ilhas oceânicas brasileiras e suas relações com a tectônica atlântica

RESUMO Sintetizam-se conhecimentos modernos sobre as ilhas e arquipé-lagos oceânicos brasileiros, cuja origem e localização geográfica sofreu decisiva influência deestruturas da litosfera oceânica. Reúnem-se informações sobre a geologia das ilhas e anomenclatura recente, química e mineralógica, de suas rochas. É sugestiva a influência dehotspots na evolução de zonas de fratura, originando cadeias vulcânicas e ilhas. No Cearáa atuação de hotspot suposto astenosférico, na extensão ao continente de zona de fraturareativada, desenvolveu estruturas, magmatismo alcalino, alto fluxo térmico e sismicidade.Penetrando nas fraturas reativadas dessa zona no oceano, com o deslizamento da placaformou-se uma cadeia vulcânica, em cuja extremidade está o Arquipélago de Fernando deNoronha. Essa evolução é similar à da Ilha de Trindade e Arquipélago Martin Vaz, queconstituem o topo emerso de grandes montes vulcânicos do extremo oriental das duas cadei-as, situadas em zona de fratura que penetra na borda do continente. O estranho Aarquipélagode São Pedro e São Paulo possui origem inteiramente diversa, pois emerge no trechotransformante ativo de uma cadeia de zona de fratura onde esta secciona o rift-valley axialda Dorsal Meso-Atlântica, expondo-se uma protrusão de rochas mantélicas sem vulcânicasemersas aflorantes, embora as existam submersas.

PALAVRAS-CHAVE zona de fratura, hotspot, Placa Sul-Americana, vulcanismo.

ABSTRACT The Brazilian oceanic islands and relationships withthe Atlantic tectonics. A synthesis of modern knowledge on the Brazilian oceanic is-lands and archipelagoes shows that the oceanic lithosphere have influenced their origin andgeographic situation. Distribution, allignment and age of the volcanic chains evidence arelationship between the origin of islands and archipelagoes and the activity of hotspotsalong fracture zones. At the Ceará coast, in the extension to the continent of a reactivatedzone of oceanic breaking, typical structures, alkaline magmatism, high thermal flow andsismicity result from the influence of a hotspot, presumed to be astenospheric. A volcanicchain is formed as the plate is displaced and the reactivated breakings penetrate the ocean.The Fernando de Noronha Archipelago is at the end of the fracture zone. A similar evolu-tion would have originated the Island of Trindade and the Archipelago Martin Vaz, thatconstitute the eastern emerged top of two chains of great volcanic mountains. The strangeArchipelago of São Pedro and São Paulo is of a quite different origin, because it emerges onan active transforming segment of a fracture zone chain where it cuts the axial rift-valley ofthe Meso-Atlantic Ridge, exposing a protrusion of volcanic mantle rocks without exposedvolcanic rocks, but they exist submerged.

KEYWORDS fracture zone, hotspot, South-American Plate, volcanism, Brazil.

Fernando Flávio Marques de AlmeidaDepartamento de Minas e MetalurgiaEscola Politécnica (aposentado) � Universidade de São [email protected]

Ilhas oceânicas brasileiras esuas relações com a tectônica atlântica

TERRÆ DIDATICA 2(1):3-18, 2006

ARTIGO

* Este documento deve serreferido como segue:

Almeida F.F.M.de. 2006.Ilhas oceânicas brasileiras esuas relações com atectônica atlântica. TerræDidatica, 2(1):3-18.<http://www.ige.unicamp.br/terraedidatica/>

F.F.M.de Almeida TERRÆ DIDATICA 2(1):3-18, 2006

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na do Rio Grande. Podem constituir relevos porvezes importantes e representam faixas de fraque-za da litosfera oceânica. Se em sua deriva a placapassar sobre um hotspot [ponto-quente] ou umapluma mantélica, podem atuar como conduto demagma formador de vulcões, que emersos se apre-sentam como ilhas. Quando inativos acabam sen-do arrasados pela erosão marinha e subaérea, trans-

formando-se em bancos sub-marinos de topo truncado pelaerosão, os chamados guyots(Hess 1946) ou ainda podemsuportar atolls mais ou menosprofundamente submersos(Menard 1984). Procuraremosdescrever resumidamente a es-trutura atualizada das ilhas oce-ânicas brasileiras e as relaçõesgenéticas que apresentam comessas grandes feições tectônicasda crosta oceânica.

Fazem parte do territórionacional cinco ilhas e arquipé-lagos implantados no assoalhooceânico: arquipélagos de SãoPedro e São Paulo, de Fernandode Noronha e atol das Rocas,todos na região equatorial; ilhada Trindade e arquipélago deMartin Vaz na região tropical(Fig. 2). Quais suas estruturas,quando e como surgiram, porque ocupam suas posições geo-gráficas no Atlântico e que rela-ções têm com a tectônica dacrosta oceânica, tal é o temadesta exposição.

1. Introdução

Com a ruptura da Terra de Gond-wana e a conseqüente separação dasplacas litosféricas da América do Sul eda África surgiu o Oceano Atlânticoequatorial e meridional. Em sua regiãomediana, onde as duas placas diver-gem devido ao acréscimo de novacrosta oceânica, elevou-se a DorsalMédio-Atlântica. Na região axial des-sa cadeia desenvolveu-se um vale derifte, sítio de surgimento do magmabasáltico. Esse rifte é seccionado porfalhas transformantes (Wilson 1965), pre-sentes e ativas entre dois de seus segmentos con-secutivos (Fig. 1). Com o prosseguir do espalha-mento da crosta nela subsistem os traços inativosdeixados pelas falhas transformantes pretéritas. Es-ses traços constituem as zonas de fratura, que nasmaiores do Atlântico Sul podem ser duplas, triplasou mesmo quádruplas (Cande et al. 1988), quandopodem ultrapassar 200 km de largura total, como

AM

AM

AF

AF

aa’

b b’c

c’

Figura 1 � Modelo de dois segmentos consecutivos do rifte axialda Dorsal Médio-Atlântica, separados por uma falhatransformante c-c� nas extremidades da qual sedesenvolvem os segmentos da zona de fratura ac e a�c�(baseado em Wilson 1965)

Natal

Fortaleza

Belém

0o

20o

10o

Fernandode Noronha

Trindade

MartinVaz

Atol dasRocas

São Pedro eSão Paulo

João Pessoa

Salvador

Vitória

Rio de Janeiro

OceanoAtlântico

50o

30o

40o

1.170 km

1.000 km

360 km

Figura 2 � Localização das ilhas e arquipélagos oceânicos brasileiros edistâncias das capitais mais próximas

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TERRÆ DIDATICA 2(1):3-18, 2006 F.F.M.de Almeida

