Anksiyetenin Oluşumunda İlişki ve Farklar

Um dos conceitos fundamentais da geomorfologia diz que pouco da topografia da Terra é mais antiga do que o Terciário, e a maior parte não é mais

antiga do que o Pleistoceno. Isto significa que as feições topográficas que constituem o relevo do Nordeste são de idade relativamente recente, formadas na sua maior parte, se não inteiramente, durante o Cenozóico (MABESSONE, 1978).

No desenvolvimento do relevo do nordeste, Mabesoone e Castro (1975) e Castro (1979) distinguem 4 fases de aplainamento:

a) Aplainamento geral da região do Nordeste durante o Jurássico inferior e Médio, antes do início da Reativação Wealdeniana, notável como discordância regional, chamado de superfície Gondwana;

b) Aplainamento desenvolvido entre o Albiano e Oligoceno, durante um levantamento epirogênico lento, com o final abaulamento e deposição de sedimentos correlativos, chamado de Superfície Sul- americana, em dois níveis: Cariris velho e Borborema;

c) Dissecação; da superfície Sul-americana e elaboração da superfície geral da região, exumando grandes áreas da Superfície Gondwana, durante o Pleistoceno Inferior, chamada de Superfície Sertaneja, no interior, e dos Tabuleiros, na costa;

d) Encaixamento de um novo ciclo polifásico, Ciclo Paraguaçu, nesta superfície mais jovem, com duas fases de pedimentos e terraços. Em estudo recente Peulvast e Caludino Sales (2004) propõem um novo modelo de formas de terrenos em patamares mais simples dos que os modelos anteriores, tendo somente dois níveis principais de superfície de aplainamento, porém mais complexo em seus mecanismos.

Ou seja, a presença de só duas superfícies de aplainamento principais no relevo regional, composto de superfícies dissecadas interiores e corredores todos conectados em direção ao mar em um piedmont largo enterrado por sedimentos Cenozóicos tardio e então ligeiramente dissecados – sugere uma evolução simples, mas especialmente diferenciada.

Um grande sistema de platôs e terras altas se destaca sobre as largas planícies costeiras para norte por dois alinhamentos descontínuos de montanhas E – W formando elementos de uma escarpa marginal dissecada quase paralela a segmentos correspondentes da margem continental Fortaleza – Parnaíba e Aracati – Macau.

Os padrões morfológicos do nordeste brasileiro são classicamente considerados como o resultado do arqueamento regional induzido pelo quebramento do supercontinente Gondwana, interagindo com flutuações climáticas durante o Cenozóico, e o arqueamento teria provocado o modelamento de superfícies de aplainamento sucessivamente mais baixo e a incisão de um padrão de drenagem centrífugo.

Dresch (1957) reconheceu somente três níveis, enquanto que a maioria dos outros admite a existência de quatro ou mesmo cinco níveis principais, principalmente correlacionados àqueles definidos por King (1956 e 1957) em outras regiões do Brasil e na África (Figura 2.25).

Figura 2.25 – Padrões e correlação de superfícies de aplainamento no nordeste do Brasil e

regiões vizinhas (Dresch, 1957).

Entretanto, Peulvast e Claudino Sales (2004) mencionam que com base em Saadi e Toquarto (1992) todos esses modelos contem arqueamento flexural ou em blocos de todo o nordeste brasileiro, sendo eles:

a) Domo ascendente de um grande bloco ou núcleo; b) Arqueamento flexual; e

c) A “flexura continental”.

Porém, são muitas as hipóteses para evolução geomorfológicas do Nordeste Oriental Brasileiro – existindo duas principais correntes: as abordagens morfoclimáticas e as abordagens neotectônicas.

Saadi e Torquato (1992) diferenciaram conjuntos de modelos (Tabela 2.9) baseados nos seguintes itens: 1 - Mudanças climáticas; 2 - No papel desempenhado pelas superfícies de erosão e seus depósitos correlativos, intimamente relacionados aos modelos precedentes e; 3 – Modelos baseados em arqueamentos crustais, seja por “bombeamento” ou “intumescências” verticais do núcleo nordestino, seja por “flexuramento continetal” ou por reativações tectônicas de estruturas preexistentes.

Segundo Peulvast e Claudino Sales (2004) a maioria dessas reconstruções foram elaboradas no leste e sudeste do Brasil e meramente adaptadas para o nordeste, com nomes locais (Superfícies Teixeira, Borborema, Patos, Sertaneja).

