VULCANOtícias

EVENTOS VULCÂNICOS NO BRASIL

Por Gerson Caravaca

(ainda sem figuras porque isso envolve pedidos de licença)

A superfície externa do planeta Terra é fragmentada em uma dúzia ou mais de grandes placas de rochas rígidas, as chamadas placas tectônicas, que estão contínuo movimento na superfície terrestre. Uma placa tectônica (também chamada de placa litosférica) é uma grande fatia, maciça e irregular, de rocha sólida, composta pela litosfera continental e/ou oceânica e pela parte superior do manto. As placas litosféricas movem-se umas em relação às outras acima da astenosfera (uma zona mais quente, fluída, próxima do estado de fusão, situada no manto superior) a uma velocidade de alguns centímetros por ano. A maior parte das atividades sísmicas e vulcânicas do nosso planeta estão concentradas e ocorrem ao longo dos limites dessas placas, pois esses são os locais onde as placas interagem entre si, provocando a formação de terremotos e vulcões.

O Brasil está no centro de uma grande placa tectônica, a Placa Sul-Americana, portanto, afastado dos limites dessa placa. O limite leste da Placa Sul-Americana está posicionado no fundo do oceano Atlântico, próximo da metade da distância entre o Brasil e a África, enquanto que o limite oeste fica junto ao litoral oeste da América Latina. O distanciamento dos limites da Placa Sul-Americana é o motivo porque não há vulcões atualmente no Brasil. 

Entretanto, no nosso país há diversas evidências de manifestações vulcânicas e subvulcânicas que ocorreram ao longo do tempo geológico, desde episódios acontecidos em um passado muito distante até eventos relativamente recentes. Como o conhecimento geológico no nosso país avançou muito nos últimos tempos, foram descobertos inúmeros locais onde se registraram manifestações vulcânicas, tornando um trabalho muito dispendioso abordar todas elas; assim, destacaremos aqui somente as ocorrências mais importantes. Dividiremos os eventos vulcânicos de acordo com o período geológico que eles ocorreram para uma melhor compreensão do texto. Deste modo, destacam-se no nosso território os eventos vulcânicos no Arqueano, no Proterozóico Inferior, no Proterozóico Superior/Paleozóico Inferior, no Cretáceo Inferior, no Cretáceo Médio, no Cretáceo Superior e no Terciário/Quaternário (Eoceno-Oligoceno, Mioceno-Plioceno e Pleistoceno). As referências bibliográficas utilizadas na confecção do texto estão no final desta página.

Eventos Vulcânicos do Arqueano

As primeiras manifestações vulcânicas encontradas em nosso território datam de aproximadamente 3 bilhões de anos e são encontradas no Estado do Pará, nos municípios de Rio Maria, Xinguara, Redenção e no sul da Serra dos Carajás. Dados geológicos indicam que a atividade vulcânica teve uma extensão bem maior do que a observada atualmente nas rochas do Estado do Pará, se estendendo provavelmente desde o Estado do Mato Grosso até partes dos territórios dos países situados a norte do Brasil (Agência Brasil). Entretanto, devemos levar em consideração que na época da formação dessas rochas, o nosso território como vemos hoje em dia não estava ainda formado, e a posição relativa dessas rochas, hoje no território brasileiro, somente pode ser presumida.

Eventos Vulcânicos do Proterozóico Inferior

Em escala decrescente de tempo, o próximo grande evento vulcânico no nosso país também é encontrado na região norte do nosso país, o vulcanismo Uatumã. Atualmente, esse vulcanismo é entendido como formado por diversos eventos que se estenderam por um período geológico relativamente longo. Esse grande magmatismo tem idades entre 2,2 e 1,7 bilhões de anos e aflora por uma ampla área, cobrindo partes do estados e territórios do Mato Grosso, Amazonas, Pará e Roraima, bem como porções da Venezuela, Guiana e Suriname. Este evento provavelmente corresponde ao início da ruptura do Supercontinente Rodínia (Unrug, 1996 e 1997; Trompette, 1997), cujos fragmentos viriam posteriormente se juntar no final do Proterozóico e formar outro grande Supercontinente (veja no próximo item).

