[Tradução] Where does a continent prefer to break up? Some lessons fromthe South Atlantic margins

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Gondwana Research 53 (2018) 9–19 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
GR Focus Review 
Onde um continente prefere se romper? Algumas lições das margens 
do Atlântico Sul 
Thomas M. Will a,⁎, Hartwig E. Frimmel a,b 
a 
Institute of Geography and Geology, University of Würzburg, Am Hubland, 97074 Würzburg, Germany 
b 
Department of Geological Sciences, University of Cape Town, Rondebosch 7701, South Africa 
 
 
a r t i c l e i n f o 
 
Article history: 
Received 12 May 2016 
Received in revised form 10 April 2017 
Accepted 11 April 2017 
Available online 22 April 2017 
 
Keywords: 
Rifting 
Continental break-up 
Gondwana 
South Atlantic opening 
Back-arc basin 
 
 
 
 
 
 
Contents 
a b s t r a c t 
 
A localização do rifte Gondwana, ruptura, e subsequente abertura da bacia do Atlântico Sul, parece 
primariamente controlada por zonas inerentes de fraqueza na litosfera . Evidências de rifte passivo 
ao invés de rifte ativo incluem o tempo em que ocorreu o vulcanismo (caso tenha ocorrido algum) 
causado pelo início do rifteamento e os resultados de variados estudos geofísicos e geoquímicos. 
Esses estudos mostraram, ao menos para o Atlântico Sul, que a ruptura do Gondwana e subsequente 
separação da placa Sul Americana da placa Africana em seu extremo Sul foi principalmente 
controlada por forças localizadas na zona de far-field (zona eletromagnética profunda, no 
português seria a zona de radiação), possivelmente em conjuntura com efeitos mecânicos 
causados por uma pluma mantélica assentada em zonas profundas que ainda não tinham ascendido 
ao manto superior. Este cenário talvez também se aplique a abertura do oceano Sudoeste Indiano, 
que se deu em consequência da separação da placa Antártica do extremo Sul da placa Africana. Para 
todas estas áreas é sugerido que a ruptura (vocês vão comumente encontrar “break-up” 
escrito, mesmo que o material seja em português) ocorreu em um domínio reológico 
enfraquecido, que estava favorável ao rifteamento. No caso do Atlântico Sul, e provavelmente 
também no oceano a Sudoeste Indiano, tais domínios foram facilitados/favorecidos pelos longos 
eixos de bacias de back-arc que fecharam nos tempos Ediacarano e Mesoproterozóico, 
respectivamente, e tinham se formado no topo de litosfera afinada e aquecida. (as bacias de back-
arc são formadas após o arco vulcânico, durante um processo de subducção 
ÍNGREME, causando uma região de extensão após o arco em consequência da 
compressão. Em sua formação, há o abatimento do terreno – formação de bacia – e 
afinamento e “amolescimento” da crosta. Existe a palavra retroarco, mas não gosto de 
usa-lá pq existe a “região de retroarco”, e eu me confundo).
 
1. Introduction......................................................................................................................................................................................................................................... 9 
2. Continent break-up: the message from the South Atlantic ............................................................................................................................................................ 10 
3. Break-up of Gondwana ..................................................................................................................................................................................................................... 14 
3.1. Separation of Laurasia from Gondwana: initial rifting and opening of the Central Atlantic Ocean in the (Upper) Triassic ......................................... 14 
3.2. Gondwana break-up: initial rifting along the East African margin and opening of the SW Indian Ocean in the Jurassic ........................................... 14 
3.2.1. Possible control on the locus of separation of Africa from Antarctica ............................................................................................................... 15 
3.3. East Gondwana break-up: initial rifting in the Jurassic and inception of seafloor spreading in the Cretaceous ........................................................... 15 
3.4. West Gondwana break-up: Lower Cretaceous rifting and South Atlantic opening ......................................................................................................... 16 
4. Some lessons to be learned ............................................................................................................................................................................................................... 16 
Acknowledgements ........................................................................................................................................................................................................ 17 
References ...................................................................................................................................................................................................................... 17 
 
 
1. Introdução 
 
A extensão da litosfera continental é resultado do 
estiramento e afinamento da crosta continental e do manto 
superior (lembrando que crosta cont + manto superior 
formam a litosfera continental) e envolve a transferência de 
calor para a região estendida, levando à diferentes graus de 
magmatismo (o texto está se referindo aos diferentes tipos 
de magmatismo durante o rifteamento, onde é possível 
uma composição máfica à calci-alcalina). O rifteamento 
continental precede a separação de um continente em placas 
tectônicas distintas, com a formação de zonas de rift ou grabens 
(por exemplo., Baikal, East African, Rio Grande Rifts, e the Rhine 
Graben), amplas áreas extensionais como a Basin and Range 
Province, (localizada no Norte dos Estados Unidos, é 
caracterizada por ser uma bacias formada em regime 
extensivo – ou seja, afinamento da crosta continental que 
nem no caso do Altlântico Sul, mas não chegou a fase de 
rompimento) e nova crosta oceânica, como atualmente 
 
 
observado no Mar Vermelho, se a situação for favorável para a extensão 
continental contínua (e.g., Ruppel, 1995; Thybo and Artemieva, 2013). 
Rifts são definidos como ‘depressão alongada limitada por falhas embaixo 
ou próximo, onde a litosfera encontra-se afinada por toda sua extensão 
durante sua formação’ (Şengör and Natal'in, 2001). Tipicamente, zonas 
de rift são caracterizadas por depressões na topografia, profundidade 
superficial da descontinuidade de Moho e velocidade sísmica reduzida na 
porção mais superior do manto, mas não necessariamente todas essas 
características são necessárias em todas as zonas de rifte (Thybo and 
Nielsen, 2009). Şengör and Burke (1978) foram os primeiros a distinguir 
cenários de rift em “passivos” e “ativos”, ambos levando ao início do 
rifteamento e, eventualmente, a formação de litosfera oceânica. O 
afinamento e estiramento da litosfera pode ser iniciado por transferência 
de calor para a base da litosfera devido a ascensão de plumas mantélicas, 
assim produzindo grande quantidade de vulcanismo superficial (Şengör 
and Burke, 1978). Essa quantidade de vulcanismo basáltico precedendo o 
rifteamento e ruptura continental é tipicamente associado com riftes 
ativos. Neste cenário, o soerguimento do manto é a causa do riftea mento 
ou do mecanismo ativo que leva a ruptura continental. Em contrate, rifts 
passivos ou rifts relacionados a stress (termo ESTRUTURAL, 
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2 T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 
 