2. Arquipélago de São Pedro e de São Paulo

O Arquipélago de São Pedro e São Paulo (ASPSP)situa-se a pouco menos de um grau a norte do Cír-culo Equatorial e a 29º20� W, distando cerca de 1.000km a NE de Natal. Seu condicionamento tectônicoé especial, pois se inclui no trecho de falhas transfor-mantes ativas da grande Zona de Fratura São Pauloque atravessa todo o oceano, próximo de onde elasecciona o rift-valley axial da Dorsal Médio-Atlântica(Fig. 3). A zona de fratura, aí com cerca de 120 km delargura, rompeu e arrastou-o cerca de 580 km commovimento sinistral. Ela se compõe de uma sériede cadeias e sulcos devidos a falhas (Hekinian et al.2000). O arquipélago consiste de quatro pequenasilhas e rochedos emersos no cimo de uma cadeiade forma sigmoidal situada junto à borda norte dazona de fratura, afastada cerca de 90 km a leste dolocal onde esta secciona o vale de rifte. Não longedo arquipélago, a SW, as profundidades alcançam

5.000 m. A esse posicionamento tectônico muito es-pecial o ASPSP deve suas principais características:natureza e grande idade de suas rochas magmáticas,sua procedência e a intensa atividade sísmica local.

O arquipélago é um conjunto de quatro peque-nas ilhas e rochas que, de acordo com Campos etal. (2005) ocupam área total emersa de ±17.000m2. A distância entre seus pontos extremos não ul-trapassa 420 m e o pico mais alto é de tão somente18 m, segundo esses autores, que realizaram umesboço geológico do arquipélago em escala 1:500.

O ASPSP é formado por rochas peridotíticasmilonitizadas, variadamente serpentinizadas, pene-tradas diapiricamente [protrudidas] a partir do man-to (Melson et al. 1972), na zona de falhas transfor-mantes ativas (Bonatti 1973, 1976; Hekinian et al.2000). Gorini e Carvalho (1984) referem terem sidodeterminadas idades isotópicas de 4.500 Ma e 835Ma para rochas do arquipélago, mas não citam afonte dessas datações. Esta segunda idade é referida

40o

36o

28o32

o

0o

4o

Natal

Fortaleza

Arquipélago de

Fernando de Noronha

Atol das

Rocas

Arquipélago de

São Pedro e São Paulo

JoãoPessoa

1

2

Brasil

Área emdestaque

Zona de Fratura São Paulo

Zona de Fratura Romanche

OceanoAtlântico

Oceano Atlântico

Zona de Fratura Fernando de Noronha

Figura 3 � Região oceânica adjacente ao Nordeste brasileiro: situação do Arquipélago de São Pedro e São Paulona Zona de Fratura São Paulo; Atol das Rocas e Arquipélago de Fernando de Noronha, na extremidade daZona de Fratura Fernando de Noronha. 1 � Limite de zonas de fratura; 2 � Rochas magmáticas


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por Melson et al. 1972 como obtida por K/Ar emhornblenda milonito de uma protrusão ultrabásicaemergente na ilha, mas Bonatti julga-a inconsistentecom o esquema clássico do espalhamento da crostaoceânica em zonas transformantes. No arquipélagonão se expõem rochas vulcânicas, mas derrames re-centes de basalto e diques de diabásio e gabro foramreconhecidos nas áreas submersas do maciço queo suporta, pesquisadas em submarino (Hekinian etal. 2000). Permanece hipotético o mecanismo deinstalação do maciço peridotítico mantélico.

No interior da ilha Challenger subsistem res-tos de uma pequena bacia sedimentar marinha deidade quaternária, de águas rasas contendo cama-das compostas de clásticos polimíticos de origembioclástica e grãos de rochas do embasamento. Fo-ram originalmente definidas (Campos et al. 2002)sob a denominação de Formação São Pedro e São Pau-lo. Acham-se mapeadas em trabalho de Campos etal. (2005), que nela reconheceram duas unidades.A inferior, denominada Atobás, é de natureza con-glomerática, formada por seixos arredondados pelaação das ondas. No alto, a unidade é constituídade areia grossa com seixos. As camadas foram tec-tonicamente basculadas, após o que se iniciou a de-posição da Unidade Viuvinhas, constituída dearenito cinza contendo blocos de dimensões até de-cimétricas, resultados provavelmente, de acordocom Campos et al. (2005), da atividade sísmica,intensa na região. Continuou-se a sedimentaçãoarenosa em ambiente mais calmo. Um novo even-to tectônico basculou toda a Formação São Pedro

e São Paulo. Segundo estes autores o arquipélagoencontrava-se abaixo do atual nível do mar duran-te o início do Neógeno Superior.

3. Arquipélago de Fernando de NoronhaO Arquipélago de Fernando de Noronha, que pes-

quisamos em três ocasiões na década de 1950, situa-se a 4º S e 32º W, a 360 km a NE de Natal, na extre-midade oriental de uma cadeia de montes submari-nos orientada a leste-oeste que identificamos em1955 pelo exame de cartas batimétricas do Ministé-rio da Marinha do Brasil. Vários desses montes ti-veram seus cimos arrasados pela erosão subaérea eabrasão marinha. Hoje se apresentam como guyots,cobertos de calcários biogênicos, achando-se a me-nos de 100 m de profundidade. O monte mais novo,ainda em parte emerso (Figs. 4 e 5), suporta o ar-quipélago, no qual o vulcanismo se extinguiu hácerca de 1,8 Ma (Cordani 1970). O Atol de Rocas éum de tais bancos que teve sua plataforma de abra-são marinha coberta por depósitos biogênicos hojeexpostos. Outros montes e elevações do embasa-mento presumivelmente magmáticos, apresentam-se nessa zona de fratura da crosta oceânica com-pondo o conjunto a Cadeia Fernando de Noronha,(Fig. 3) assim denominada por Gorini e Bryan em1974. Para Gorini e Bryan (1976) ela aparenta ser acontraparte da Zona de Fratura Jean Charcot quese estende ao delta do Niger na África, mas outrossupuseram-na corresponder à Zona de Fratura Chain(v.g. Bryan et al. 1972). A cadeia se constitui por fei-

ções tectônicas e produtos devulcanismo alcalino. Junto aoembasamento continental aolargo de Fortaleza acha-se oGuyot do Ceará, um banco vul-cânico, alto de mais de 2.000metros, cujo topo aplainadopela erosão, com reduzida co-bertura sedimentar, situa-seentre 300 e 250 metros deprofundidade (Guazelli e Cos-ta 1978). O trecho oceânico dacadeia, entre este guyot e o ar-quipélago, tem 650 km. A zonade fratura em que ela viria a sur-gir estende-se à margem conti-nental do Ceará. Em seu trechosubmerso, na plataforma con-tinental a ela é atribuído o Altode Fortaleza, extensão coberta

Figura 4 � Morro do Pico, resto de erosão de um grande domo fonolítico.Esse testemunho, a maior elevação do arquipélago, vem-sedesfazendo pela queda de blocos das juntas verticais do domo.(Foto Ulbrich et al. 2004)