            Pesquisadores do Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo e da Universidade Federal do Pará identificaram e localizaram no Estado do Pará (entre os rios Tapajós e Jamanxim) um dos vulcões responsáveis por esses eventos, portanto sendo uma das estruturas vulcânicas mais antiga da Terra. A forma do vulcão atualmente é de uma ampla caldeira, isto é, uma depressão vulcânica com forma de bacia tipicamente formada por abatimento do edifício vulcânico quando da expulsão e esvaziamento da câmara magmática. A idade do vulcão é de aproximadamente 2,0 bilhões de anos (Rede Brasil).

Eventos Vulcânicos do Proterozóico Superior-Paleozóico Inferior

Por volta de 720 milhões de anos atrás, os diversos fragmentos individuais mais antigos fragmentados do Supercontinente Rodínia, começaram a convergir, colidir, aglutinar, iniciando a formação do Supercontinente Gonduana. Esse fenômeno geotectônico é conhecido como Ciclo Orogênico Brasiliano/Pan-Africano e se estendeu até próximo dos 520 milhões de anos. Começava nesse momento a construção do nosso território. Diversas rochas vulcânicas foram formadas durante as fases principais dessa orogenia, entretanto, estas ou foram transformadas em rochas metamórficas devido a mudanças das condições de pressão e temperatura durante a formação dos cinturões montanhosos, ou foram completamente erodidas, restando atualmente só as raízes plutônicas desses arcos magmáticos.

Somente quando as condições de temperatura e pressão diminuíram, já nos estágios tardios da evolução do Ciclo Brasiliano, é que as rochas vulcânicas foram preservadas como tais, sem transformação em rochas metamórficas. Essas rochas vulcânicas são sempre associadas a bacias sedimentares desenvolvidas nos estágios finais da fase de colisão continental. O rápido recobrimento por sedimentos isolou as rochas vulcânicas da erosão, permitindo a sua preservação.

Entre diversas ocorrências nacionais (Itajaí-SC, Campo Alegre-SC, Castro-PR e Jaibaras-CE), no Estado do Rio Grande do Sul destacam-se dois eventos principais associadas à Bacia do Camaquã (uma bacia sedimentar Neo-Proterozóica/Eo-Paleozóica desenvolvida sobre o Escudo Sul-Rio-Grandense): (1) o vulcanismo Hilário (± 600 milhões de anos) situado próximo das cidades de Caçapava do Sul, Lavras do Sul e Vila Nova, constituído por lavas shoshoníticas andesíticas a traquíticas, lamprófiros e rochas hipabissais (Nardi & Lima, 2000), e (2) o vulcanismo Acampamento Velho (± 580 milhões de anos) localizado próximo das cidades de São Gabriel e Dom Pedrito, constituído por rochas vulcânicas alcalinas básicas a ácidas representadas por termos efusivos (lavas), piroclásticos e vulcanoclásticos (Nardi & Lima, 2000; Sommer et al., 1999).

Eventos Vulcânicos do Cretáceo Inferior

Após o término da Orogenia Brasiliana, com o Supercontinente Gonduana já constituído, o território brasileiro  passou por uma fase de estabilização durante aproximadamente 300 milhões de anos, com o desenvolvimento de amplas bacias sedimentares intracratônicas (Bacias do Paraná, Parnaíba e Amazônicas) nas quais foram depositadas expressivas sucessões de rochas sedimentares.

            Entretanto, no Período Cretáceo Inferior (140-120 milhões de anos) o Supercontinente Gonduana começou a se fragmentar, separando definitivamente a América do Sul, a África, a Antártida, a Índia e a Austrália. A separação do continente sul-americano do continente africano fez surgir entre estes o oceano Atlântico. Deste modo, o limite oriental do nosso país como visto atualmente começou a ser formado apenas nesse período de tempo relativamente recente do ponto de vista geológico.

            Com a ruptura, imensas fraturas surgiram, falhas tectônicas mais antigas foram reativadas, grandes áreas foram cobertas por lavas, outras subsidiram e começaram a receber sedimentos provenientes da erosão dos blocos soerguidos (Carneiro & Almeida, 1990). Um magmatismo basáltico de grande proporção afetou todas as bacias sedimentares brasileiras e de países vizinhos (inclusive na África), sendo considerado um dos maiores eventos vulcânicos já ocorrido na Terra.