 
significa força direcional que causa deformação – strain) 
na região de far-field ( região onde ocorre transferêncoa de 
calor por radiação, nas profundezas da Terra) ocorrem 
como resultado da transferênciatectônica de stress das bordas de 
placa para o interior das placas. Assim, as forças intra-placa de 
tensão causam extensão horizontal da crosta e do manto litosférico. 
Neste cenário, o soerguimento do manto é consequência do 
estiramento porém não é sua causa, e a atividade magmática é 
geralmente tardia e ocorre quando o manto litosférico e a crosta já 
foram estiradas e afinadas significativamente, assim permitindo 
que a astenosfera seja soerguida e causando a fusão parcial e 
intrusões magmáticas (e.g., Corti et al., 2003). De qualquer forma, 
algumas exceções são conhecidas (e.g., Thybo and Artemieva, 
2013). Em um sumário amplo de rifts ao redor do globo, Şengör 
and Natal'in (2001) listaram 568 rifts no mundo, um número que 
eles, apesar disso, descreveram como ‘claramente uma 
subestimação’, mas concluíram que a maioria dos rifts foram 
formados por mecanismos passivos, ou seja, sem atividade 
mantélica envolvida. Entretanto, a distinção entre rifteamento 
‘passivo’ e ‘ativo’ nem sempre é tão simples e é requerido cautela 
quanto ao uso destas expressões. Colli et al. (2016) demonstrou que 
plumas em manto profundo podem afetar fortemente o 
comportamento mecânico da astenosfera mais superior e litosfera, 
muito antes do material da pluma de fato atingir o manto superior. 
Este stress induzido pela pluma viscosa (stress termo utilizado 
para ação que produz strain – deformação) pode ser 
transferido por milhares de quilômetros e causar stress horizontal e 
vertical na base da litosfera (Colli et al., 2016), que em 
consequência, pode preceder e/ou iniciar os estágios iniciais do 
ruptura continental. Neste cenário não há underplating da 
litosfera (fusão abaixo na crosta) e/ou fusão por pluma no 
ponto de rifteamento (há apenas a influência de uma pluma 
VISCOSA, que é diferente de um material em fusão) e , 
consequentemente, tal situação seria interpretada como um rifte 
passivo mesmo que a propulsora do rifte tenha sido uma pluma 
profunda no manto inferior. Este tipo de cenário seria uma 
situação difícil (ou até impossível) de comprovar. 
Para muitos sistemas de rifte uma relação próxima espacial 
e temporal entre extrusões dos derrames basálticos 
(relacionados com a pluma) e rompimento do continente tem 
sido documentado, indicando que plumas mantélicas possuem um 
importante papel no processo de rifteamento. De qualquer forma, 
se tanto quebras continentais associadas com grandes províncias 
ígneas (LIPs), quanto hot spots (não existe tradução para hot-
spot, é um ponto aquecido que alcalça a sublitosfera ao 
invés de se manter apenas no manto inferior. Esse ponto 
quente que se mantem apenas em profundidade é a 
pluma. São coisas distintas.), são controlados por plumas 
ascendentes ou por forças far-field (campo eletromagnético, 
caso do rifte passivo, explicado na introdução) permanece 
como um assunto para debate (e.g. Storey et al., 2001; Anderson, 
2005; Fairhead and Wilson, 2005; Foulger and Jurdy, 2007; 
Foulger, 2010; e outras referências nestes materiais). Como 
resumido por estes autores, alguns riftes continentais, como os 
sistemas de rifte de Afar, África Central e Rio Grande, aparentam 
terem sido iniciados por elevação de plumas mantélicas (Ritsema et 
al., 1999; Nyblade et al., 2000; Corti, 2009; Armitage et al., 2015), 
onde um envolvimento significativo da pluma em outras zonas de 
rifte é questionado, como por exemplo Baikal Rift and Rhine 
Graben (e.g., Petit and Déverchère, 2006; Dèzes et al., 2004; Thybo 
and Nielsen, 2009) ou, como no caso do Atlântico Central, onde a 
hipótese de envolvimento da pluma é descartada (Herzberg and 
Gazel, 2009; Whalen et al., 2015). 
Anderson (1982) sugeriu que supercontinentes são 
inerentemente não sustentáveis e são fadados à ruptura, uma vez 
que esses isolam termicamente o manto subjacente, assim, 
iniciando uma expansão termal de manto sublitosférico, causando 
tensão paralela e horizontal, e finalmente, o rifte. Então a fusão 
relacionada à descompressão produziria invariavelmente uma LIP 
(Large Igneous Province – província ígnea). Parcialmente baseado 
em modelagens numéricas e analógicas, muitos pesquisadores 
(e.g., Tommasi and Vauchez, 2001; Anderson, 2005; Sears et al., 
2005; Corti et al., 2007; Beutel, 2009; Tommasi et al., 2009) 
evidenciaram esta visão e concluíram que estruturas e processos 
litosféricos são os fatores chave para a ruptura continental e 
formação das LIP, e que os “dyke swarms” (Aglutinado de 
diques é uma tradução livre, para que possam entender o 
texto) são apenas efeitos de segunda ordem. Se este é um princípio 
geral aplicável para todas as rupturas continentais durante a 
história da Terra, está aberto para debate. As análises de grandes 
 