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de rochas pré-cambrianas que separa a bacia doCeará do prolongamento ocidental offshore da Ba-cia Potiguar. Na margem emersa relacionamos àcadeia o domo fonolítico de Caruru [Cararu, comoverificamos recentemente também ser conhecidono local], a leste de Mecejana, a primeira ocorrên-cia identificada desse distrito alcalino que em 1988denominamos Vulcanismo Mecejana. Sua seme-lhança com rochas do arquipélago de Fernando deNoronha foi noticiada por Almeida em 1955, que oincluiu na cadeia vulcânica1, com o que a estendeuà margem continental emersa do Ceará. Esse fonóli-to foi petrograficamente descrito por Vandoros eOliveira em 1968 e datado por Cordani em 1970em 29,9 ± 0,9 Ma. Posteriormente novas ocorrên-cias dessas alcalinas foram descobertas e classifica-das. Dispersam-se a sul e no quadrante SW de For-taleza, distantes desta cidade até cerca de 75 quilô-metros (Rao e Sial 1972, Braga et al. 1981, Nasci-mento et al. 1981, Guimarães et al. 1982, Sial 1987,Macciotta et al. 1990). Constituem uma dezena deplugs e domos de rochas alcalifonolíticas, tefríticase fonotefríticas, várias delas salientando-se no bai-xo relevo da superfície de aplainamento de Forta-leza, além de piroclastos locais e numerosos diquesde alcalinas. Algumas formam relevo destacado,como o neck de alcalifonólito do morro cônico Pãode Açúcar. Diversas datações pelos métodos K/Ar,Rb/Sr em rocha total e isócrona de referência Rb/Sr (Cordani 1970, Teixeira et al. 1978, Braga et al.1981, Nascimento et al. 1981, Guimarães 1982),acusaram valores entre 36±2 a 29,9±0,9 Ma, con-ferindo idade eocena superior a oligocena antigapara o distrito alcalino. Contudo, Mizusaki e Sa-racchini (1991) referiram posteriormente umadupla determinação de idade K/Ar em feldspato debrecha toleítica da plataforma continental a noroes-te de Fortaleza acusando valores de 43 ± 12 e 44±03 Ma, que tomamos como a mais antiga ora co-nhecida do distrito alcalino de Fortaleza. Outra de-terminação em rocha total de diabásio (transicional/alcalino?) acusou 83 ± 06 Ma, valor tão discrepantedas demais idades desse distrito magmático que nãoo consideramos a ele pertencente. Sugerimos queesta rocha, também ocorrente na plataforma con-tinental próximo de Fortaleza, represente o pulso

magmático que acompanhou a reativação tectono-magmática (Mizusaki 1998) decorrente da separa-ção final da América do Sul e África há cerca de 90milhões de anos, no Cenomaniano/Turoniano.

Rochas vulcânicas efusivas, basaltos de naturezaquímica e petrográfica então pouco conhecidas,foram perfuradas pela Petrobrás acima de camadascretáceas na sub-bacia de Mundaú, trecho orientalda bacia do Ceará, e intrusões alcalinas no Alto deFortaleza a norte da cidade. Foram relatadas origi-nalmente por Thomaz Filho (1983), que tambémindicou sua idade de 32±1 Ma, e por Miranda etal. (1986). Almeida et al. (1988) haviam denomina-do provisoriamente esses derrames e intrusões co-mo Vulcanismo Mundaú. Hoje supomos que, porsua idade e posição tectônica, também pertençamao Vulcanismo Mecejana. A área em que se inclu-em essas alcalinas é uma das duas que apresentammaior fluxo térmico (200 mW/m2), maior gradi-ente geotérmico (60-80ºC/km) do Nordeste Ori-ental, e não por acaso, acha-se contida na chamadaZona Sísmica de Fortaleza (Carneiro et al. 1989),que aproximadamente coincide com o distrito al-calino homônimo.

Costa et al. (2002) baseados no exame de cam-po e de imagens orbitais, reconheceram na regiãocosteira entre Fortaleza e Acaraú um sistema defalhas e fraturas que segundo eles caracterizam umatectônica transcorrente de orientação E�W, que secoaduna com o que seria esperado durante a abertu-ra do Oceano Atlântico no contexto transcorrente/transformante destral de que se originou a mar-gem continental atlântica no setor equatorial. Asobservações desses autores parecem confirmar aextensão, à margem do continente, da Zona de Fra-tura Fernando de Noronha, já antes sugerida pelapresença do distrito alcalino de Fortaleza. Consti-tui esse distrito tectono-magmático ótimo exem-plo da extensão de uma zona de fratura oceânica àlitosfera continental, com desenvolvimento demagmatismo alcalino e sismicidade, tal como ou-tros apontados por Sykes (1978). Esse autor julgamais satisfatória a explicação de as zonas continen-tais de terremotos e magmatismo alcalino situarem-se em antigas zonas de fraqueza da última grandeorogenia, o que não é o caso da província sismo-magmática de Fortaleza.

Diversos autores que estudaram a petrografia,mineralogia e geoquímica de rochas desse pequenodistrito magmático salientaram sua semelhança comas congêneres do arquipélago. A cadeia vulcânicaassim definida, e sua continuidade ao continente,

1 Almeida (1955) não considerou quaternária a idade da rochaalcalina de Mecejana como refere Sykes (1978). Ela já haviasido datada por Cordani ao ser publicado o Mapa Geológicodo Brasil em escala 1:5.000.000, ano 1971, coordenadopor Almeida.


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têm extensão de cerca de 750 km. Inclui-se na Zonade Fratura Fernando de Noronha que se continuapara leste do arquipélago. Fodor et al. (1998) com-pararam a composição isotópica e de elementos tra-ços de basaltos alcalinos do Rio Grande do Nortee São Pedro (Pernambuco) emitidas entre ±30 e13 Ma verificando serem geralmente similares àsdas lavas emitidas no arquipélago entre 12 e 2 Mapassados, pelo que atribuíram todos à chamada plu-ma de Fernando de Noronha. Entretanto, a hipó-tese das plumas mantélicas de procedência profun-da proposta por Morgan (1971), que tem sido am-plamente aceita, vem sendo recentemente questi-onada, como historiado por Ernesto (2005). Essapesquisadora reconstituiu a posição da América doSul para 130, 80 e 50 Ma passados, levando em con-sideração a posição aparente dos pólos magnéticosa partir do Cretáceo Inferior (±120 Ma), das ro-chas alcalinas brasileiras e algumas outras do con-tinente, assim como as anomalias magnéticas dacrosta oceânica. Admitiu que se os hotspots fossemfixos no manto profundo e levando em considera-ção que mesmo se a área de atuação da suposta plu-ma de Fernando de Noronha tivesse ±1000 kmde raio não existiria possibilidade de relacionamen-to do vulcanismo desse arquipélago com a provín-cia alcalina do Nordeste como proposto por Fodoret al. (1998) Segundo Ernesto (2005) o mesmo va-leria para a suposta pluma da Ilha da Trindade emrelação ao magmatismo neocretáceo da Serra doMar, Iporá e Alto Paranaíba (Gibson et al. 1995),pois ambas as regiões estariam fora da área de atua-ção dessas plumas, a menos que se admitisse a hipó-tese de uma pluma mantélica quente poder se des-locar centenas de quilômetros de sua posição deimpacto inicial, como foi suposto em 1998 porThompson e colaboradores para o movimento(aparente) da pluma de Trindade, que teria partidodo Centro-Oeste brasileiro há ∼ 85 Ma, causado omagmatismo alcalino das regiões de Iporá, AltoParanaíba e Serra do Mar antes de alcançar Trin-dade-Martin Vaz, onde se encontraria. Anderson(2000) julgou desnecessária a hipótese de plumasno manto profundo das quais se elevariam hotspots,pois diversos fatores geofísicos que cita são cau-sadores de elevações locais de temperatura abaixodas placas litosféricas, de até ±150ºC a ±200ºC,de tal modo podendo originar frações fundidascapazes de formar hotspots no manto superior. Tam-bém Courtillot et al. (2003) consideraram que nemtodos os hotspots originam-se em plumas mantélicasprofundas, mas podem ser feições do manto