Na Bacia do Paraná (que inclui parte dos Estados do Rio Grande do Sul, Santa Catarina, Paraná, São Paulo e Mato Grosso, além de parte do Uruguai, Argentina e Paraguai na América do Sul e da Namíbia na África) onde a extrusão de lava de composição basáltica teve maiores proporções, derrames emergiram de fraturas profundas e se empilharam sucessivamente formando uma espessura de até 1.700 metros na parte central da bacia (média em torno de 800 metros) e afetando uma área de mais de 1.200.000 km². Nas demais bacias, esses valores são bem mais modestos, em torno de 400 metros na Bacia do Parnaíba e 700 metros na Bacia Amazônica. Muitas vezes, o magma penetrava ao longo de fendas, formando os chamados diques, ou intrometia-se entre camadas sedimentares, formando soleiras. As rochas basálticas no sul do Brasil e no Uruguai são recobertas por lavas de composição mais ácida (mais rica em sílica) ou intercaladas com elas (Carneiro & Almeida, op. cit.; Roisenberg & Viero, 2000).

            Dados radiométricos (Baski et al., 1991; René et al., 1992; Turner et al., 1994; Stewart et al., 1996 apud Roisenberg & Viero, 2000) identificam um intervalo da ordem de 10 milhões de anos para o magmatismo na Bacia do Paraná, com idades entre 138 e 128 milhões de anos, decrescentes de noroeste para sudeste. Esses estudos apontam, ainda, variações da ordem de 1 milhão de anos da base até o topo da pilha em vários perfis da bacia. 

            O magmatismo da Bacia do Paraná é exuberantemente exposto nos estados do sul do Brasil, principalmente no Parque Nacional dos Aparados da Serra, no litoral de Torres (RS), nas magníficas cataratas de Iguaçú (PR) e nas diversas estradas que percorrem as escarpas da serra gaúcha e catarinense.

            Alguns centros alcalinos são encontrados associados ao magmatismo fissural da Bacia do Paraná, podendo ser citado como exemplo o Complexo Alcalino de Anitápolis em Santa Catarina, com uma idade de 129 milhões de anos.

Na região nordeste do Brasil, mais precisamente nos Estados do Ceará e Rio Grande do Norte, esse magmatismo é representado apenas por diques e soleiras de diabásio (Magmatismo Rio Ceará-Mirim) cortando rochas do embasamento cristalino (Almeida, 1986).

Eventos Vulcânicos do Cretáceo Médio

            No período Cretáceo Médio (~103 milhões de anos) ocorreu um evento vulcânico na região de Recife, Estado de Pernambuco, denominado de Vulcanismo Ipojuca. Estas rochas possuem quimismo alcalino e constituem derrames, rochas piroclásticas e rochas intrusivas (diques, soleiras e plugs), possivelmente equivalentes a mais de um centro vulcânico e talvez mais de um episódio vulcânico (Almeida et al., 1988). Na região de Itapororoca, no Estado da Paraíba, ocorrem rochas vulcânicas piroclásticas alcalinas, possivelmente correlatas ao Vulcanismo Ipojuca (Almeida et al., 1988). Esse magmatismo está provavelmente relacionado com a tectônica da margem continental brasileira, com a abertura do oceano Atlântico na região nordeste do Brasil.

Eventos Vulcânicos do Cretáceo Superior

            Outro período importante de formação de rochas vulcânicas no Brasil ocorreu principalmente no final do período Cretáceo (80-60 milhões de anos) com manifestações tardias no Terciário Inferior (Eoceno). Esse período é marcado por um magmatismo alcalino identificado em várias porções do país, desde o sul até o nordeste. Os edifícios vulcânicos associados a estes corpos alcalinos foram destruídos pela erosão, restando na maioria dos casos somente os seus equivalentes intrusivos ou subvulcânicos (hipabissais).

No sul do Brasil, o magmatismo alcalino se processou ao longo de estruturas soerguidas e falhadas marginais ou transversais aos limites da Bacia do Paraná, ou no interior desta (Almeida, 1986).