sistemas de riftes sugerem que a propagação dos riftes, comumente, 
seguem a tendência de antigos tecidos orogênicos, que foram 
sistematicamente reativados durante o rifteamente continental, mesmo 
esta não sendo uma regra geral (e.g., Sykes, 1978; Vauchez et al., 1997; 
Tommasi and Vauchez, 2001; Salomon et al., 2015a). A reativação 
tensional repetida e preferencial de descontinuidades litosféricas 
preexistentes são conhecidas pelo tempo e espaço, como por exemplo, no 
Sistema de Rift no Leste Africano (McConnell, 1972; Versfelt and 
Rosendahl, 1989; Ring, 1994; Corti et al., 2007), no Baikal Rift (Delvaux 
et al., 1995), nas Bacias de rifte do Terciário na Thailândia (Morley et al., 
2004), durante a abertura do central Atlântico e os oceanos de Rheic 
(Murphy et al.,2006). Apesar da evolução do conhecimento nos processos 
mantélicos responsáveis pela ruptura continental, entretanto, o que 
controla a localização, ou qual supercontinente ela deve ocorrer? Existem 
domínios específicos como, por exemplo, margem das placas ou interior 
delas que são particularmente propícias à ruptura? A ruptura ocorre 
preferencialmente em locais que foram afetadas por tectonismo durante 
ciclos de Wilson (ciclo de abetura e fechamento de oceanos 
através de riftes, subducção, colisão, processos tectônicos no 
geral) anteriormente? Continentes amplos preferencialmente se 
rompem ao longo de zonas de alta deformação e/ou zonas de sutura, ou a 
localização da ruptura independe das estruturas da litosfera e é 
essencialmente controlada pela dinâmica no manto sublitosférico? Neste 
resumo sobre rifteamento e processos de ruptura do Gondwana em sua 
porção SO (SO= Sudoeste) (e as demais) nós comparamos o modelo 
deduzido atual de abertura do Atlântico Sul (Will and Frimmel, 2013; 
Will et al., 2014, 2016; Frimmel et al., 2013) com outros cenários de 
ruptura na tentativa de responder algumas das perguntas acima. Estes 
estudos foram realizados no trabalho da fundação de pesquisa alemã, no 
programa prioritário ‘SAMPLE’ (‘South Atlantic Margin Processes 
and Links with Onshore Evolution’ – Processos da Margem Sul 
Atlântica e Correlação com Evolução na Costa) , com o principal 
objetivo de pesquisar pelos principais fatores que controlaram a ruptura 
do Gondwana em sua porção sudoeste e a abertura do Atlântico Sul. 
 
 
2. Ruptura do Continente: a mensagem do Atlântico Sul 
 
O Atlântico Sul se formou durante a extensão e ruptura da porção SO 
do Gondwana, que foi inicialmente amalgamada no caminho para a orogenia 
Pan-Africana /Brasiliana, sentido o final do Neoproterozóico e o início do 
Cambriano (O artigo da explicação desta forma mesmo, usando 
expressões e metáforas. A palavra original é “in the course”. 
Explicando o que o autor quis dizer: O Atlântico Sul surgiu com a 
ruptura, e esta ruptura do Gondwana SO causou a orogenia Pan-
Africana, AMALGAMANDO a porção oeste no cráton Brasileiro no 
final do Neoproterozóico). A pergunta de o que de fato controlou a 
localização da ruptura do Gondwana tem sido material de debate por 
décadas. Inicialmente, foi sugerido que a ruptura seguiu as zonas de suturado Neoproterozóico e Cambriano, como por exemplo, o Atlântico Sul que se 
abriu ao longo de uma sutura que foi formada pelo fechamento do Oceano 
Adamastor, que é dado como o precursor do atual Atlântico Sul (e.g., 
Hartnady et al., 1985). Esta especulação, intuitiva de acordo com a posição e 
trends (trends também é um termo da geologia estrutural, que 
seriam as “tendências”, a moda estatísticamente falando, das 
medidas, atitudes, direções estruturais) estruturais dos cinturões Pan-
Anfricano e Brasiliano na África e América do Sul, tem sido a teoria mais 
popular e se mantém como a escolha de muitos pesquisadores (e.g., Vauchez 
et al., 1997; Buiter and Torsvik, 2014; Petersen and Schiffer, 2016). 
O reconhecimento que complexos máficos e ultramáficos do 
Neoproterozóico e suas coberturas sedimentares no Cinturão de Gariep não 
representam ofiolitos, e não passaram por metamorfismo de alta pressão 
como seria esperado para uma zona de sutura (Frimmel and Hartnady, 
1992), assim como os estudos de proveniência sedimentar (Basei et al., 2005) 
e caracterização isotópica de diferentes seções crustais em ambos lados do 
Atlântico Sul (Basei et al., 2008) levou à uma sugestão alternativa, de que a 
ruptura do Gondwana em sua porção SO seguiu os eixos de uma bacia de 
Back-Arc Neoproterozóica. 
Uma terceira possibilidade é que anisotropias inerentes à litosfera, sem levar 
em conta se esta litosfera for relacionada com zonas de sutura em ambientes 
colisionais, ou se domínios fragilizados termalmente/reológicamente, não 
participaram de forma significativa para o início e localização do rift 
continental no Mesozóico.
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Fig. 1. (a) Mapa do Gondwana Sudoeste em tempo Ediacarano (modificado por Gray et al., 2008); AB: Angola Block; CC: Congo Craton; KC: Kalahari Craton; RP: Río de la Plata Craton, SF: São 
Francisco Craton; WAC: West African Craton. (b)Localizações dos cinturões movies Pan-Africano/Brasiliano mobile belts ao redor dos blocos Cratônicos Pré-Cambrianos na África 
Sudoeste e América do Sul e posição do back-arc Ediacarano inferido (Marmora Basin) em relação com os arcos cal-alcalinos magmáticos Neoproterozóicos em ambos os lados do 
Atlântico Sul. As zonas de cisalhamento Sierra Balena (SBSZ) e Major Gercino (MGSZ) provavelmente correspondem à principal sutura colisional Neoproterozóica do Gondwana sudoeste. 
América do Sul e a porção sudoeste da África são mostradas em posição do rifte Cretáceo. Modificado por Frimmel et al. (2013)e Will et al. (2014). A linha de perfil da Fig. 4 é mostrada. 
 
