos continentais“anorogênicos”, dominantes em território brasileiro, éacompanhada por importantes hiatos composicionais etemporais que prejudicam o monitoramento das mudançascomposicionais. Mais distais, e diferentes em termos de idadee duração do vulcanismo, as províncias magmáticas do Paranáe do Karoo consistiram de diques de diabásio, sils e platô debasalto tholeiítico, terminando a atividade com vulcanismoácido a intermediário. A baixa diversidade em composiçãodas duas províncias, quando comparadas à grande variaçãocomposicional das seqüências de arco e retroarco, écaracterística de atividade magmática ao longo de áreascratônicas estáveis (Bristow e Saggerson, 1983).

É significativo, entretanto, que razões isotópicas eelementos traço na província do Paraná e na província doKaroo forneçam evidência para uma história complexa deheterogeneidades mantélicas em escala regional. Em ambosos continentes, uma fronteira geoquímica fundamental ocorreseparando (i) áreas dominadas por basaltos enriquecidos emelementos traço incompatíveis ao norte de (ii) áreas dominadaspor basaltos normais ao sul (Cox, 1967; Rhodes e Bornhorst,1976; Erlank, 1984; Bellieni et al. 1984; Mantovani et al.1985; Howkesworth et al. 1986; Piccirillo e Melfi, 1988; Erlanket al. 1988, 1989 e 1990). No noroeste da Namíbia, asvulcânicas do Etendeka, da mesma idade do vulcanismo Paranáe mais jovens que o vulcanismo Karoo, apresentamcaracterísticas geoquímicas igualmente contrastantes ao nortee ao sul da referida fronteira geoquímica. A conformaçãogeoquímica observada nos dois continentes é contínua ao longode milhares de quilômetros em reconstruções do Gondwana.Os elementos Ti e Zr foram sugeridos como discriminantesconfiáveis entre os basaltos enriquecidos e os basaltos normais(Erlank, 1984; Biellieni et al. 1984). Dados isotópicos eelementos-traço propiciaram o reconhecimento de váriossubtipos, alguns deles transicionais, em ambas as províncias.Por exemplo, Peate et al. (1990) reconheceram seis diferentestipos magmáticos, enquanto Hawkesworth et al. (1992)argumentaram que o tipo dominante de magma evoluiu debaixo titânio para alto titânio, e então para titânio intermediárioao longo do tempo.

Diferenças fundamentais em termos de assinaturasisotópicas e abundância relativa de elementos incompatíveis(para conteúdos de MgO semelhantes) argumentam contra a

Parte II – Tectônica346

hipótese de derivação dos vários tipos de magma a partir dediferentes graus de fusão de um protólito homogêneo ou daderivação sucessiva dos grupos por cristalização fracionada.Os basaltos enriquecidos, ao norte, tipicamente contêm maisde 2,5% de TiO2, mais de 250 ppm de Zr e mais de 0,3% P2O5

(Mantovani et al. 1985). Esses basaltos são tambémcaracterizados por razões Ti/Y maior que 410, Zr/Y maior que6 e alto conteúdo de terras raras (La maior que 80 vezescondrito) sem anomalia apreciável de Eu. Já os basaltosnormais, ao Sul, contêm mais de 2% de TiO2, mais de 250ppm de Zr, menos de 0,3% de P2O5 e são caracterizados porrazões Ti/Y menor que 400, Zr/Y menor que 6 com um perfilde terras raras levemente fracionado. Embora não sejam raras,anomalias negativas de Eu são geralmente ausentes tambémnos basaltos normais. Assinaturas isotópicas de Sr e Nd sãovariáveis, mas indicam diferenças entre os dois tipos demagma. Os basaltos enriquecidos geralmente têm uma razão87Sr/86Sr inicial baixa (0,7048 a 0,7058) e baixos valores deεNd (de -2,5 a -4,6), enquanto os basaltos normais tendem ater razões iniciais de 87Sr/86Sr mais variáveis (em muitos casosco-variantes à abundância de elementos menores e traço) eεNd levemente mais baixo (da ordem de -3,7 a -7,9).