No Rio Grande do Sul este grupo de rochas está representado principalmente na região de Piratini-Canguçú por diques e soleiras de olivina-diabásios, chaminés fonolíticas e intrusões de rochas lamprofíricas (Viero et al., 1995). Estas rochas possuem uma idade aproximada de 80 milhões de anos, sendo o magmatismo possivelmente controlado por reativações tectônicas de grandes lineamentos de direção noroeste até leste-oeste (Viero et al., 1995), ou no cruzamento destes com lineamentos nordeste (Almeida, 1986).

Em Santa Catarina, destaca-se o Complexo Alcalino de Lages, com também aproximadamente 80 milhões de anos de idade, onde afloram principalmente os equivalentes plutônicos e diques de rochas subvulcânicas fonolíticas.

Algumas intrusões alcalinas alinhadas ao longo da estrutura soerguida conhecida como Arco de Ponta Grossa nos estados do Paraná e São Paulo permitem pensar também na existência pretérita de centros vulcânicos também nessas regiões.

Na região sudeste do Brasil, o Complexo Alcalino de Poços de Caldas, com cerca de 800 km², é uma das mais notáveis ocorrências do magmatismo alcalino do final do período Cretáceo no Brasil e talvez do mundo (Almeida, 1986; Carneiro & Almeida, 1990). De formato circular, interpretado como uma grande caldeira vulcânica, situa-se numa zona de encontro de lineamentos e dobramentos antigos, orientados segundo noroeste-nordeste. Rochas vulcânicas são pouco comuns nesse maciço, em razão da erosão da parte superior do edifício vulcânico, expondo atualmente somente os seus equivalentes plutônicos e subvulcânicos. Datações radiométricas indicam uma idade em torno de 80 milhões de anos para o complexo (Almeida, 1986).

Na região da Serra do Mar, no sudeste do Brasil, são numerosos os centros, datados do Cretáceo Superior e Terciário Inferior, de rochas alcalinas (intrusivas, subvulcânicas e vulcânicas). Destacam-se por suas dimensões, os maciços de Itatiaia e Passa-Quatro, Gericinó-Medanha, Rio Bonito, Tinguá, e da Ilha de São Sebastião. Configuram intrusões, possíveis chaminés, muitos diques e excepcionalmente derrames e rochas piroclásticas (Almeida, 1986; Carneiro & Almeida, 1990).

Lavas do período Terciário ocorrem ainda no vale do Paraíba, Cabo Frio, Volta Redonda, São José do Itaboraí, Campo Grande, Nova Iguaçú e na região da baía da Guanabara, no Rio de Janeiro (Almeida, 1986; Carneiro & Almeida, 1990; Gonçales – página da internet atualmente desativada). A gênese desse magmatismo permanece controversa, pois alguns autores apontam para uma origem ligada ao cruzamento de lineamentos tectônicos permitindo a ascensão de corpos magmáticos (Almeida, 1986), enquanto que outros autores apontam para uma gênese ligada a uma pluma mantélica nessa região (Thomaz Filho & Rodrigues, 1999).

Manifestações do magmatismo alcalino do final do período Cretáceo, segundo Almeida (1986), também ocorrem nos Estados de Goiás (Catalão, Caldas Novas e Bom Jardim de Goiás) e no Mato Grosso.

Eventos Vulcânicos do Terciário (Eoceno-Oligoceno)

            O vulcanismo básico alcalino manifestou-se na região nordeste do Brasil somente durante o Terciário, principalmente nos Estados do Rio Grande do Norte e Paraíba e, localmente nos Estados do Ceará e da Bahia. A manifestação mais tardia aconteceu possivelmente por que a formação do oceano Atlântico nessa região ocorreu posteriormente à abertura do oceano na região sul.

