As
bacias sedimentares são depressões da superfície terrestre formadas por
abatimentos da litosfera, nas quais se depositam, ou depositaram, sedimentos e,
em alguns casos materiais vulcânicos.
Estas
podem ser de vários tipos, de acordo com as causas da sua formação e
destacam-se as frontais, que se localizam à frente de uma cadeia montanhosa ou
de um arco de ilhas vulcânicas, que são o resultado da convergência de placas
que obriga à flexão e afundamento da litosfera; as de retroarco localizam-se
entre o arco de ilhas vulcânicas e o continente, pois resultam da formação de
cadeias montanhosas; as de estiramento resultam da distensão da litosfera
devido à actuação de forças tectónicas distensivas e um exemplo destas são os
riftes; por último, existem as bacias sedimentares que resultam do arrefecimento
da litosfera, pois este provoca um aumento da densidade das rochas e a sua
subsidência.
O
registro sedimentar dessas áreas é geralmente composto por um espesso pacote
sedimentar no seu interior, o qual diminui de espessura ao se aproximar das
bordas da bacia e apresentam camadas de rochas que mergulham da periferia para
o centro.
As
bacias sedimentares preservam um registro detalhado do ambiente e dos processos
tectônicos que deram forma à superfície da Terra através do tempo geológico.
Também servem como importante repositório de recursos naturais, tais como água
subterrânea, petróleo e recursos minerais diversos.
Classificação
Os
critérios utilizados para a classificação das bacias sedimentares são
essencialmente tectónicos, tais como a localização relativamente aos limites
das placas, à natureza do substrato da crusta, à evolução tectónica e ao grau
de deformação. Assim, podem-se considerar os seguintes tipos:
Fossas de afundimento (grabens)
Bacias intracratónicas
Bacias oceânicas
Margens continentais
Bacias frontais
Bacias de retroarco
Bacias intramontanhosas
Bacias de pull-apart
Fossas de afundimento
Ponte sobre o
vale de rifte de Alfagja, na Islândia, na fronteira entre as placas Eurasiática
e Norte-americana.
São
normalmente estruturas estritas e alongadas, limitadas por falhas normais
conjugadas. Estas estruturas são também designadas por grabens. Podem ser
compartimentados em grabens secundários, limitados por porções salientes
(horst). Estes termos de origem germânica devem-se ao facto de este tipo de
estruturas ser particularmente bem observável no vale do rio Reno, ao longo da
fronteira entre a França e a Alemanha.
As dimensões
das fossas de afundimento podem ser muito variáveis, entre um e várias centenas
ou milhares de quilómetros. Neste último caso, merecem destaque os exemplos do
Golfo de Suez, do grande Vale do Rifte Este-africano e do Lago Baikal.
Estas
estruturas são geradas em ambientes tectónicos distensivos, tanto em locais
situados no interior das placas tectónicas como nos bordos construtivos entre
elas. Muitas vezes as fossas situadas ao longo de riftes continentais estão
preenchidas por lagos compridos, estreitos e bastante profundos.
Bacias intracratónicas
As bacias
intracratónicas localizam-se no interior de regiões tectonicamente estáveis -
os cratões. São vastas depressões ovais ou arredondadas, onde se depositam
sedimentos numa relação profundidade/diâmetro que varia entre 1/100 1/50. Esses
sedimentos são normalmente provenientes da erosão dos relevos situados na sua
periferia.
A taxa de
sedimentação em bacias situadas a baixa altitude, depende dos movimentos de
transgressão e regressão marinhas, relacionados com a subsidência do substrato
e com variações eustáticas do nível dos mares. Por exemplo, a transgressão do
Cretácico superior foi provocada por uma elevação de 400 metros do nível dos
mares do mundo inteiro.[1] Assim, depressões como as bacias do Mar do Norte, de
Paris e do Orinoco são exemplos de bacias que sempre foram sensíveis às
variações eustáticas, sendo que a sua estratigrafia reflecte a sequência de
regressões e transgressões que as afetou.
A
distribuição e o tipo de depósitos sedimentares é controlada pelo clima. Quando
o clima é árido formam-se frequentemente depósitos evaporíticos (tais como
sal-gema e gesso) e a sedimentação é mais lenta e irregular. Quando o clima se
torna mais húmido, aumenta a taxa de sedimentação e a acumulação de matéria
carbonosa, o que favorece o processo que leva à formação de carvão. Nas bacias
situadas nos bordos dos cratões, sujeitas aos efeitos das transgressões
marinhas, surgem ambientes favoráveis à formação de petróleo.
Um exemplo
sul-americano de bacia intracratónica é a Bacia do Paraná, uma ampla bacia que
se desenvolveu durante as eras Paleozóica e Mesozóica.