A fronteira geoquímica entre basaltos enriquecidos enormais é contínua e corta regionalmente áreas cratônicase cinturões orogênicos com diferentes espessuras litosféricas,composições e idades. Tal observação demonstra que asassinaturas geoquímicas não foram simplesmente herdadasde uma litosfera continental antiga, já que a fronteirageoquímica não reflete o arcabouço estrutural e não existiaantes da formação do Gondwana. Relações espaciais etemporais entre as bacias tipo foreland e as províncias dederrames basálticos foram usadas por autores como Cox (1978)e outros para sugerir uma correlação genética entre derramesbasálticos e processos de subducção. Também a zonaçãogeoquímica dos basaltos continentais no sul do Gondwana,em particular a extensa zona de transição de basaltos normaispara basaltos enriquecidos, pode ser explicada usando ummodelo relacionado a processos de subducção (Erlank et al.1988). Subseqüentemente, Hergt et al. (1989 e 1991)atribuíram assinaturas isotópicas e composições de elementos-traço dos basaltos normais à incorporação de sedimentossubductados no manto subcontinental.

A composição dos basaltos normais é diferente daquelade basaltos oceânicos em termos de elementos maiores etraço, o que tem sido atribuído à segregação de mantorelativamente refratário (Hergt et al. 1991; Sweeney et al.1991). Padrão sub-horizontal de terras raras, baixas razõesTi/Zr e composições de elementos maiores têm sido sugeridaspor estes e outros autores como indicadores da ausência degranada residual na fonte dos magmas. As variaçõescomposicionais em termos de elementos maiores podem serexplicadas em termos de cristalização fracionada de olivina,

piroxênio, plagioclásio e óxidos de ferro subordinados a partirde magmas parentais tholeiíticos na crosta continental(Mantovani et al. 1985). Embora elementos maiores e traçopareçam estar ligados, graus diferentes de enriquecimentorelativo são observados em rochas composicionalmentesemelhantes em termos de elementos maiores, indicando,portanto, que zonas geoquimicamente distintas estavamenvolvidas na geração dos magmas parentais. Correlaçãopositiva entre εsr e conteúdos de SiO2, Rb, Zr e Sr, casadoscom correlação negativa com CaO e MgO, foram racionalizadoscomo evidência para contaminação crustal e processos deassimilação e cristalização fracionada operantes durante aestagnação e o fracionamento dos magmas na crosta(Mantovani et al. 1985; Cox, 1988). Hergt et al. (1989 e 1991),entretanto, consideraram mais provável que os tholeiítostenham herdado suas feições “crustais” de uma fonte no mantosuperior que tenha incorporado sedimento subductado. Estesautores sugerem, alternativamente, um modelo no qualsedimentos subductados são acumulados na cunha mantélica,que subseqüentemente se torna parte do manto litosféricoquando arcos de ilha são acrecionados ao continente.

Reconhece-se, portanto, a influência de processos desubducção na extrusão de seqüências continentais com amplarepresentatividade areal, não obstante as limitações nacaracterização geoquímica de processos geológicos comovariações no grau de fusão parcial, espessura crustal,assimilação de componentes subductados e heterogeneidadedo protólito. A liberação de voláteis por desidratação delitosfera oceânica e materiais arco-derivados associados temcorrelação com a estrutura termal da litosfera (e.g. Thompson,1992), que por sua vez é função da idade do assoalho.Considera-se que água desidratada ao longo de zonas desubducção no sudoeste do Gondwana tenha migrado para acunha mantélica sobrejacente sob condições de profundidadevariável. Ao mesmo tempo, o influxo de pequenas quantidadesde água na cunha mantélica de origem astenosférica e nomanto litosférico subcontinental rebaixou a temperatura soliduse desencadeou fusão parcial em porções extensas do manto.

Delaminação

Processos de delaminação de parte do manto litosféricobrasileiro são evidentes pela incorporação de materialcontinental em hotspots no Atlântico Sul quando da separaçãoentre a América do Sul e o continente africano.