superior, ligadas à astenosfera como réplicas pas-sivas das formas de rompimento litosférico. São dotipo que denominaram andersoniano. Supomos quetal seria o de Fernando de Noronha.

Em consonância com as considerações acimasugerimos que em meados do Eoceno um hotspotteria surgido na região de Fortaleza, ao longo daborda afinada e fraturada da crosta continental emcontato com a oceânica, originado por anomaliatérmica na astenosfera induzida pela cinemáticalitosférica. O hotspot teria produzido o vulcanismorepresentado pelas rochas alcalinas que se expõemnesse distrito magmático. Não se conhecem indí-cios de que esse hotspot tivesse existência pretérita,tendo atuado em sítio que estaria hoje localizadomais para o interior do continente ou no oceano, ea suposição de que por ele tivesse passado a regiãode Louisiana, sul da Flórida, há 180 Ma (Morgan1983) parece-nos altamente especulativa. Com oprosseguir da deriva da placa para oeste esse pon-to-quente teria dado origem à cadeia vulcânicamarinha, realizando-se a infiltração do magma emfraturas litosféricas presentes na Zona de FraturaFernando de Noronha, que adentra a margem con-tinental emersa na região de Fortaleza. Estas fratu-ras possivelmente foram reativadas com a altera-ção da rotação do continente quando, segundo re-construção paleomagnética de Ernesto (2005), elemudou o sentido horário inicial para anti-horárioe passou a se deslocar para norte em direção à sualatitude atual, fenômeno que certamente produ-ziu deformações na placa. Também Sadowski(1987) postulou ter a mudança do pólo de rotaçãohavida há cerca de 38 Ma, durante o Eoceno Mé-dio, causado um pulso importante na ativaçãotectono-magmática na América do Sul e na África.Esse fenômeno causador de mudanças no movi-mento das placas no Atlântico Sul, segundo Candeet al. (1988) aparenta correlacionar-se a uma reor-ganização global das placas havida no Eoceno Mé-dio, ocasião em que, não por coincidência, se ini-ciou o vulcanismo na província alcalina de For-taleza e na bacia Potiguar há cerca de 40 Ma. En-cerrou-se a atuação do ponto-quente no arquipé-lago, ou num monte submarino existente na mes-ma zona de fratura situado a 60 km a ESE, no finaldo Plioceno, seja por dele se ter desviado o pontoquente ou a zona de fratura, ou pela perda de suaatividade. Considerando-se a distância de ±750 kmdo distrito alcalino continental à ilha Fernando deNoronha e a idade mais antiga conhecida das al-calinas desta e de Fortaleza é possível deduzir a

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velocidade média de 23,4 km/Ma para o desloca-mento para oeste da placa Sul-Americana na re-gião equatorial, entre o Eoceno Médio e o MiocenoMédio. Esse deve ser considerado um valor míni-mo, pois não se conhece a idade do início do vul-canismo nessa montanha oceânica de 4 km de al-tura. Além disso, a velocidade de espalhamento dacrosta tem variado consideravelmente no tempo eespaço (Brosena 1986, Cande et al. 1988), mas essevalor é compatível com a taxa de expansão médiada placa obtida por outros investigadores (Brosenaop. cit., Cande et al. op.cit., Ferrari e Riccomini 1999).Ela justifica a suposição acima sobre a origem dacadeia de Fernando de Noronha com o arquipéla-go em sua terminação mais nova ainda nãodestruído pela erosão, bem como sua admitida cor-relação com o distrito alcalino de Fortaleza.

Pela identidade petrográfica, química e idadessemelhantes às de Fernando de Noronha e Forta-leza, enfatizadas por Fodor et al. (1998) e outros, asintrusões alcalinas do Rio Grande do Norte tambémparecem atribuíveis à fusão do manto superior no

evento tectono-térmico meso-eocênico, pois a ro-cha alcalina datada mais antiga acusou 47±01 Ma(Mizusaki et al. 2002), valor equiparável à do distritoalcalino de Fortaleza. O efeito do hotspot Potiguarnão se estendeu ao oceano formando cadeia comoa de Fernando de Noronha por não existir umazona de fratura oceânica adentrando essa região quecanalizasse o magma, como ocorreu no Ceará.

Fernando de Noronha, a mais bela ilha brasilei-ra, tem ±16,4 km2 sendo a maior do arquipélagohomônimo e das ilhas oceânicas nacionais. Esteconstitui a pequenina parte emersa de uma gigan-tesca montanha vulcânica submarina com aproxi-madamente 75 km de maior diâmetro na base alon-gada a leste-oeste, repousando no assoalho oceânicoa cerca de 4.000 m de profundidade (Fig. 5). Ou-tra elevação dessa montanha é o chamado alto fun-do Drina, situado a 23 km a oeste do arquipélago,tendo seu cimo subnivelado em torno de 60 m deprofundidade. O arquipélago compõe-se da ilhaprincipal e de outras 18 pequenas ilhas que se ele-vam de uma reduzida plataforma insular que trunca

o edifício vulcânico a menos de120 m de profundidade. OMorro do Pico (Fig. 4), um do-mo da ilha Fernando de No-ronha, é seu mais alto relevo, er-guendo-se a 321 m de altitude.As rochas do arquipélago sãovulcânicas e subvulcânicas sub-saturadas, acentuadamente só-dico-alcalinas. Representamdois episódios vulcânicos sepa-rados por um hiato erosivo. Omais antigo originou a For-mação Remédios, que tem ida-des isotópicas datadas por Cor-dani (1970), do Mioceno Mé-dio, ± 12 Ma. Constitui-se depiroclastos, maiormente ligadosao vulcanismo fonolítico, pene-trados por diques, plugs e domosde fonólito, álcali-basalto, tra-quiandesito e outras rochas bá-sicas e ultrabásicas cuja nomen-clatura complexa foi atualizadapor Ulbrich (1994). Após sofrererosão durante fase de quietudedo vulcão, que destruiu a maio-ria das rochas efusivas equiva-lentes a essas intrusivas e expôsem relevo os grandes corpos