Bacias oceânicas
As bacias
oceânicas situam-se no interior de uma placa tectónica, mas na qual o substrato
é constituído por crusta oceânica. Situam-se nos grandes fundos abissais e, de
acordo com o movimento das placas e com a expansão dos fundos marinhos, este
tipo de bacias tende a permanecer como bacias oceânicas durante um longo
período de tempo geológico. A crusta oceânica do substrato vai-se renovando
constantemente a partir dos riftes das dorsais oceânicas e sobre ela se vão
depositando sedimentos pelágicos em camadas tabulares. A idade dos materiais
sedimentares é compreendida entre a atualidade (fundo oceânico atual) e a
crusta infrajacente, a qual será progressivamente mais moderna em direção à
dorsal e mais antiga em direcção à margem continental ou à fossa oceânica.
Margens continentais
Este é o mais
amplo e diverso tipo de bacias, compreendendo o antigo conceito de
geossinclinal.
Imagem de
satélite mostrando a Península Arábica e o Mar Vermelho. Fonte: NASA
A evolução
das margens continentais faz-se ao longo de várias fases, de acordo com o ciclo
de Wilson. O processo inicia-se após a fragmentação de uma placa continental,
respectivo adelgaçamento e intrusão de crusta oceânica (rifte). Esta fase corresponde
ao que se passa actualmente no Mar Vermelho, após o rompimento da Arábia
relativamente à África.
A continuação
da distensão da bacia leva a uma nova fase que corresponde a uma margem
continental madura ou passiva. Esta fase é vulgarmente designada por tipo
atlântico, porque é o tipo mais frequente de bordos continentais deste oceano,
nomeadamente as plataformas continentais da Terra Nova, do Brasil e da África
ocidental. A sedimentação, lenta e progressiva, dá-se especialmente nos
sectores subsidentes próximos dos bordos dos continentes, sobre a zona de
transição entre a crusta continental e a crusta oceânica. Prevalece um ambiente
de estabilidade tectônica levando a que estas margens passivas sejam praticamente
assísmicas e não vulcânicas.
Consoante a
abundância de sedimentação distinguem-se as margens magras (2 a 4 km de
sedimentos) das margens gordas (mais de 4 km). As margens magras são um
conjunto de pequenas bacias delimitadas por relevos residuais de origem
tectónica, os quais difilcutam a progradação dos sedimentos vindos do
continente. As margens gordas têm uma superfície topográfica muito mais
monótona porque os sedimentos acabam por cobrir os blocos tectónicos
subjacentes. Uma margem magra pode vir a transformar-se numa margem gorda,
sendo que essa evolução pode favorecer a génese de bacias petrolíferas. Tal é o
caso das costas atlânticas de África: golfo da Guiné, Gabão, Congo e Angola.
As margens
continentais maduras, passivas e divergentes, continuam a sua evolução até
ocorrer uma inversão tectónica. Nessa altura, depois da formação de uma zona de
subducção, elas passam a margens convergentes, terminando a sua evolução num
orógeno. Os efeitos da compressão tectónica levam ao soerguimento e dobramento
das camadas sedimentares formadas previamente, constituindo importantes cadeias
orogénicas dobradas, como aconteceu com as grandes cordilheiras formadas
durante a orogenia alpina.
Bacias
frontais
Nas zonas de
convergência interplacas é normal formarem-se bacias sedimentares, associadas à
subducção de uma das placas, à frente da cadeia montanhosa ou do arco de ilhas
vulcânicas que resultam desses fenómenos convergentes. Por esse motivo, são
designadas por bacias frontais ou de antearco.
Estas bacias
podem acumular pouca quantidade de sedimentos, sob uma grande espessura de
água, como acontece, por exemplo, no arco das Aleútas (no Alasca), no arco de
Luzon (nas Filipinas) e nas Pequenas Antilhas. Porém, em outros casos, o
enchimento sedimentar leva a que a bacia possa estar até quase completamente
emersa, como acontece em Makran (no sul do Irão e do Paquistão)
Bacias de
retroarco
São as que se
situam entre o continente e o arco vulcânico. Resultam da migração do arco
vulcânico causada pela sua distensão radial relativamente à margem continental.
Desta migração radial resulta também a forma arqueada dos arquipélagos que
constituem os arcos insulares vulcânicos, como por exemplo as Pequenas
Antilhas, as ilhas Aleútas, as ilhas da Nova Bretanha e Salomão, o arco
Kamchatka-Ilhas Curilas-Hokkaido, as Ilhas Marianas e o arco Samatra-Java.
As principais
bacias de retroarco situam-se então em redor do Oceano Pacífico, apresentando
diferentes estágios de evolução. Assim, quando a bacia ainda tem como substrato
crusta continental constituída por rochas gnaisso-graníticas, forma plataformas
submarinas pouco profundas, tais como as que unem a Indochina ao arco
Samatra-Java (Mar de Java), ou Timor à Austrália (Mar de Arafura). Nos
carbonatos que se incluem nos depósitos sedimentares destas bacias, têm grande
importância os de origem recifal.
Em outros
casos, o processo distensivo provoca o adelgaçamento e a rotura da crusta
continental da bacia de retroarco. Começa então a formar-se crusta oceânica
jovem, dando origem a um mar marginal profundo. Este estádio de evolução é o
mais comum em todo o bordo ocidental do Pacífico, desde o Japão até à Nova
Zelândia, sendo responsável pela formação das bacias do Mar da China Oriental,
do Mar das Filipinas, do Mar de Salomão, do Mar das Fiji, entre outros.