O estudo de rochas intrusivas na margem sudoeste doCráton São Francisco levou Bizzi et al. (1995) a sugerir queum manto litosférico homogêneo esteve envolvido na derivaçãode kimberlitos, mica-peridotitos, carbonatitos e kamafugitosem Minas Gerais. Evidências isotópicas levaram aqueles autoresa sugerir que a mesma fonte mantélica esteve também

VI. Condicionamento do Magmatismo pós-Gondwana 347

envolvida na derivação de basaltos enriquecidos no norte daBacia do Paraná, distribuindo-se por uma área de aproxima-damente 200 x 250 km. A geração contínua dos vários tiposde rocha a partir de uma única fonte mantélica homogêneaentre 130 e 85 Ma, período em que o continente sul-americanomigrou aproximadamente 90 Km para oeste, implica que talfonte mantélica ou migrou junto com o continente ou estavapresente em área muito ampla durante a dispersão doGondwana. Os autores demonstraram, ainda, que ascaracterísticas isotópicas da referida fonte mantélica sãocompatíveis com geração a partir de enriquecimento do mantolitosférico local quando da formação e evolução de seqüênciascrustais na Faixa Brasília durante o Proterozóico Superior.

A observação que algumas províncias manto-derivadas emoutros ambientes peri-cratônicos do Proterozóico Superiordetêm assinaturas isotópicas semelhantes levou Bizzi et al.(1995) a sugerir que as características isotópicas distintasdas rochas manto-derivadas brasileiras sejam a manifestaçãoisotópica de um processo geodinâmico de primeira ordem. Ocondicionamento geodinâmico seria a razão das semelhançasisotópicas entre os kimberlitos e carbonatitos brasileiros,marginais ao Cráton São Francisco; os kimberlitos transicionaisna Região de Prieska, marginais ao Cráton Kaapvaal na Áfricado Sul (Clark et al. 1991); os carbonatitos no leste Africano,marginais ao Cráton Tanzânia (Bell e Blenkinsop, 1987); e oslamproítos norte-americanos que também intrudem margenscratônicas sobre-espessadas reativadas no Proterozóico (Mitchele Bergman, 1991).

As razões 87Sr/86Sr mais baixas das rochas marginalmentecratônicas quando comparadas a rochas semelhantes em

ambiente cratônico (Fig. VI.8) podem ser tentativamenterelacionadas a depleção in situ de Rb. A depleção teria ocorridodurante reequilíbrio e transformação no protólito de fasesgabro-eclogito-granulito (acompanhada ou não demetassomatismo por influxo de CO2; e.g. McKenzie, 1989)após o encurtamento tectônico das margens cratônicas aofinal do Brasiliano. Tal processo pode ser conciliado commodelos de delaminação da litosfera continental (McKenzie eO’Nions, 1983) no caso em que suficientes transformações defase e inversões de densidade tenham ocorrido para permitiro processo de delaminação nos locais submetidos aencurtamento tectônico e sobre-espessamento da ordem de30% ou mais (Kay e Mahlburg Kay, 1991).

O fato de as rochas estudadas por Bizzi et al. (1995)terem características típicas de vulcanismo tipo Dupal e,conforme ilustrado na Fig. VI.8, guardarem semelhançasisotópicas a basaltos de alto-titânio na Bacia do Paraná e abasaltos tipo Dupal em ilhas oceânicas no Atlântico Sul (e.g.Walvis Ridge; Richardson et al. 1984), permite inferir que astrês entidades tenham interagido com a fonte mantélicahomogênea referida acima. A semelhança entre tais materiaisé sugerida como sendo devida a processos pelos quais litosferacontinental neoproterozóica foi delaminada e contaminou umazona da astenosfera sob o Atlântico Sul que está agora emerupção como ilhas oceânicas e porções vizinhas da cadeiameso-atlântica nos termos propostos por McKenzie e Onions(1983), Hawkesworth et al. (1986) e Bizzi et al. (1995). Deacordo com este modelo, os basaltos de Walvis Ridge sãomisturas de litosfera subcontinental delaminada e basaltosoceânicos normais.