Fernandode Noronha

N

a

-2000-3000

-1000

-500-100

-50-500

Alto fundoDrina

EW

0 5 10 704020 90805030 60 kmb

-3000

-4000

Prof. (m)

-2000

0-500

-1000

Figura 5 � Mapa batimétrico ao redor do Arquipélago de Fernandode Noronha e do alto fundo Drina adjacente (a); (b) perfilesquemático da ampla montanha, cuja base sustenta elevação demais de 4.000 m de altura sobre o assoalho oceânico(modificado de Teixeira et al. 2003)


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fonolíticos, seus restos foram recobertos pela For-mação Quixaba, para a qual Cordani (op. cit.) en-controu valores radiométricos de 6,64 a 1,81 Ma,correspondentes ao Mioceno Superior a final doPlioceno2. É esta formação em maior parte consti-tuída de derrames e piroclastos de composição an-karatrítica [uma variedade de olivina melanefe-linito contendo biotita], mas são referidos diquesde nefelinito. Os derrames ankaratríticos susten-tam dois planaltos de relevo escalonado e assim co-mo os de basanito constituem pequenas ilhas.Almeida (1955) distinguiu uma formação que su-pôs ser mais nova, consituída pelo derrame denefelina basanito da ilha de São José e duas ilhotasvizinhas. Ulbrich (op. cit.) e Ulbrich e Ruberti(1994), tendo descoberto uma pequena chaminévulcânica de basanito penetrando os ankaratritosda baía do Sancho atribuíram a rocha da ilha deSão José à Formação Quixaba. Cordani (1970) da-tou por K/Ar o nefelina basanito de São José, ob-tendo três valores entre cerca de 8,1 e 9,5 e outrode 21,9 Ma. Essa rocha, contudo, possui abundan-tes xenocristais de olivina e xenólitos angulosos asub-arredondados de dunito que atingem 20 cen-tímetros de diâmetro. Determinando a idade delespor Rb/Sr encontrou 360 Ma, suportando sua ori-gem mantélica. Essas inclusões estranhas contami-nando a rocha põem em dúvida a antigüidadefornecida pela datação. Ela e suas inclusões mere-cem melhor estudo.

Com o término do vulcanismo e as grandes os-cilações glácio-eustáticas pleistocênicas foi elabora-da a plataforma insular, nela restando formas deerosão mantidas pelos corpos rochosos mais resis-tentes, sobretudo fonólitos, ankaratritos e basani-tos. A grande regressão do mar ligada ao últimoestádio glacial causando ampla exposição da plata-forma, especialmente a sueste onde ela é mais larga,propiciou o desenvolvimento de um campo dedunas tangidas pelos ventos alísios de SE. Sendosuas areias constituídas de grãos de carbonato decálcio de origem biogênica � pois quartzo é quaseinexistente nas ilhas � vieram a se consolidar origi-nando os calcarenitos da Formação Caracas. Com asubida do nível marinho constituíram-se as ilhasnas rochas deixadas em destaque pela erosão da pla-taforma, as praias, recifes de algas calcárias e dunasde beira-mar atuais.

4. Atol das Rocas

O Atol das Rocas é uma elevação da cadeia deFernando de Noronha situada a 145 km a oeste doarquipélago homônimo. É uma construçãoholocênica datada por 14C, edificada predominan-temente por algas coralinas sobre pequena parte daextensa plataforma cimeira, hoje situada entre 20 a40 m de profundidade (Ottmann 1963), do queseria originalmente um guyot semelhante a outrosgrandes bancos da cadeia, mas cuja idade relativa-mente nova e subsidência suficientemente lentapermitiram a sobrevivência da flora de algas cal-cárias que o recobrem. A espessura mínima do cal-cário de recife, onde avaliada por investigação sís-mica, é de 11,7 m, tendo uma perfuração penetra-do 11,6 m sem alcançar seu embasamento (Kikuchi2002). Alongado na direção leste-oeste como omonte vulcânico que o suporta, o atol tem somente7,5 km2. e 3,7 km de comprimento. Na maré altasó emergem duas pequenas ilhas e alguns cabeçoscalcários de origem algálica atestando nível preté-rito do mar a ±2 ou 2,5 m acima do atual (Ottmann1963). Nenhuma rocha vulcânica está exposta.Arenito eólico holocênico e algumas dunas ativas esedimentos detríticos marinhos e lacustres ocor-rem localmente.

5. Ilha da Trindade

A Cadeia Vitória-Trindade inicia-se no taludecontinental ao largo da capital capixaba a 175 quilô-metros da costa. Perlonga em seu início a bordasul da saliência da plataforma continental represen-tada pelo banco dos Abrolhos. É constituída poruma série linear de guyots e montes submarinos comdescontinuidades, dispostos entre os paralelos 20ºe 21º S (Fig. 6). Foi identificada por Almeida (1960)e suposta como vulcânica, o que foi comprovadopor Guazelli e Carvalho (1978). Constituem-na osbancos Besnard, Vitória, Congress, Champlaine,Montague, Jaseur, Columbia, Davies e Dogaressa,além de montes menores, terminando na ilha deTrindade e arquipélago Martin Vaz. Vários dessesrelevos submarinos têm forma alongada próximada direção geral leste-oeste da cadeia, decorrenteda intrusão do magma na zona de fratura assimorientada, com segmentação e desvios locais devi-dos a esforços que deformaram a placa, analisadospor Ferrari e Riccomini (1999). Seus cimos sub-mersos mais elevados foram aplainados pela erosão

2 Adotamos a Escala de Tempo Geológico Internacional deGradstein e colaboradores (2004).

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marinha, cobertos por calcários biogênicos e hojese apresentam em profundidades inferiores a 100m. Os bancos Vitória, Jaseur, Davis e Congress têmprofundidade de 55-70 m. (Gorini 1969). Seus to-pos subnivelados alcançam 48 km de diâmetro nobanco Vitória, e 46 no Davies, processo de aplaina-mento que ainda não se completou nos dois maisorientais, Trindade e Martin Vaz, que suportam ilhasdestacadas. A cadeia, com interrupções e reduzi-dos relevos locais, tem cerca de 1000 km de exten-são, alcançando o meridiano 29º W. Foi propostopor Guazelli e Carvalho (1978), com base em per-fis sísmicos transversais, que a cadeia se inclui naque denominaram Zona de Fratura de Vitória-Trin-dade, que se estende pelo menos ao meridiano de19º W, já no flanco da Dorsal Médio-Atlântica, atéonde esses pesquisadores dispunham de levanta-mentos sísmicos. Sua extensão para leste de Trin-dade foi recentemente mapeada por Alves et al.(2002) que referem ter ela prosseguimento para acosta africana após atravessar a Dorsal Médio-Atlântica e nela produzir pequeno deslocamentode seu eixo em torno de 6 quilômetros. Essas pes-quisadoras usaram a denominação Zona de Fratura