Estudos recentes proveram muitos argumentos favoráveis para a 
segunda das três hipóteses abaixo. Rochas formadoras de crosta 
oceânica do terreno de Marmora (Marmora Terrane), na porção 
oeste do cinturão Gariep (Gariep Belt) ao longo da costa da porção 
mais Sudoeste da Namibia, e da porção extremo oeste da África do 
Sul, previamente estudada por Frimmel et al. (1996), foram 
revisitadas e comparadas com rochas similares no Terreno Cuchilla 
Dionisio (Chuchilla Dionisio Terrane) na porção extremo sul do 
cinturão Dom Feliciano (Dom Feliciano Belt), Uruguai (Fig. 1). 
Metabasitos em ambas as unidades são composicionalmente muito 
similares e, provavelmente, representam remanescentes da mesma 
unidade, original, que ocorre em ambas margens de lados opostos 
do Atlântico Sul (Will et al., 2014). A geoquímica com assinaturas 
isotópicas planas (isso não está errado, assinatura plana 
quer dizer que o diagrama apresenta característica planar 
na distribuição dos elementos) são típicas de basaltos de 
dorsal oceânica e/ou basaltos de bacias de back-arc e são 
consistentes com a formação na mesma bacia (todos os basaltos 
com a mesma assinatura geoquímica, ou seja, 
provavelmente mesma fonte e histórico de evolução). A 
natureza desta bacia foi, muito provavelmente, uma bacia de back-
arc Neoproterozóica madura, referida como Marmora Basin (Fig. 1). 
Esta conclusão é baseada na análise de proveniência dos zircões 
detríticos das unidades metassedimentares no topo dos metabasitos 
no Terreno Cuchilla Dionísio (Cuchilla Dionisio Terrane), e do 
Terreno Marmora (Marmora Terrane) (Basei et al., 2005, 2008; 
Frimmel et al., 2011), o Cinturão Kaoko (Kaoko Belt) na porção mais 
Noroeste da Naminia Basei et al., unpubl. data) assim como no 
Saldania Belt no extremo Sul da África (Frimmel et al., 2013). Esses 
estudos de proveniência trouxeram evidências que unidades 
siliciclásticas análogas litologicamente na porção extremo sudoeste 
da África e a porção extremo leste da América do Sul possuem 
padrões de idade para zircão detrítico semelhantes, com picos 
principais entre 1000 e 600 Ma e assinatura geoquímica similar, 
sugerindo sedimentação derivada de um arco magmático. Como não 
há fontes conhecidas nestas idades no extremo sul da África, o único 
candidato para um arco tão grande é o enorme Batólito Ediacarano 
Floruanopolis-Cuchilla Dionisio – Pelotas, o qual os remanescentes 
são presentes no cinturão Dom Feliciano no leste da América do Sul 
(Figs. 1 and 2). 
Em consequência das descobertas acima, primeiramente, 
concluiu-se a principal sutura Pan Africana entre o Cráton Rio de La 
Plata e o Cráton Kalahari deve ser colocada na porção oeste do 
Cinturão Dom Feliciano na América do Sul, e segundo, que a 
abertura Cretácea da bacia do Atlântico Sul não ocorreu ao longo 
desta sutura, mas ao longo do eixo da Bacia de back-arc Marmora, 
Neoproterozóica. 
Foi coincidência esta sobreposição espacial, ou descontinuidades 
estruturais Pan-Africanas (ou até mais antigas) participaram 
ativamente na ruptura do Gonwana no Cretáceo Inferior? Para 
responder esta pergunta, nós conduzimos um estudo estrutural 
cinemático para documentar a natureza dos regimes cinemáticos 
prevalecentes e suas mudanças ao longo do tempo (Will and 
Frimmel, 2013). Neste estudo, os principais eixos de deformação 
(strain, aquele da estrutural) associados com as falhas e fraturas 
Mesozóicas e Pré-mesozóicas ao longo da costa oeste na porção 
extremo Sul da África, da região de Cape Town até o Orange River 
(Cinturões Saldania e Gariep; ver Fig. 1 para localizações ) e para 
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além da porção Sul da Namibia, foram determinadas. Estas foram 
destacadas pela análise geométrica de diques máficos, 
majoritariamente do Cretáceo, que foram expostos das áreas de 
costa 
 
no Sudoeste de Angola até a porção mais ao Sul da África (Cinturões 
Kaoko, Gariep e Saldania). Para a análise da orientação dos diques, 
aproximadamente 2500 medidas foram obtidas a partir de mapas e 
imageamento via satélite, além das medidas em campo. Os dados de 
direcionamento foram usados para inferir a direção da extensão que 
levou ao posicionamento dos diques. 
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Fig. 2. Distribuição regional dos zircões detrítico do Criogeniano/Adiacarano e Mesozóico Suérior (idade de Namaqua) em ambos os lados do Atlântico Sul (baseado em dados de Basei et al., 2005, 
2008; Frimmel et al., 2013). 
Nossas análises cinemáticas para as estruturas Pan-
Africanas indicam direção de encurtamento ENE-ONO na 
porção oeste do Cinturão da Saldania no SO da África do Sul e 
orientações de compressão ENE-OSO até ESE-ONO no Cinturão 
Gariep perto da borda entre África do Sul e Namibia (Fig. 3a). 
Em contraste, as estruturas Cretáceas possuem evidência 
consistentes de extensão E-O para NE-SO durante o Cretáceo 
(Fig. 3b),o que é consistente com resultados de análises de 
paleotensão realizadas por Salomon et al. (2015b) no Noroesre 
daNamibia. Assim, as direções de encurtamento que levaram ao 
amalgamento do Sudoeste do Gondwana no final do 
Neoproterozóico e início do Cambriano são paralelas as direções 
de extensão principais durante a ruptura do Gondwana no 
Cretácio Inferior e rift inicial do Atlântico Sul na porção 
sudoeste da África. Baseado no paralelismo bem próximo entre o 
encurtamento Pan-Africano e a direção da extensão Cretácea 
nós argumentamos que as tendências estruturais Pan-Africanas 
(ou mais antigo) se tornam reutilizadas, e assim, tomam um 
importante papel de fato durante o rifteamento da porção oeste 
do Gondwana no Cretáceo Inferior, prévio a abertura do 
Atlântico Sul (Figs. 3 and 4). 
Se a sobreposição espacial entre o eixo do rifte Cretáceo e 
a posição de bacias de back-arc mais antigas (Ediacaranas) não 
forem coincidência, diferenças reológicas pré-existentes na 
litosfera devem ter controlado o posicionamento do rifte 
subsequente. Independentemente do rifte ser ativo ou passivo, a 
estrutura pré-existente da litosfera, como por exemplo 
anisotropias planares íngremes em escala litosférica, são 
provavelmente fatores importante para a localização do futuro 
rompimeno do supercontinente (e.g., Tommasi and Vauchez, 
2001; Buiter and Torsvik, 2014). (quando fala em 
anisotropia planar íngreme se refere à estruturas tipo 
falhas profundas, suturas, e tal) De qualquer forma, o 
controle de estruturas litosféricas pré-existentes na localização 
de deformação não são restritas à cinturões móveis anciões, mas 
incluem quaisquer heterogeinidade reológica e anisotropias 
mecânicas que foram adquiridas durante eventos tectônicos 
anteriores (e.g., Audet and Bürgmann, 2011). Logo, a 
deformação pode ser concentrada em zonas orientadas de 
fraqueza, incluindo seções litosféricas previamente falhadas e/ou 
extendidas assim como pequenas regiões axiais onde a força de 
resistência da placa é significativamente reduzida. Tal situação, 
por exemplo, existe paralelo ao longo eixo de bacias de back-arc, 
que são favoráveis a serem suscetíveis a riftes e driftes (drifte é 
um processo tectônico, é quando o rifte evoluí a ponto 
da quebra da crosta continental e inicia produção de 
crosta oceânica, o mais próximo seria continente a 
“deriva”, mas é mais adequado usar o termo drift) 
subsequentes. Isto por que espera-se que a litosfera em uma 
bacia de back-arc seja mais fina, e reologicamente, bem como 
termalmente, enfraquecidas pelo fluxo elevado de calor durante 
a formação do back-arc. Dos resultados de nossas pesquisas (ver 
acima), é provável que tal formação possa ter existido no que 
seria a futura bacia do Atlântico Sul, primária a ruptura do 
Gondwana e rifteamento nesta área (Fig. 4). 
 