Figura VI.8 – Assinatura isotó-pica de Sr e Nd dos diferentestipos de rocha e componentesmantélicos mencionados notexto. Kimberlitos Grupo I, GrupoII e Trasicionais de Smith (1983)e Clark et al. (1991). Composiçãoisotópica das rochas da cadeiade Walvis Ridge de Richardsonet al. (1984) e Basaltos de altoTi de Cordani et al. (1988)

Figure VI.8 – Sr and Nd isotopicsignature of rock types andmantle components mentioned inthe text. Group I, Group II andTransitional kimberlites afterSmith (1983) and Clark et al.(1991). Wlavis Ridge OIB afterRichardson et al. (1984) andParaná High-Ti Basalts afterCordani et al. (1988)

Parte II – Tectônica348

Correlação das Principais FeiçõesTectônicas da Plataforma Brasileiracom Dados Geofísicos

A cobertura de gravimetria sobre a maioria dos continentesconstitui excelente ferramenta para avaliação da estruturalitosférica em escala continental. No Brasil estes dados estãoamplamente distribuídos por todo o território nacional. Emboraesta distribuição não seja homogênea, ela é satisfatória parauma análise regional consistente de grandes estruturas ecompartimentações tectônicas.

Entre as mais recentes compilações de dados em territóriobrasileiro salienta-se aquela por Sá et al. (1993). Destaca-setambém o trabalho de Ussami et al. (1993), onde sãoapresentados os mapas de anomalias gravimétricas e suacorrelação com as maiores feições tectônicas do territóriobrasileiro. Mais recentemente, uma análise de dadosgravimétricos, topográficos e magnetométricos em escalacontinental é apresentada por Ebinger et al. (1998), incluindotodos os dados gravimétricos e magnetrométricos compiladospor Fairhead et al. (1997), cujos resultados são apresentadosaqui. Vidotti (1997) apresenta análise conjunta de dadosgravimétricos e topográficos para as bacias Paraná e Parnaíba,avaliando a influência de estrutura da litosfera no magmatismomesozóico associado.

A cobertura de dados gravimétricos utilizados nesta análiseé, em várias regiões, mais densa do que nos primeirostrabalhos citados, o que permite que nesta seção apresentemosuma análise qualitativa daquele mapa de anomaliasgravimétricas do Brasil, estimativas de Espessura ElásticaEfetiva (Te) obtidas a partir da análise espectral conjunta dedados gravimétricos e topográficos e dos resultados de análiseespectral de dados magnetométricos para estimativas deespessura crustal.

O mapa de anomalias gravimétricas Bouguer do Brasil(Fig. VI.9) apresenta algumas feições em escala continentalque são mais proeminentes. Apresentamos aqui uma breveanálise destas feições correlacionando-as à evolução das prin-cipais províncias geológico/estruturais da Plataforma Brasileira.

O mapa de anomalias magnéticas apresentado parasubsidiar as discussões neste trabalho é resultado de umacompilação elaborada pela Divisão de Geofísica do ServiçoGeológico do Brasil. Esta compilação é composta por gridsquadrados de 1 km com continuação para cima de 1 km,gerados a partir dos levantamentos constantes da base dedados Aero da CPRM (www.cprm.gov.br), i.e. dados levantadospela própria CPRM, pelo DNPM, NUCLEBRAS, CNEN ePETROBRAS. (Fig. VI.10)

Mapa Gravimétrico Bouguer do Brasil

Conforme ilustrado na Fig. VI.9, o alto gravimétrico (>40 mGal)com direção aproximadamente E–W, na latitude de ca. 3oScorresponde à porção central da bacia sedimentar do Amazonas.Nunn e Aires (1988) sugerem que este alto gravimétrico refletea intrusão de material mais denso na base da crosta inferior.A Bacia dos Parecis é marcada por alternância de anomaliasregionais positivas e negativas, com direção NW, a partir daborda SE da bacia. Estas feições são paralelas aos altosestruturais e grábens representados no Mapa Tectônico doBrasil que acompanha este volume. Na porção leste destabacia sedimentar, entre as longitudes 48o–50oW, observa-seum lineamento N–S representado por altos e baixosgravimétricos que pode ser correlacionado aos orógenosbrasilianos das faixas Brasília e Araguaia.