Os autores também comentam sobre a dificuldade de se encontrar um bom encaixe entre os modelos teóricos e as formas de relevo reais, pois perfis geológicos são frequentemente escassos, e os mapas geomorfológicos são geralmente inadequados para tais estudos, onde nenhuma tentativa foi feita para mapear as superfícies. Exceto Demangeot (1959), mapas geomorfológicos do RADAMBRASIL (BRASIL, 1981) e Claudino Sales (2002).

Segundo Peulvast e Claudino Sales (2004) superfícies em patamares de diferente natureza são identificadas por toda a região:

a) Superfícies altas, em altitudes de 700 a 1000m, formando platôs ou topos escalonados em patamares estreitos; e

b) Superfícies baixas, a maioria abaixo de 300m, conectados na direção do mar a uma larga superfície costeira (tabuleiros).

Superfícies de altitudes intermediárias também são identificadas, permanecendo como platôs baixos (chapada do Apodi, 80 a 150m), ou formando suportes dissecados por cordilheiras e crista das terras altas do Ceará Central e Borborema.

Nesse sentido, Peulvast e Claudino Sales (2004) utilizaram os seguintes significados morfoestrutural para investigar a área:

a) Determinando se as superfícies são superfícies estruturais ou de erosão;

b) Relacionando sua distribuição geográfica à estrutura regional; e c) Determinando seu relacionamento cronológico.

Tabela 2.9 – Hipóteses para evolução geomorfológicas do Nordeste Oriental Brasileiro –

existindo duas principais correntes: as abordagens morfoclimáticas e as abordagens neotectônicas (adaptado de SAADI; TORQUATO, 1992)

CAUSA PRINCIPAL MECANISMO E/OU CORRELAÇÕES AUTOR

Arqueamento Crustais

Bombeamento ou domeamento sob a forma de intumescência regional do núcleo nordestino

Ab’Saber (1956,1958) Dresch (1957) Demangeot (1961) Maio (1960)

Andrade & Lins (1956) Vários altos e baixos estruturais, relacionados com as

principais direções tectônicas regionais

Czajka (1958) Bigarella & Andrade (1964)

Andrade (1968)

Epirogênese devido a “flexuramento continental”

Ruellan (1952) Andrade (1955) King (1956) Birot (1957) Dresch (1957) Tricart (1960) Andrade (1958) Mudanças Climáticas

Correlaciona os períodos glaciários-interpluviais e pluviais africanos com o Brasil

Bigarella & Andrade (1964)

Considera o Plioceno com clima úmido e o

Pleistoceno com oscilações climáticas úmidas e secas Ab’Saber (1956)

Afirma que os ciclos morfogenéticos plestocênicos têm origem tectônica

Demangeot (1961) Interpretam os relevos residuais das depressões

interplanálticas e superfícies pleistocênicas como resultantes de fases de pediplanação

Ab’Saber (1956) Feio (1954) Fenelon (1957) Andrade (1968) Idem anterior, além de considerarem o Pleistoceno

marcado por alternâncias de fases úmidas e secas

Salim et al (1973) Mabesoone & Castro (1975)

Castro (1979) Consideram que apenas o Plioceno foi marcado por

clima seco, enquanto que nos períodos mais antigos e no Pleistoceno predominavam clima úmidos

Mabesoone et al (1972)

Reativações tectônicas de estruturas preexistentes

Atividade tectônica atribuída a “dobramentos de fundo”

Ruellan (1952) Andrade & Lins (1956) Bigarella & Andrade (1964)

Andrade (1958)

Atividade tectônica atribuída à flexura continental

Ruellan (1952) Feio (1954) Andrade (1955) King (1956) Birot (1957) Dresch (1957) Tricart (1960)

Andrade & Lins (1965) Andrade (1968) Fortes (1986) Demonstra que os controles tectônicos não afetaram

apenas estruturas pré-cambrianas

Czajka (1958) Atribui o comportamento eprirogenético do bloco

movimentos direcionais associados à abertura do Oceano Atlântico

Para os autores, superfícies estruturais coincidindo com o topo de camadas de rochas resistentes ocorrem em vários níveis e, aquelas as quais correspondem ao topo estratigráfico de determinadas séries sedimentares fornecem os melhores registro das deformações e da erosão.