6 T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 
 
 
 
 
 
 
Fig. 3. Diagrama sumário mostrando (a) pre-Cretaceous e (b) Encurtamento Cretáceo e eixos de extensão determinados por falhas (stereograma) e analyses das orientações dos 
diques para os cinturões de Saldania e Gariep na África do Sul e Namibia (modificado de Will and Frimmel, 2013). As direções deextensões cretáceas determinados pela costa de 
Skeleton na porção noroeste da Namibia são indicadads no painel b. As etsruturas pré-cretáceas são consistentes com direção de encurtamento geral EW para NNE-SSW e 
estruturas Cretáceas com trend de direção de extensão de NE-SW a E-W . 
 
 
 
 
Fig. 4. Seção esquemática em corte descrevendo estágios críticos na evolução dos cinturões orogênicos Pan-Africano/Brasiliano nas margens do Atlântico Sul; a localização da linha de perfil é indicada 
na Fig. 1. Note que reológicamente zonas mais fracas, então sítios futuros do rifte, desenvolveram ao longe dos eixos de bacia de back arc anciã (modificado de Frimmel and Basei,2011). 
T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 7 
 
 
A proposta de que um back-arc Ediacarano tenha se tornado 
sítio/localização de um rifte Cretáceo após c. 400ma de calmaria 
tectônica é suportada pelo fato de a espessura litosférica é 
consideravelmente reduzida em uma bacia de back-arc se 
comparada com espessamento em cinturões colisionais. Além 
disso, crosta máfica oceânica é majoritariamente composta por 
basalto peridotítico e seus equivalentes hidrtados, como 
serpentinito e outros minerais secundários (e.g., Miyashiro et al., 
1969). Assim, em contraste com a crosta félsica composta 
dominantemente por quartzo-feldspato tipicamente encontrada em 
cinturões colisionais antigos , a crosta em bacias de back-arc são 
hidratadas sendo mecanicamente mais fracas, ou pelo menos, 
consideravelmente menos competente que rochas félsicas 
presentes, ou adjacentes à zonas de sutura (e.g., Nicolas and 
Poirier, 1976; Ramsay, 1982; Kohlstedt et al., 1995). Logo, se a zona 
axial de uma bacia de back-arc em formação está em uma 
orientação favorável para deformação, é esperado que a 
deformação seja preferencialmente partida neste sítio, e não em 
outra localização onde é/já foi caracterizada como uma crosta 
continental espessada (ou seja, um antigo arco continental 
que ele já falou ali em cima). Além disso, uma zona afinada e 
amaciada associada com uma bacia marginal em formação também 
representa a localização preferencial para o soerguimento da 
astenosfera associada com extensão continental e rifteamento 
durante o Cretáceo. 
Esta idéia levanta o questionamento se uma bacia de back-arc 
em formação como localização de um posterior rifte continental é 
um fator especial para o Atlântico Sul ou um fenômeno mais 
comum. Em uma tentativa de clarear esta questão, nós examinamos 
a seguir muitos outros locais onde o Gondwana se desintegrou no 
Mesozóico. 
 
 3. O Rompimento do Gondwana 
 
A convergência de diversos crátons, microcontinentes e outros 
blocos crustais durante o Neoproterozóico até o Cambriano Pan-
Africano/Brasiliano, as orogenias do Leste Africano ou de Mozambique 
e Kuunga levaram ao amalgamento do Gondwana em 
aproximadamento 520-510 Ma (e.g., Cawood and Buchan, 2007; 
Stampfli et al., 2013). O Gondwana foi localizado em sua maioria no 
hemisfério sul, sendo separado dos continentes ao Norte (Laurentia, 
Baltica, Siberia) pelos oceanos Iapetus e Rheic durante a maior parte 
do Paleozóico. Durante o Paleozóico os continentes a norte se uniram 
para a formação da Laurásia. No Paleozóico Superior Laurásia e 
Gondwana colidiram no sentido do ciclo orogênico 
Variscano/Hercyniano (Variscan/Hercynian orogenic cycle) e 
formaram o supercontinente Pangea, que foi cercado pelo Oceano 
Panthalassa ou pelo Paleo-Pacífico na porção oeste e o Oceano de 
Thetys à leste (e.g., Veevers, 2012; Stampfli et al., 2013). 
 
3.1. Separação da Laurásia do Gondwana: rifte inicial e 
abertura do Oceano Atlântico Central no Triássico Superior 
O Pangea existiu por cerca de 100 Ma durante a maior parte do 
Permiano e Triássico, com início de sua ruptura sentido o Triássico 
Superior e Jurássico Inferior. Neste tempo o rifte teve seu início ao 
longo das futuras margens Norte Americana e Noroeste da África, 
eventualmente resultando na abertura do Atlântico Central e 
separação da Laurásia do Gondwana através do ultra lento 
estiramento da Dorsal do Oceano Atlântico (Seton et al., 2012). A 
causa do rifte ainda é debatida debated (eg., Nance et al., 2014; 
Whalen et al., 2015; Keppie, 2015; Frizon de Lamotte et al., 2015). Frizon 
de Lamotte et al. (2015) sugeriram que o rifte teve início anteriormente 
à extrusão das lavas da Província Magmática do Atlântico Central, 
onde Whalen et al. (2015) postulou que extrusão da lava coincidiu com 
a ruptura do Pangea, mas não foi sua causa. O tempo de insersão defundo oceânico no Atlântico Central também é muito debatido e 
estimado que tenha ocorrido de 200 a 170 Ma (Seton et al., 2012; 
Veevers, 2012; Stampfli et al., 2013; Table 1). 
 