O mapa de anomalias gravimétricas permite a divisão daProvíncia Paraná em três porções: os baixos gravimétricosdas porções leste e oeste separados por um alto gravimétricorelativo. Este alto gravimétrico relativo (cerca de -50 mGals)é aproximadamente coincidente com o baixo topográficodo Rio Paraná e coincidente também com o depocentro dabacia (i.e. a região de maior espessura sedimentar, demaior espessura crustal (ca. 46 km, Assumpção et al. 2002)e maior espessura dos basaltos. O baixo gravimétrico leste(ca. -50 mGal) tem direção nordeste, paralela ao CinturãoRibeira (Mantovani et al. 1991). Na porção oeste da bacia, obaixo gravimétrico tem direção N–S. A assinatura gravimétricada Província Parnaíba é representada por anomalias negativas,com a forma de um V cujo vértice está localizado,aproximadamente, a 46oW e 9oS. O baixo gravimétrico oestetem direção N–S com amplitude de até -100 mGal, enquantoo braço leste deste baixo é orientado N–E com amplitude deaté -80 mGal. Entre os dois baixos ocorre um alto gravimétricorelativo com cerca de -25 mGal. Os altos relativos na porçãocentral destas duas bacias paleozóicas foram interpretadospor Vidotti (1997) como núcleos cratônicos, enquanto os baixosgravimétricos foram correlacionados a riftes sobrepostos aoscinturões brasilianos que se estendem sob o pacote sedimentardestas bacias (Vidotti, 1997 e Vidotti et al. 1998). Emmodelagem subseqüente, com maior densidade de dados,Machado et al. (2001) também identifica depressões noembasamento da porção noroeste desta província, comespessura até 5 km maior que a camada sedimentar circundantena Bacia do Paraná.

O alto gravimétrico com amplitude superior a 30mGal noextremo sul do Brasil está correlacionado ao Cráton Rio de LaPlata que se estende até o Uruguai. As bordas da ProvínciaParnaíba são, de maneira geral, marcadas por altosgravimétricos.

VI. Condicionamento do Magmatismo pós-Gondwana 349

Figura VI.9 – Mapa de anomalias Bouguer do território brasileiro combase em um grid quadrado de ca. 5 km modificado após Ebinger et al.(1998) e integrado com o mapa das províncias geológicas e estruturaisdo Brasil

Figura VI.9 – Bouguer gravity anomaly map of the Brazilian territory ona ca. 5 km square grid after Ebinger et al. (1998) and integrated togeological and structural provinces of Brazil

A noroeste da Bacia do Paraná, o amplo baixo gravimétrico(< -100mGal) entre as latitudes 10o e 20oS coincide com aborda da Província São Francisco, que é circundada por cinturõesretrabalhados durante o Brasiliano. Sugere-se que tais altosgravimétricos relativos estejam relacionados a fragmentosmarginais do Cráton São Francisco que foram sobre-espessadostectonicamente. A nordeste esta feição é delimitada por umalto gravimétrico relativo com direção N–S que coincide comterrenos Arqueanos da Província São Francisco e que é separada

de uma anomalia gravimétrica negativa conspícua entre aslatitudes 8o e 12oS, com direção N–S, que representa o sistemade riftes Tucano–Jatobá (Mohriak, este volume).

Na região da província Borborema observam-se line-amentos E–W coincidentes com a direção estrutural dasunidades tectono-geológicas. A Bacia Araripe, localizada dentrodesta província, é evidenciada por um baixo gravimétricorelativo. As bacias sedimentares marginais são, de maneirageral, representadas por altos gravimétricos.