Bacias
intramontanhosas
Após a
colisão entre dois blocos tectónicos, e terminados os movimentos horizontais
(cavalgamentos), podem formar-se áreas subsidentes delimitadas por cordilheiras
montanhosas. Estas áreas são normalmente de dimensões reduzidas (algumas
dezenas de quilómetros de diâmetro), como acontece com algumas bacias no
interior do Maciço Hespérico ibérico. Mas o caso mais evidente é o da Depressão
de Turfan, no noroeste da China, situada a 154 metros abaixo do nível do mar e
rodeada de cordilheiras que chegam a ultrapassar os 5000 metros de altitude.
Localização
da planície Panónica entre os Alpes, os Balcãs e os Cárpatos.
Contudo, há algumas bacias intramontanhosas de grandes
dimensões (várias centenas de quilómetros de diâmetro), como, por exemplo, a
planície Panónica que se localiza no centro da Europa. Esta depressão
corresponde ao antigo Mar Panónico que existiu durante os tempos pliocénicos e
encontra-se rodeada pelas cordilheiras dos Alpes, dos Balcãs e dos Cárpatos.
Como estas bacias se formam no seio de orógenos
intensamente deformados e erodidos, a sedimentação que nela ocorre assenta em
discordância sobre formações bastante mais antigas. A taxa de sedimentação
nestas bacias (a par de uma elevada taxa de subsidência), pode ser muito alta,
o que se traduz num cortejo sedimentar de alguns quilómetros de espessura.
Bacias de pull-apart
Estas bacias romboédricas são depressões em fosso
originadas pelo deslizamento antiparalelo de dois bordos ao longo de um eixo de
desligamento em linha quebrada. Ao contrário dos casos anteriores, as bacias em
pull-apart não formam num ambiente distensivo clássico, mas sim na passagem
para um regime de compressão. No sector onde se forma a depressão, é comum
haver duas falhas de desligamento quase paralelas. Resulta assim, do seu
movimento relativo,uma distensão da crusta na região situada entre as duas
falhas. Deste enquadramento tectónico resulta um bloco em forma de losango que
se afunda.
A crusta subjacente a estas bacias é sempre continental,
embora mais delgada que o normal.
Os exemplos mais clássicos são a depressão do Mar Morto
(ao longo da falha de desligamento do rio Jordão) a depressão do Imperial
Valley, no sul da Califórnia (ao longo da falha de Santo André). Comum às duas
situações é a existência de depósitos salinos, responsáveis pelos lagos
salgados do Mar Morto e de Salton Sea, respectivamente.
Também o Mar de Mármara, na Turquia, teve origem numa
bacia em pull-apart
Imagem de satélite mostrando a falha do rio Jordão e a
depressão do Mar Morto. (fonte: NASA).
Bacias
sedimentares brasileiras
A área de bacias
sedimentares no Brasil[6] totaliza 6.436.200 km² , dos quais 4.898.050 (76%)
km² estão em terra e 1.538.150 (24%) km² em plataforma continental. Da área de
bacias sedimentares em terra, 4.513.450 km² (70%) são interiores e 384 600 km²
estão na costa. Da área de bacias situadas no mar, há 776.460 km² com menos de
400m de lâmina d'água e 761.690 km², mais de 400m de lâmina d'água.
As bacias sedimentares do
Brasil datam do Paleozóico, do Mesozóico e do Cenozóico As maiores são a
Amazônica, a do Parnaíba – também chamada do Meio-Norte -, a do Paraná ou
Paranaica e a Central. As de menor extensão são a do Recôncavo, Tucano
(produtoras de petróleo), do Pantanal Mato-Grossense, do São Francisco ou
Sanfranciscana, e a Litorânea.
As bacias do Pantanal
Mato-Grossense, Litorânea, bem como alguns trechos que margeiam os rios da
bacia hidrográfica Amazônica, foram formadas no Cenozóico. São do Mesozóico as
bacias sedimentares Paranaica, Sanfranciscana e a do Meio-Norte, sendo que a
formação da Paranaica e da Sanfranciscana, as mais antigas, já se inicia no
Paleozóico.
Atualmente, nove das bacias
sedimentares brasileiras (Campos, Espírito Santo, Tucano, Recôncavo, Santos,
Sergipe-Alagoas, Potiguar, Ceará e Solimões), totalizando 1.645.330 km² (25,6%
da área total), são produtoras de petróleo.
Fontes e referencias
↑ Debelmas, J. & Mascle,
G. (2002)- As Grandes Estruturas Geológicas - Fundação Calouste Gulbekian,
Lisboa ISBN 972-31-0972-7
↑ The Visible Earth. EOS Project Science Office. NASA
Goddard Space Flight Center..
↑ Debelmas, J. & Mascle,
G. (2002)- As Grandes Estruturas Geológicas - Fundação Calouste Gulbekian,
Lisboa, pg. 166 ISBN 972-31-0972-7
↑ Vera Torres, J. A. (1994)
- Estratigrafía - Principios y Métodos - Editorial Rueda, Madrid ISBN
84-7207-074-3
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