            As rochas ígneas alcalinas terciárias do Rio Grande do Norte e Paraíba constituem diques, plugs, necks e derrames de lavas. Acham-se dispostos numa faixa orientada aproximadamente noroeste-sudeste, com cerca de 300 km de extensão por 80 km de largura, entre as localidades de Macau (RN) e Queimadas (PB) e nos campos marinhos de Ubarana e Agulha, 40 km de Macau (Almeida et al., 1988). Estas rochas são agrupadas estratigraficamente no Vulcanismo Macau. Datações produziram idades que variam entre 42 e 29 milhões de anos para essas rochas (Eoceno-Oligoceno).

            Há poucos quilômetros a sul e sudoeste da cidade de Fortaleza (CE) afloram alguns necks e diques de rochas alcalinas (fonolitos e traquitos) encaixados nas rochas do embasamento cristalino, e alguns raros derrames e rochas piroclásticas. Essas rochas são englobadas no Vulcanismo Messejana, cujas idades radiométricas disponíveis mostram resultados compatíveis com o Vulcanismo Macau (Almeida, 1986; Almeida et al., 1988).

Eventos Vulcânicos do Terciário/Quaternário (Mioceno-Plioceno/Pleistoceno)

            No Estado do Rio Grande do Norte, a 7km a oeste da cidade de Lages, destaca-se o Pico do Cabugi, um neck subvulcânico que registra uma das mais jovens manifestações do magmatismo continental no Brasil (Ferreira & Sial, 1999).

            O Pico do Cabugi se eleva a 500 metros de altura acima do nível da planície circundante. Consiste de rochas subvulcânicas basálticas a ankaratríticas (rochas ultrabásicas nefelínicas), datadas em 19,7 milhões de anos, no período miocênico (Cordani, 1970 apud Ferreira & Sial, 1999).

            Na região de Porto Seguro (Bahia), na praia de Pitinga, espremida entre as falésias da Formação Barreiras (sedimentos) e o mar, afloram rochas vulcânicas basálticas com fascinantes “tubos de lavas” (Klein, 1999). Aparentemente, a rocha vulcânica está intercalada nas rochas sedimentares da formação Barreiras, o que permite estimar uma idade relativa entre o Mioceno (há cerca de 20 milhões de anos) até possivelmente o Plioceno (~2 milhões de anos).

            As manifestações vulcânicas mais jovens (miocênicas/pliocênicas/pleistocênicas) no nosso país estão representadas nas ilhas oceânicas Fernando de Noronha, Trindade e Martim Vaz.

As Ilhas Oceânicas

Fernando de Noronha

            O arquipélago de Fernando de Noronha consiste de um grupo de pequenas ilhas nas vizinhanças da Ilha de Fernando de Noronha, a principal do arquipélago. Essas ilhas estão situadas a 345 km do litoral nordeste brasileiro e correspondem aos topos de uma montanha vulcânica submersa que se ergue do assoalho oceânico situado em torno de 4.000 metros de profundidade (Gorini & Carvalho, 1984), que faz parte da cadeia homônima desenvolvida numa zona de fraturas oceânicas orientadas na direção leste-oeste (Almeida, 2000a).

            Ao longo da Cadeia de Fernando de Noronha em direção à costa do Ceará afloram alinhadas diversas montanhas vulcânicas submarinas arrasadas pelo mar e inteiramente cobertas por recifes de algas e areias calcárias provenientes de organismos marinhos, denominadas de guyot. O Atol das Rocas é um guyot vulcânico dessa cadeia.

       &

            Cessado o vulcanismo no final do Plioceno, seguiu-se um ciclo erosivo que destruiu os aparelhos vulcânicos externos e entalhou a plataforma insular. Com as oscilações pleistocênicas do nível do mar, a plataforma foi coberta por depósitos de areias e cascalhos de praia, recifes de algas calcárias e areias marinhas (Almeida, 2000a).

Trindade

            A pequenina ilha da Trindade situa-se no Oceano Atlântico Sul aproximadamente no paralelo de Vitória, Espírito Santo, afastada 1.140 km da costa e a 48 km da ilha de Martim Vaz. É o cume erodido de uma grande montanha vulcânica que faz parte de um lineamento de montes vulcânicos submarinos, o lineamento Vitória-Trindade. Repousa sobre o assoalho oceânico a quase 5.500 m de profundidade (Gorini & Carvalho, 1984; Almeida, 2000b).