3.2. A Ruptura do Gondwana: início do rifte ao longo da 
margem leste africana e a abertura do Oceano Indico a SO no 
Jurássico 
 
A desintegração do Gondwana começou no Jurássico Inferior e 
levou à separação do Gonwana Leste (Antártica, Madagascar, India 
e Austrália) e Gondwana Oeste (África e América do Sul). A ruptura 
ocorreu após um período prolongado de rifteamento durante o 
Rifte Karoo no Permo-Triássico (e.g., Ring, 1995; Jourdan et al., 
2006; Seton et al., 2012) e na extrusão durante o Jurássico Inferior da LIP 
(Large Igneous Province - Grande Província ígnea) Karoo-Ferrar em 183 ± 2 Ma 
(Encarnación et al., 1996). Delvaux (2001) e Frizon de Lamotte et al. 
(2015) argumentaram por um processo de rifteamento em dois 
estágios, e sugeriram que um evento de rifte passivo que falhou 
durante o Carbonífero Superior e o Triássico, seguido por um estágio 
de rifte ativo de 183 até 170 Ma.O cessamento do vulcanismo ao 
longo do Sistema de Rifte Karoo causou um grande "pulo" sentido 
ao mar no lugar do rifte (Seton et al., 2012) que eventualmente levou a 
separação da África e América do Sul da Antártica ( e da índia, Madagascar, 
Austrália). Como resultado, fundo oceânico se formou na Bacia de 
Mozambique e no mar conjugado de Riiser-Larsen entre o sudeste da África 
e Antártica (Fig. 5a) e no extremo norte no Oceano Somali entre 
Madagascar e África leste central. Majoritariamente baseado em 
anomalias no fundo oceânico, o início deste evento foi datado com 
aproximadamente 165 Ma (Table 1) em ambas bacias oceânicas 
(e.g., Rabinowitz et al., 1983; Jokat et al., 2003; Geiger et al., 2004). 
De qualquer forma, estudos geofísicos recentes na Bacia de Mozambique 
levaram a sugerir que a separação inical entre a África e Antártica teve seu início 
e cerca de 20 Ma antes do que pensado anteriormente (König and Jokat, 
2010; Leinweber and Jokat, 2011, 2012). 
Muitos autores relacionam a separação no Jurássico infeior à 
Médio do Gondwana em porções Leste e Oeste com a passagem de 
uma pluma a qual
 
Table 1 
Idades aproximadas da iniciação do rifte e primeiro aparecimento de assoalho oceânico. 
 
Bordering continents Rifting Basin/Ocean Ocean floor Inferred mode and locus of Large Igneous LIP age 
 (Ma) (Ma) incipient opening Province (LIP) (Ma) 
Laurasia—Gondwana 200–1701, 
2, 4 
Central Atlantic 190–1804, 5 Passive2, 18, 19 CAMPa 2012 
East—West Gondwana 
(Antarctica/Australia/India—Africa/S 
America) 
East Gondwana separation 
1802 Riiser-Larsen Sea, W Somali 
Sea, Weddell Sea 
1651, 6–8 Back-arc20 (passive21, 22) Karoo-Ferrar 18331 
SW Australia—India 165–1602 Perth Abyssal Plain 137–1359, 10 Passive19 Kerguelen 11923 
Antactica—India 1601,2 Enderby Basin 13211 Passive19 Kerguelen 11923 
Antactica—S Australia 1602 Southern Ocean 99–9612, 13 Passive19, 23, 30 No LIP 
 
West Gondwana separation 
S America—Africa 1403 South Atlantic 135–12514, 15, 
29, 32–34 
 
1303 Equatorial S Atlantic 115–11214, 16, 
17 
Back-arc24, 25 (passive26–29) Parana-Etendeka 13232–34 
Passive17, Active18 No LIP 
8 T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 
 
1 
Seton et al. (2012), 2 Whalen et al. (2015), 3 Brune et al. (2012), 4 Veevers (2012), 5 Sahabi et al. (2004), 6 Rabinowitz et al. (1983), 7 Jokat et al. (2003), 8 König and Jokat (2006), 9 Olierook 
et al. (2016), 10 Robb et al. (2005), 11 Gaina et al. (2007), 12 Veevers et al. (1991), 13 Powell et al. (1988), 14 Moulin et al. (2010), 15 Koopmann et al. (2014), 16 Heine et al. (2013), 17 Basile et 
al. (2005), 18 Frizon de Lamotte et al. (2015), 19 Buiter and Torsvik (2014); 20 this study; 21 Le Gall et al. (2005), 22 Jourdan et al. (2007), 23 Frey et al. (2003); 24 Will et al. (2014), 25 Frimmel 
et al. (2013), 26 Fromm et al. (2015), 27 Ryberg et al. (2015), 28 Becker et al. (2016), 29 Will et al. (2016), 30 Storey (1995), 31 Encarnación et al. (1996), 32 Renne et al. (1996), 33 Janasi et al. 
(2011), 34 Comin-Chiaramonti et al. (2011). 
a 
CAMP: Central Atlantic Magmatic Province. 
T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 9 
 
 
 
Fig. 5. (a)mapa geologicoesquemático mostrando correlação entre a porção Sul da 
África e leste da Antártica cDML: Central Dronning Maud Land; GC: Grunehogna 
Craton; HF: Heimefrontfjella; LHB: Lützow-Holm Bay; RF: Ritscherflya; S: H.U. 
Sverdrupfjella; SRM: Sør Rondane Mountains; wDML: Western Dronning Maud Land. 
(b) SEção equemática mostrando a evolução do Cinturão Maud no Mesoproterozóico 
 (modified de Grosch et al., 2015). 
a erupção do LIP Karoo-Ferrar anterior ao rifteamento estaria 
associado (e.g., Cox, 1992; Encarnación et al., 1996; Elliot and 
Fleming, 2000; Ernst and Buchan, 2003; Jokat et al., 2003; Riley et 
al., 2005; Vaughan and Storey, 2007; Storey et al., 2013). De qualquer 
forma, esta proposta é debatida e a possibilidade de efeitos de força 
far-field (aquela relacionada com rifte passivo, que se 
encontra descrita no tópico resumo) relacionada com subducção 
acontecendo também foi sugerida como uma alternativa para a causa 
do rifte (e.g., Jacobs and Thomas, 2004; Jourdan et al., 2006; Le Gall 
et al., 2005; Coltice et al., 2009; Heinonen et al., 2010). Abaixo, nós 
disponibilizamos alguns pensamentos de acordo com o ponto de vista 
do Cinturão de Maud (Maud Belt/ Dronning Maud Land, Leste da 
Antártica) e especulamos sobre a posição tectônica onde o Leste da 
Antártica se separou da conjunta placa Africana-Indiana no Jurássico 
(Fig. 5). 
3.3. Possível controle no local de separação entre a África e 
Antártica 
 