Ou seja, se a deposição das camadas mais superiores é mostrada de ter ocorrido em conexão com o nível de base geral, elas também indicam a quantidade de arqueamento e erosão subseqüente.

Para os autores, as superfícies escalonares estão longe de emparelhar com os modelos clássicos. Porém, como nestes modelos cíclicos, os platôs altos, entre 700 e 1100m, correspondem geralmente às superfícies mais velhas. Principalmente localizados na periferia do anfiteatro de Jaguaripe-Piranhas.

E nenhuma superfície única pode ser reconstruída destes elementos espalhados. Eles incluem vários tipos morfológicos:

Resíduos dissecados de superfícies estruturais de idade incerta (Ibiapaba, Serra do Martins).

Elementos exumados de uma superfície de aplainamento Pré-cenomaniano identificados ao redor da bacia Araripe, emergindo localmente com a superfície infra-paleozóica (SW do Ceará). Eles estão atualmente capeados e protegidos por laterita desenvolvida em cobertura coluvial-aluvial fina. Uma superfície estrutural de idade Cenomaniana que corresponde ao topo

das séries araripe e ao redor da qual nenhum relevo ressaltado é achado. Antes da inversão de relevo, esta superfície pertenceu uma vez a uma área plana muito mais larga, nunca enterrada por depósitos mais jovens.

A ocorrência de influência marinha até o Albiano e a sedimentação fluvial posterior sugerem que está área, possivelmente conectada com as bacias Potiguar e Tucano-Jatoba, evolui como uma planície lacustre baixa e então planície fluvial até o Cenomaniano.

As baixas superfícies não são sistematicamente mais jovens que as superfícies superiores. As mais originais e melhor datadas destas

superfícies é a superfície exumada pré-Albiano ou pré-Cenomaniano da região Potiguar (Superfície Jaguaribe).

O desenvolvimento dessa superfície indica erosão forte durante o rifteamento; mas a preservação de escarpas de falhas elevadas sugere arqueamento da borda do rift mais forte que ao redor da bacia Araripe. O recuo de escarpa irregular levou a formação de embaiamento largos entre

promontórios longos precedidos por numerosos inselbergs.

Mais tarde pelo Albiano-Cenomaniano, esta superfície foi totalmente ou em parte enterrada provavelmente até a base das escarpas ou mais alto.

A superfície pré-Cenomaniana pode ter estado coberta através de depósitos clasticos em trânsito das escarpas para bacias offshore, como mostrado localmente por detritos grossos de camadas de arenito preservados na chapada do Apodi perto de Mossoró.

Destruição posterior, relacionado ao arqueamento marginal ou movimentos eustáticos do fim do Terciário, conduziu a exumação parcial da superfície pré- Cenomaniana, acompanhando a inversão de relevo da chapada do Apodi e o alargamento da planície de Lajes-apodi, debaixo da cuesta de pedra calcária.

Com isso, Peulvast e Claudino Sales (2004), comenta que a preservação notável de paleo-superfícies velhas, mas recentemente exumadas, ou re-trabalhada em estado firme ou condições acíclicas, ou regime cratônico, provavelmente reflete tais fenômenos, combinados com baixas taxas de arqueamento na área costeira.

Em contraste, o desenvolvimento de superfícies cíclicas baixas, em torno dos rios principais, implica arqueamento mais forte das áreas interiores, com taxas suficientemente baixas de arqueamento para permitir expressão da litologia e estrutura do embasamento.

E a dissecação final das superfícies mais baixas e dos depósitos Barreiras provavelmente é explicada melhor pelas grandes quedas dos níveis marinhos do Cenozóico tardio do que por renovação de arqueamento, com exceção de áreas limitadas, principalmente costeiras, possivelmente afetadas por movimentos Neotectônicos.

Sendo assim, o relevo presente na região de estudo, segundo Peulvast e Claudino Sales (2004), reflete uma justaposição de elementos altamente contrastado de idades variadas, identificada por meios de uma análise morfoestratigráfica de vários tipos de inconformidades, superfícies de erosão, paleo escarpamentos e paleo piedmont.

O colapso tardi-orogênico, erosão e soterramento parcial da cordilheira de montanhas, rifteamento intracontinental Neocomiano, acompanhado no Albiano por subsidência pós-rift de estruturas rift anteriores e abertura oceânica, foram seguidos finalmente pela formação de margem passiva transformante, com evolução tectônica diferenciada em grande parte herdada de rift e padrões de colapso.