            Os dados apresentados abaixo sobre a Ilha de Trindade foram obtidos preferencialmente do excelente trabalho de Almeida (2000b).

            Suas rochas são lavas e intrusões fortemente sódico-alcalinas e subsaturadas em sílica, e piroclastos diversos. A ilha é quase inteiramente constituída de rochas vulcânicas e subvulcânicas formadas entre o final do Plioceno e o Holoceno. É o único local em território brasileiro em que ainda se pode reconhecer parte de um cone vulcânico extinto, o Vulcão do Paredão.

            Outros edifícios vulcânicos desse lineamento situados entre Trindade-Martim Vaz e a costa foram inteiramente arrasados pelo mar, nivelados a menos de 100 m de profundidade, constituindo hoje guyots, usualmente chamados bancos, mas as ilhas, talvez por terem sua atividade vulcânica persistido por mais tempo, ainda se elevam acima da superfície oceânica.

            Almeida (2000b) distinguiu na Ilha de Trindade cinco episódios vulcânicos: o Complexo de Trindade, a Seqüência Desejado, a Formação Morro Vermelho, a Formação Valado e o Morro do Paredão.

            O mais antigo episódio vulcânico é denominado de Complexo de Trindade. Ele é constituído de rochas piroclásticas e intrusivas que se expõem nas vertentes da maior parte da ilha, representando a mais antiga manifestação vulcânica visível acima do nível do mar. São tufos lapilíticos com blocos de rocha tannbuschítica (uma variedade de olivina nefelinito constituída largamente de cristais de piroxênio com pequena quantidade de nefelina e olivina). A maior parte do complexo é formada por piroclastos variados associados ao vulcanismo fonolítico, em camadas inclinadas de até 30º. Na região ocidental da ilha alcança espessura próxima de 400 m. Recortam os piroclastos numerosos diques, sobretudo de nefelinito e fonolito, e também uma gama diversa de rochas alcalinas. Diques de fonolitos da região sudoeste da ilha atingem cerca de 50 m de espessura. Sobressaem no complexo 16 grandes corpos fonolíticos de contornos subcirculares a elípticos representando domos endógenos, plugs e necks com até 400 m de diâmetro no morro do Pico Branco.

            A idade mais antiga obtida por para rochas da ilha foi de 3,6 Ma, num dique de rocha ultrabásica em tufos da praia dos Cabritos. As grandes intrusões fonolíticas acusaram idades de 2,3 a 2,9 Ma (Cordani, 1970 apud Almeida, 2000b).

            A Seqüência Desejado constitui-se de derrames de fonolito, nefelinito e grazinito (uma variedade de nefelinito fonolítico contendo analcima porém não olivina) com intercalações de piroclastos de composição equivalente, alguns deles de nítida deposição subaquosa mas não marinha. A seqüência chega a alcançar cerca de 400 m de espessura e representa uma atividade vulcânica mista, com a extrusão explosiva de lavas fonolíticas mais viscosas entremeadas com a efusão de derrames mais fluidos de grazinito e nefelinito.

As idades obtidas para os derrames da Seqüência Desejado compreendem-se entre 1,60 e 2,63 Ma (Cordani, 1970 apud Almeida, 2000b).

A Formação Morro Vermelho resulta de uma erupção explosiva com derrames de lava ankaratrítica, uma variedade melanocrática de olivina nefelinito contendo biotita. O vulcanismo manifestou-se no alto vale da região central da ilha, que foi preenchido por espessura superior a 200 m de lavas e piroclastos. Os piroclastos, de estrutura muito variada, resultaram da emissão de magma muito fluido, sobretudo por processo de fontes de lava (fire fountaining). As lavas constituem derrames sucessivos de analcita ankaratrito, sendo vesiculadas e escoriáceas no topo e às vezes na base. Eram, sobretudo do tipo lava em bloco e sua espessura individual varia de menos de 0,5 m até 40 ou 50 m. O centro de emissão dos produtos vulcânicos localizou-se nas proximidades do Morro Vermelho onde há diques de ankaratrito, tendo o vulcanismo se realizado quando o nível do mar se achava mais baixo que o atual, expondo a plataforma.