Trindade-Hotspur. Segundo Guazelli e Carvalho(1978) o denominado Alto de Vitória, que na pla-taforma continental separa por falhas verticais asbacias sedimentares de Espírito Santo e Campos(Bacoccoli e Morales 1973), acha-se incluído nes-sa zona de fratura. É de notar a semelhança com oAlto de Fortaleza na Zona de Fratura Fernando deNoronha separando na plataforma continental asbacias do Ceará e Potiguar. Examinando imagensde satélite da margem continental emersa adjacen-te ao Alto de Vitória, Guazelli e Carvalho (1978)reconheceram fraturas orientadas em direção les-te-oeste e dela vizinhas, portanto discordantes dasdireções estruturais orientadas a NNE-SSW obser-vadas no embasamento pré-cambriano, e que seequiparam às que Costa et al. (2002) identificaramrecentemente na região de Fortaleza. Admitiramque tais orientações refletem a associação desse altoà Zona de Fratura de Vitória-Trindade. Sua exten-são mais para o interior do continente além de umacentena de quilômetros foi por Guazelli e Carvalho(1978) considerada como difícil de comprovar ealtamente especulativa. São desconhecidasintrusões alcalinas no continente emerso que, à

Vitória

N

0 1000 1100 1200km100 700400200 900800500300 600

-3000

-4000

Prof. (m)

-2000

0

-5000

-1000

Cadeia Vitória-Trindade

-200

0

-4000-100

Abrolhos

VitóriaMartin

Vaz

TrindadeMontague

Columbia

Davis DogaressaJaseur

20o

30o

40o

Trópico de Capricórnio

OceanoAtlântico

BrasilÁrea emdestaque

Figura 6 � Mapa batimétrico ao longo da Zona de Fratura de Vitória-Trindade entre a costa, a Ilha da Trindade e oArquipélago Martin Vaz (a); (b) perfil esquemático da cadeia de montanhas submarinas (modif. de Alves 1998)


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semelhança das de Fortaleza, possam ser segura-mente atribuídas ao hotspot que teria originado acadeia vulcânica, mas elas supostamente se iniciamcom o banco Besnard a cerca de 170 km ao largode Vitória, no talude continental.

A Cadeia Vitória-Trindade reflete importanteatividade tectono-magmática oceânica cenozóicarealizada em falhas reativadas ao longo da referidazona de fraturas, com desnivelamentos do assoalhooceânico e formação de relevos vulcânicos já quasetodos arrasados pela erosão marinha. Subsistem co-mo ilhas, Trindade e o arquipélago de Martin Vazno extremo oriental da cadeia, à semelhança deRocas e Fernando de Noronha em relação à cadeiadesse nome, sugerindo origem idêntica para ambas.A extensão dos cimos dos guyots em que foi transfor-mado o arquipélago vulcânico do trecho ocidentalda Cadeia Vitória-Trindade é muito maior que odiâmetro da plataforma de abrasão marinha à voltado edifício vulcânico de Trindade, que incluindo ailha não ultrapassa 14 km. O vulcanismo nela es-teve ativo até o Holoceno. Tais fatos sugerem queo vulcanismo na cadeia progrediu no sentido oes-te-leste, à medida que a Placa Sul-Americana sedesloca para oeste com o espalhamento da crostaoceânica e a zona de fratura teria passado sobre umhotspot como foi sugerido por alguns autores (v.g.Minster et al. 1974). Burke e Dewey ainda em 1973haviam suposto a presença atual de uma plumamantélica sob Trindade e Martin Vaz cujo traçoproviria da região das rochas alcalinas do Rio de

Janeiro. Como acima referido, a presença de tal plu-ma mantélica profunda, por muitos admitida (v.g.Thompson et al. 1995, Gibson et al. 1997, Siebel etal. 2000), não é necessária. Um hotspot do tipo an-dersoniano poderia ter-se originado e fixado nomanto superior sob a margem continental de litos-fera adelgaçada e fraturada próximo ao limite coma oceânica, formando-se a cadeia na zona de fratu-ra reativada no decorrer da deriva da placa, à seme-lhança do suposto para a Cadeia Fernando deNoronha. Fodor et al. (1989) apontam algumas se-melhanças geoquímicas entre os basaltos eocênicosdo banco dos Abrolhos e as vulcânicas de Fernandode Noronha e Trindade, como a composição iso-tópica de Sr-Nd e Pb e o alto teor em Ti das rochasde Trindade. Esses basaltos, de natureza toleítica aalcalina, formaram-se em ambiente vulcânico do-minantemente submarino com eventuais exposi-ções subaéreas (Conceição et al. 1996, Mohriak2005), tendo surgido por ocasião do evento tecto-no-magmático eocênico a que já nos referimos, quemovimentou as placas em ambiente global e reati-vou zonas de fratura; equivalem na comparação,ao magmatismo do distrito alcalino de Fortalezaporém manifestados em ambiente marinho. En-tretanto, não são conhecidas em Abrolhos as rochassub-saturadas em sílica e ricas em álcalis presentesnesse distrito. Ferrari e Riccomini (1999) calcula-ram a velocidade de deslocamento da Placa Sul-Americana sobre a pluma de Trindade entre os pa-ralelos 20º e 21º W obtendo valor de 23,1 km/Ma,

Figura 7 � Ilha da Trindade vista de sudoeste, onde se observam o relevo acidentado, os grandes diques fonolíticosescuros à beira-mar e o neck fonolítico do Morro do Monumento, à direita. (Foto Ulbrich et al., 2004)

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coincidente com o que calculamos para a regiãodo paralelo 4º S entre o Eoceno Médio e o MiocenoMédio (23,4 km/Ma).

Okal e Anderson (1975) reconheceram acen-tuado atraso na propagação das ondas sísmicas S,compatível com alto grau de fusão parcial do man-to, apoiando a citada sugestão de Minster e cola-boradores, da presença de um hotspot sob Trinda-de. Foi verificada por Veloso e Machado Jr. (1986)a existência de microtremores na área a menos de50 km da estação sismográfica nela operada pelaUniversidade de Brasília entre 1982 e 1985. Essesautores também obtiveram resultados sugerindo aexistência de anomalias da velocidade sísmica lo-calizadas unicamente abaixo da ilha, que poderi-am ser indícios desse suposto hotspot. Em face des-sas informações e inferências e à juventude do vul-cão do Paredão cabe perguntar: acha-se o vulca-nismo em Trindade definitivamente extinto ou en-contra-se em passageira fase de quiescência?