Enquanto o longo eixo de uma bacia de back arc Ediacarana parece 
ser bem suportada como a posição do rifte no Cretáceo anterior a 
abertura do Atlântico Sul (ver acima) , a extensão de quais principais 
estruturas litosféricas possam ter controlado os riftes do Gondwana 
Leste e abertura os Oceanos Indico e Sul é muito menos esclarecido. 
Embora de longe não tão bem entendida quanto a abertura do 
Atlântico Sul, um caso de uma bacia de back arc em formação tendo 
tido algum controle na separação da Antártica Leste da África e da 
India durante o Jurássico deva ser especulada a seguir. Esta 
separação claramente seguiu a tendência estrutural dominante que foi 
imprimida durante a Orogenia de Kuungan no Cambriano Inferior 
(Fig. 5a). No lado leste da Antártica, esta estrutura é definida pelo 
cinturão de Maud (Maud Belt) (Fig. 5b), um cinturão metamórfico na 
fácies anfibolito para granulito, que se extende por cerca de 
1800Km de Baia de Lützow–Holm (Lützow–Holm Bay) a leste (c. 
40°E) e para Heimefrontfjella (c. 9–13°W) próximo ao mar de 
Weddel a oeste, por onde é inferido até o Cinturã0 Metamórfico 
Namaqua Natal no Sul da África (Fig. 5a). Dois episódios 
metamórficos são registrados pelas rochas de alto grau metamórfico no 
cinturão: (i) uma orogenia no Mesoproterozóico Superior (1090– 
1030 Ma) que tem sido relacionada com a orogenia Greenviliana 
(Grenvillian orogeny) e a montagem do Rodínia e (ii), uma orogenia 
Ediacarana - Cambriana (650–480 Ma) relacionada com a 
montagem do Gondwana (Jacobs et al., 2003; Board et al., 2005; 
Bisnath et al., 2006). Caminhos de P-T inferidos em vários setores 
do cinturão indicaram um afinamento crustal signifcativo, seguido 
de descompressão quase isotermal e resfriamento quase isobárico, 
típico de zonas de colisão continente-continente que foram afetadas 
por magmatismo tardi/pós orogênico (Board et al., 2005; Grosch et 
al., 2015; Pauly et al.,2016). Na porção voltada para o mar do 
cinturão, separado por uma enorme zona de falha, são rochas vulcano-
sedimentares do Mesoproterozóico Inferior de 1130–1107 Ma 
pertencentes ao Ritscherflya Supergroup (Frimmel, 2004). Tomando 
como base dados geoquímicos e em um espectro de idade de um 
zircão detrítico, estas rochas foram interpretadas como 
representates de bacias de back-arc remanescentes relacionadas 
com um arco magmático extenso ao longo de todo Cinturão Maud 
(Grosch et al., 2007; Marshall et al., 2013). Subsequente ao 
amalgamento do Gondwana, a bacia de back arc de Ritscherflya foi 
posicionada entre o cinturão de Maud e a ponta leste do Cráton 
Kalahari com seu pequeno apêndice para Grunehogna, no Leste da 
Antártica. Assim, esta bacia de back-arc teria representado a porção 
mais fina, e presumidamente, mais fraca (Fig. 5b) entre a espessa 
litosfera cratônica do Kalahari e crosta ultra-espessa da zona de 
colisão continental do Cinturão Maud, no Neoproterozóico 
Superior (Grosch et al., 2015; Pauly et al., 2016). Além disso, a bacia 
de Ritscherflya foi uma das áreas particularmente fortes afetadas 
pelo evento magmático de Umkondo de 1106–1109 Ma, que levou a 
uma LIP em escala sub-continental (Hanson et al., 2004). O 
posicionamento de inúmeros diques quase verticais em níveis crustais 
rasos (e soleiras em níveis superiores) naquele tempo teriam 
enfraquecido a crosta ainda mais. Esta zona de fraqueza persistiu por 
milhões de anos, evidente através de intrusões graníticas tardi/pós 
orogênicas nos estágios finais da orogenia Pan-Africana em cerca de 
500–480 Ma (Fig. 5b). É provável que no Jurássico o eixo de formação 
da bacia de back-arc Ritscherflya era ainda o domínio reológicamente 
mais fraco, e assim se tornando um sítio preferível para o rifte do 
Gondwana e separação da África - América do Sul da placa Antártica-
India-Madagascar- Austrália, resultando na abertura do Mar Riiser-
Larsen entre o conjugado Dronning Maud e as margens Africanas SE. 
 
 
 
 
 
 
 
10 T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 
 
 
 
3.3. Ruptura do Gondwana Leste: início do rifte no Jurássico e 
desenvolvimento de fundo oceanic no Cretáceo 
 
O rifteamento entre India-Madagascar e Antártica teve início no 
Jurássico Superior, aproximadamente 165–160 Ma (Fig. 6a, Table 1) 
e eventualmente levou à abertura da bacia de Enderby no setor Indo-
antártico do Gondwana leste. A primeira crosta oceânica na bacia de 
Enderby se formou no Cretáceo Inferior c. 132 Ma (Fig. 6b), que 
corresponde a inserção de formação de assoalho oceânico na Planícia 
Abissal de Perth (Perth Abyssal Plain) entre a índia e a margem oeste 
da Australia (Robb ET al., 2005; Gaina et al., 2007; Olierook et al., 
2016).
T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 11 
 
 
 
 
Fig. 6. Idades aproximadas da inserção do (a) rifteamento e (b) espalhamento do assoalho oceânico durante a 
dispersão do Gondwana. Para fonte dos dados de idade ver Table 1.Os mapas do Gondwana são baseados em 
Gray et al. (2008). Abreviações: AB: Angola Block; ANS: Arabian-Nubian Shield; NAC: North 
Australian Craton; RPC: Río de la Plata Craton; TC: Tanzania Craton. 
 