A Formação Morro Vermelho não seria mais antiga que 170.000 anos. As lavas teriam extravasado durante uma das regressões marinhas universais que acompanharam os estádios da glaciação Würm, entre 115.000 e 11.000 anos atrás (Cordani, 1970 apud Almeida, 2000b).

Os depósitos do grande cone aluvial da Formação Valado intercalam piroclastos e derrames de lava tannbuschítica provenientes de um centro emissivo próximo. Nele ocorrem piroclastos constituídos de corpos discóides lembrando emplastos, filamentos de lava, bombas rotacionais e massas de lava caídas ao solo em estado pastoso, formando aglutinados. A erupção aparentemente se processou a partir de uma fenda situada a meia encosta, paralela à costa atual, em sítio onde existem diversos diques de tannbuschito de estrutura escoriácea. Os cones de talude nas encosta de dois morros fonolíticos encobrem o possível foco. O cone aluvial do Valado já então se achava em formação, atestando a pouca idade do vulcanismo, que por muito novo não pôde ser datado. Tufos horizontais do Valado foram cobertos em discordância angular pelos tufos inclinados do vulcão do Paredão.

O Morro do Paredão, na extremidade oriental da ilha, representa as ruínas de um cone vulcânico extinto que vem sendo destruído pelo mar, mas em que ainda se percebem claros restos da superfície das vertentes originais assim como da borda de sua cratera. Era um pequeno monte formado por piroclastos com poucas intercalações de lava ankaratrítica. O maior volume do morro é formado por tufos lapilíticos contendo blocos, bombas rotacionais e fragmentos de lavas. Formam camadas inclinadas para a periferia no flanco do morro, e para o interior da cratera, onde subsistem localmente. Os derrames de lava escoaram, sobretudo para norte, têm espessura individual de até 2 m, são escoriáceos em sua parte superior e intercalam-se nos piroclastos.

O vulcão surgiu na plataforma insular então parcialmente emersa, como um cone de até 200 m de altura, crescido, sobretudo por processo de fontes de lava (fire fountainig), com magma fortemente carregado de gases, escoando a lava para norte. Teve atividade continuada porém muito breve. Surgiu tardiamente no cimo do grande edifício vulcânico quando seu topo já se achava grandemente erodido para constituir a plataforma insular. É o único resto reconhecível de um vulcão em território brasileiro. Por sua reduzida idade não pode ser datado pelo método K-Ar. Almeida (2000b) recorreu a geomorfologia para estimar sua idade, que parece ser pós-gracial, mas anterior ao chamado ótimo climático, ao qual parece atribuível o mais recente terraço marinho reconhecível na ilha. Teria então idade de uns poucos milhares de anos.

Martim Vaz

            As ilhas de Martim Vaz constituem um arquipélago formado de uma ilha principal com 600 metros de largura e 175 metros de altura, e de duas ilhas menores e de alguns rochedos. O arquipélago faz parte do lineamento Vitória-Trindade e situa-se a 48 km de distância da ilha de Trindade. Foram identificadas rochas vulcânicas alcalinas (ankaratrito e hauynito), mas suas idades ainda permanecem incertas (Gorini & Carvalho, 1984), mas provavelmente são similares as idades obtidas em Trindade. 

Conclusão

No território brasileiro há vestígios de diversos eventos vulcânicos, desde o Arqueano, passando pelo Proterozóico, pelo Cretáceo-Terciário até tempos mais recentes geologicamente. No nosso território está inclusive um dos maiores eventos vulcânicos da Terra, o vulcanismo mesozóico da Bacia do Paraná. A atividade vulcânica no continente cessou por volta dos 10 milhões de anos, mas nas ilhas oceânicas o vulcanismo se estendeu até tempos geológicos mais recentes, onde na Ilha de Trindade é ainda possível se observar claramente os restos de um edifício vulcânico extinto, o vulcão do Paredão.

Para finalizar essa revisão sobre o vulcanismo no nosso país podemos citar as palavras de Carneiro & Almeida (1990): “Vulcões não temos; mas nosso território os teve, em profusão, e foi, entre outros fatores, por eles conformado”.  

Referências bibliográficas utilizadas na confecção desse texto:

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