Pesquisas modernas sobre petrologia e geoquí-mica dessas ilhas são apresentadas por Marques etal. (1999) e outros a que eles se referem. Weaver(1990), comparando a geoquímica de Trindade eFernando de Noronha aponta várias semelhançasentre elas, algumas das quais diversas das demaisilhas do Atlântico, como o alto grau de alcalinidadee de sub-saturação em SiO2, sugerindo uma evo-lução petrogenética comparável, parecendo pro-vável que também Trindade e Martin Vaz tenham-se originado de um hotspot andersoniano, ainda pre-sente sob elas.

A Diretoria de Hidrografia e Navegação (DHN)do Ministério da Marinha instalou em 1957 umabase de pesquisas científicas para dar apoio às pesqui-sas brasileiras para o Ano Geofísico Internacional(AGI-1957/1958). Graças às facilidades que entãonos foram proporcionadas pela DHN, DNPM eCNPq fomos conduzidos a essa pequena e remotailha pelo navio-escola Almirante Saldanha, acom-panhados pelo engenheiro Shiguemi Fujimori e oentão nosso aluno Tibério Cescon, nela tendopermanecido durante os dois primeiros meses de1958. Em 1965 retornamos à ilha em companhiado prof. U. G. Cordani. A pequena e remota ilha éo cimo emerso de uma grande montanha vulcânicaalongada, com 67 km de maior diâmetro basal, querepousa a ±5.000 m de profundidade sobre as-soalho oceânico com idade de ±80,17 Ma estima-da pelas anomalias magnéticas da crosta em que seapóia (Kent e Gradstein 1986, af. Cande et al. 1988).Acha-se situada na latitude 20º30� S e longitude de

29º22� W. Embora tenha aproximadamente só 9,28km2 de área emersa nela existem três picos eleva-dos entre 570 e 640 m, sendo Desejado o mais alto.Com quase 6 km de altura é o monte Trindade umdos mais altos do Atlântico Sul (Fig. 6).

Constitui-se a ilha de derrames e intrusões derochas altamente sódico-alcalinas e acentuadamen-te sub-saturadas em sílica, e piroclastos diversos,formados entre o Plioceno Médio e o Holoceno(Cordani 1970, Hansen et al. 1998). Recifes de al-gas, estreitas praias e dunas locais, reduzidos depó-sitos fluviais à beira-mar e numerosos cones e aven-tais de talude são o que também nela existe, porémela é quase toda constituída de rochas vulcânicas esubvulcânicas. Em Trindade Almeida (1961) reco-nheceu cinco conjuntos vulcânicos sendo os qua-tro mais novos claramente discerníveis enquantoo quinto, o Complexo de Trindade, é um conjun-to heterogêneo de rochas piroclásticas variadas as-sociadas principalmente ao vulcanismo fonolítico.Expõe-se nas vertentes de quase toda a ilha, sendopenetrado por numerosas intrusões de fonólitos,traquiandesitos, nefelinitos e diversas ultrabásicasalcalinas. Destacam-se 16 grandes intrusões fono-líticas de contornos subcirculares a elípticos quese sobressaem no relevo, representando domos en-dógenos com até cerca de 400 m de diâmetro, plugs,necks e muitas dezenas de diques. As intrusões fo-nolíticas, de diversas composições químicas e mi-neralógicas (Marques et al. 1999), suportam os es-petaculares necks e grandes diques que chegam aalcançar dezenas de metros de espessura, expostospela erosão que modela o acidentado relevo da ilha(Fig. 7). Acusaram idades radiométricas K/Ar obti-das por Cordani (1970) entre 2,3 e 2,9 Ma caracte-rizando o Meso a Neoplioceno, valores confirma-dos por Valencio e Mendía (1974). A rocha maisantiga da ilha datada por Cordani e Blazekovik(1970) é um dique de basanito que acusou 4 ± 01Ma. Desconsideramos a datação do fonólito doPico Nossa Senhora de Lourdes (6.4 ± 3.5 Ma)referida por Valencio e Mendía por ter acusado erromuito grande devido à amostra conter 91,9% deargônio atmosférico. A Formação Desejado consti-tui-se de derrames de fonólito e nefelinito com in-tercalações de camadas de piroclastos de composi-ção equivalente, dispostos sobre superfície de erosãodo Complexo de Trindade. Chega a alcançar cercade 250 m de espessura, expondo-se no alto das gran-des escarpas, constituindo na movimentada regiãoaxial da ilha seus mais elevados picos que teriamdado o nome à ilha: Desejado, Trindade e São


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Bonifácio. Sua idade radiométrica indica valoresentre 2,63 e 1,50 Ma, equivalentes ao PliocenoMédio e Pleistoceno Inferior. É bem clara a discor-dância erosiva com as rochas do Complexo. Se-guiu-se um hiato no vulcanismo que perdurou cer-ca de 1,3 Ma, após o qual ele foi retomado em me-ados do Pleistoceno, quando se iniciou a emissãode lavas ultrabásicas alcalinas, variedades de mela-nefelinito, em três episódios bem distintos, o pri-meira dos quais constituiu a Formação Morro Ver-melho. Erupção de ankaratritos e olivina melane-felinitos realizou-se numa região de diques próxi-ma ao Morro Vermelho, no alto vale do córregoVermelho na região central da ilha. As lavas, muitofluidas, escoaram por esse vale em direção ao litoralnordeste, preenchendo-o com espessura superiora 230 m de derrames e piroclastos que formam baixoplanalto inclinado para o litoral norte. Posteriorcaptura do córrego para o litoral sueste causou o en-talhe erosivo de um cânion em cujas escarpas a for-mação pode ser bem observada, e que se abre parao grande leque aluvial da praia do Príncipe. Da-tações K/Ar apresentadas por Cordani (1970) indi-caram que a erupção é mais nova que 170.000 anos.

O presente estado de erosão da ilha já havia sidoalcançado quando no alto vale do córrego do Valadoque desce a acentuada vertente norte irromperampiroclastos e derrames de lava de natureza olivinamelanefelinítica que constituem a Formação Vala-do. Os derrames escoaram vale abaixo, intercalan-do-se nos grossos clastos do cone aluvial que porele se estendiam ao mar. A lava, extremamente flui-da, formou derrames que chegam a ter centímetrosde espessura. Durante a erupção o cone aluvial con-tinuava a se desenvolver e os produtos vulcânicosalternavam-se com os grossos fragmentos que tom-bavam das escarpas. Camada única de tufoslapilíticos e cineríticos, certamente posterior aovulcanismo Morro Vermelho, apresenta-se interca-lada em outras acumulações detríticas, em cones eaventais de talude. Isso bem se observa no referidocone aluvial do baixo córrego Vermelho. Na fozdeste, no talude da falésia inativa à beira-mar napraia do Príncipe, observa-se camada de piroclastosda Formação Valado com 0,4 m de espessura, in-tercalada no cone aluvial formado principalmentepor detritos de erosão da Formação Morro Verme-lho, comprovando claramente a maior antigüida-de desta. No final da praia, junto ao pico Pão deAçúcar, os detritos do cone e sua intercalação vul-cânica, expostos na vertente da falésia, recobrem-se em acentuada discordância angular por

piroclastos emitidos pelo vulcão do Paredão. Ten-do em vista o grau de evolução geomorfológicaavançada da ilha por ocasião do vulcanismo Valado,bem como sua posterioridade em relação ao vul-canismo Morro Vermelho, como observado nessecone aluvial, parece possível ter sido pós-glacial ovulcanismo Valado. Por ser tão novo sua dataçãoradiométrica não pôde ser feita por Cordani (1970).Valencio e Mendía (1974) referem datação K/Ar de1,2 ± 1,0 Ma realizada por E. Linares no InstitutoNacional de Geologia Isotópica da Universidadede Buenos Aires, Argentina, para o derrame dessaformação na ponta homônima. Desconsideramosesta datação, não só pelas condições geológicas daocorrência que examinamos no campo como peloelevado erro resultante da determinação realizadaem amostra contendo 99,2% de argônio atmosféri-co. A Formação Valado é claramente mais nova queMorro Vermelho, e anterior à erupção do vulcãodo Paredão. Durante o levantamento geológicoidentificamos o morro do Paredão na terminaçãosueste da ilha como sendo a parte restante de umcone vulcânico, único existente no Brasil, em des-truição pelo mar, porém atualmente dela protegi-do por terraço de ± 3,5 m. Testemunha certamentea última erupção havida na ilha e derradeira ativi-dade magmática em território brasileiro. Ainda dei-xa perceber restos de sua superfície original assimcomo da borda circular da cratera. O cone formou-se pelo acúmulo de piroclastos variados: tufos lapi-líticos e cineríticos contendo bombas rotacionais,blocos, agregados e aglutinados de lava melanefeli-nítica, basanítica e tefrítica (classificação química,Marques et al. 1999), que se acumularam em cama-das radialmente inclinadas para a periferia do conea partir da cratera. Ainda subsistem restos de cama-das inclinadas da borda da cratera para seu interior.A lava muito fluida e carregada de gases escoavapara norte, exposta hoje no chamado parcel dasTartarugas, arrasado pelo terraço marinho de ± 3,5m. O cone piroclástico elevou-se da plataformainsular então parcialmente seca para atingir poucomais de 200 m de altura. A emissão da lava eragrandemente do tipo fire fountaining, o magma lan-çado ao espaço em porções ainda líquidas, incan-descentes. Suas cinzas, tangidas pelos ventos de les-te, espalharam-se pela ilha, e ainda há restos de suascamadas, espessos de até quatro metros, a quase2.000 metros de distância, à borda leste do pico dasGrazinas e pequenas quantidades delas, em mui-tos lugares da ilha, sempre em camada única mos-trando que a erupção foi continuada e breve.

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Vulcões modernos do tipo do Paredão podemerguer seus cones em semanas ou meses, tornan-do-se então inativos. Tal seria Paredão. Não exis-tem às suas faldas indícios de terraços marinhoselevados a vários metros. Unicamente notamospersistente terraço próximo de 3,5 m de altura atri-buível ao Holoceno, relacionado ao chamado óti-mo climático ou intervalo hipsotermal, o que nosleva a supor que Paredão seja holocênico, porémanterior a ± 5.000 anos.

6. Arquipélago de Martin Vaz

O Arquipélago de Martin Vaz situa-se a 47 km aleste de Trindade, erguendo-se do mesmo montede que esta se eleva, a se julgar pela batimetria(NGDC 1994). Consiste de uma ilha maior comapenas 800 m de comprimento, 500 de largura e175 de altura, e duas menores situadas a norte e asul dela, além de escolhos (Gorini e Carvalho1984). Tem sido geologicamente pouco investigadapor ser rodeada de rochedos e escarpas inacessíveis.Belas fotografias contidas no livro do botânico Al-ves (1998) dão idéia dessa dificuldade. O nome doarquipélago vem de um suboficial do explorador enavegador francês conde de La Pérouse, que em1768 morreu ao tentar escalá-la, junto com ummarinheiro que também morreu. Deve ter consti-tuição geológica semelhante à de Trindade, complug fonolítico intrusivo em piroclastos e derramesde lava no alto. Uma datação de fonólito efetuadapor Cordani (1970) acusou idade inferior 0,75 Mae datação recente em outra amostra dessa rochaindicou 1,1± 0,5 Ma (Hansen et al. 1998). Siebel etal. (2000) apresentam análises químicas, incluin-do elementos traços, de derrame basanítico e plugfonolítico da ilha maior. Duas amostras coletadasà beira-mar nessa ilha foram classificadas porScorza (1964) como ankaratrito e haüynito.

7. Conclusões

Em conclusão, quatro das ilhas e arquipélagosoceânicos brasileiros tiveram origem idêntica.Constituem a parte emersa da terminação orientalde duas extensas cadeias vulcânicas de orientaçãogeral leste-oeste hoje arrasadas pela erosão esubmersas. Surgiram essas cadeias em zonas de fra-tura reativadas no Eoceno Médio, que se estendemà margem continental, através das quais se reali-

zou extravasamento de magma proveniente dehotspots fixos no manto superior durante a derivada placa litosférica para oeste causada peloespalhamento da crosta oceânica. As ilhas repre-sentam o topo emerso de grandes montes vulcâni-cos do extremo oriental dessas duas cadeias. O atoldas Rocas é um desses montes, mas nele já nãoafloram rochas vulcânicas, porém calcáriosbiogênicos que as recobrem. O arquipélago de SãoPedro e São Paulo, entretanto, tem origem inteira-mente diversa, emergindo no trecho transformanteativo de uma cadeia de zona de fratura no sítio emque esta secciona o rift-valley axial da Dorsal Meso-Atlântica e expondo protrusão de rochas mantélicassem que aflorem vulcânicas emersas, mas simsubmersas. Verifica-se que a estrutura tectônica dalitosfera oceânica teve decisiva influência na ori-gem e localização geográfica de todas elas.

Agradecimentos

O autor agradece ao Prof. Dr. Celso Dal RéCarneiro a revisão que fez do texto e as sugestõesapresentadas que muito o enriqueceram, assim co-mo a execução das figuras, para a qual contribuiuo Geól. Virginio Mantesso Neto, e a versão do su-mário para o inglês. Agradece igualmente aos revi-sores anônimos da revista por suas observações ecorreções, ao Prof. Dr. Benjamin Bley de Brito Ne-ves pelo fornecimento de bibliografia inédita, aofilho Fernando Luiz e à nora Gisele que lhe facul-taram continuar a freqüentar bibliotecas para po-der executar este trabalho.

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Submetido em 23 de fevereiro de 2006.Aceito em 15 de junho de 2006.

ilhas oceânicas brasileiras e suas relações com a tectônica atlântica

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