Estas bacias se conectaram rapidamente e levaram a separação da 
Índia-Antártica e Australia (Seton et al., 2012). O magmatismo e 
formação de LIP associada a pluma de Kerguelen no Oceano índico 
moderno ocorreu a c. 119 Ma, sendo posterior a quebra entre India-
Madagascar e Antártica em cerca de 10Ma (Frey et al., 2003). Logo, 
parece que a ruptura do Leste do Gondwana, seu rifteamento e 
desenvolvimento de bacias oceânicas no Cretáceo Inferior entre a 
Antártica, Índia e Austrália Oeste não foi iniciada por uma pluma 
mantélica, mas pode ter sido controlada por forças de far-field 
(aquela que está decrita no resumo, que ocorre na porção 
inferior do manto associada a rifte passivo) geradas na 
margem do Panthalassan (ou Proto-pacífico) do Gondwana Leste. 
Extensão crustal e rifteamento continental entre a Antártica e 
Austrália também teve início no Jurássico Superior c. 160 Ma (Fig. 6a, 
Table 1). Eventualmente, rifteamento, quebra e espalhamento de 
assoalho oceânico levou a formação do Oceano Sul. De qualquer forma, 
como o espalhamento crustal ocorreu ao longo de uma dorsal 
Antártica-Austrália ultra lenta, crosta oceânica não se formou antes do 
Cretáceo Superior em 96 Ma (e.g., Powell et al., 1988) ou até mesmo 
mais tarde em 84 Ma (Tikku and Cande, 1999). 
Logo, a extensão continental e rifteamento do Gondwana Leste 
iniciou mais ou menos contemporaneamente entre as placas Antártica, 
Índiana e Australiana tardias em c. 165 to 160 Ma (Fig. 6a). (as placas 
se separaram ao mesmo tempo) O ambiente tectônico no qual o 
rifte teve seu início é incerto, exceto pela proposição de que a separação 
das placas geralmente seguem tendências inerentes de 
descontinuidades litosféricas (e.g., Buiter and Torsvik, 2014). 
 
3.4. Ruptura do Gondwana Peste: rifteamento no Cretáceo 
Inferior e abertura do Atlântico Sul 
 
O rifte entre América do Sul e o Sul da África e a ruptura do 
Gondwana Oeste começou no segmento mais a Sul do Atlântico Sul 
no Cretácio Inferior (e.g., Turner et al., 1994; Peate, 1997). Isto 
precedeu a propagação progressiva a oeste, que resultou no 
rifteamento do segmento central do Atlântico Sul (entre as margens do 
Gabon e Brasil) e o Atlântico Sul Equatorial (entre o Cráton Amazônico 
e Oeste Africano) aproximadamente a 130 Ma (e.g., Moulin et al., 
2010; Brune et al., 2012; Fig. 6a, Table 1). A abertura do Atlântico Sul 
entre as margens do Gabão e o Sul do Brasil não seguiu nenhum limite 
de crátons anciões, mas sim corotu os trends da litosfera Proterozóica 
dos Crátons do Congo e São Francisco, onde o Atlântico Sul Equatorial 
se abriu ao longo de falhas transcorrentes em uma margem 
transformante (Darros de Matos, 2000). Como descatacdo acima, Will 
and Frimmel (2013) demonstrou que a abertura da bacia da porção sul 
do Atlântico Sul foi controlada pelo embasamento e seguiu orientações 
estruturais de estruturas antigas. Isto corrobora com os estudos de 
Viola et al. (2005, 2012), que argumentou que a atividade sísmica atual e 
neotectônica na plataforma e offshore na porção Sudoeste da África ainda é 
controlada pelo ganho estrutural inerente da Orogenia Pan-Africana. Dados 
geocronológicos (majoritariamente Ar/Ar e K/Ar em anfibolito) suportam a 
formação da primeira crosta oceânica no segmento sul do Atlântico Sul entre 
135 and 125 Ma (e.g., Renne et al., 1996; Stewart et al., 1996; Marzoli et 
al., 1999; Comin-Chiaramonti et al., 2011; Janasi et al., 2011; Will et al., 
2016), onde o aparecimento do primeiro assoalho oceânico do 
segmento central do Atlântico Sul e o Atlântico Sul equatorial ocorreu 
em aproximadamente 115 a 112 Ma (e.g., Basile et al., 2005; Moulin et 
al., 2010; Heine et al., 2013). 
 
4 Algumas lições a serem aprendidas 
 
Neste breve resumo dos episódios de rifteamento que levaram a 
desintegração do Pangea e, mais específicamente, o Gondwana (Fig. 6, 
Table 1), Parece que a localização do rifte é geralmente controlada por 
zonas inerentes de fraqueza litosférica. Riftes passivos parecem ser a 
causa principal para rupturas continentais, por que o tectonismo 
aplicado no início de um rifteamento precede a fase principal de 
vulcanismo, se presente, em cerca de até milhões de anos (e.g., Le Gall 
et al., 2005; Jourdan et al., 2004, 2006; Buiter and Torsvik, 2014; 
Frizon de Lamotte et al., 2015). 
Em estudos geoquímicos e geocronológicos recentes Will et al. 
(2016) demonstrou que duas gerações daruptura do Gondwana 
Sudoeste relacionadas com diques máficos são colocados entre . 135 
and 113 Ma na costa Skeleton no noroeste da Namibia. A geração de 
diques mais antigos se formou entre 135 and 124 Ma e são 
atribuídos por estes autores à presença de uma anomalia termal no 
manto sublitosférico sem fusão magmátiga massiva, mas sim uma 
pequena fusão direta por pluma nesta área naquele tempo. De 
acordo com esse estudo, esta anomalia teria sido mais 
provavelmente causada por uma parte esférica da pluma, provendo 
energia termal suficiente para aquecer a litosfera suprajacente do 
Gondwana, mas não causando um rifte ativo naquele tempo. De 
qualquer forma, contínuo soerguimento da pluma facilitou o 
afinamento crustal progressivo do Gondwana sudoeste, 
eventualmente levando a formação de diques mais jovens, de 113 
Ma, que são quimicamente e isotópicamente idênticos a rochas 
contemporâneas na porção Nordeste do Walvis Rigde (cordilheira) 
e assim foram interpretadas como expressões onshore da pluma 
12 T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 
 
Tristan-Gough (Will et al., 2016). A interpretação de que a intrusão de 
diques mais antigos no Möwe Bay ocorreram em uma pluma distal é 
consistente com os resultados de geofísica recente da Walvis 
Rigde e sua continuação em terra (Ryberg et al., 2015; Fromm et 
al., 
T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19 13 
 
2015) e outras localizações ao longo das margens do Atlântico Sul 
(e.g., Koopmann et al., 2014; Becker et al., 2016). As pesquisas 
geofísicas do Walvis Rigde não encontraram evidência de fusão 
massiva sub a placa e próximo a porção Noroeste da costa da 
Namibia, e assim também questionou a existência de um papel ativo 
da pluma mantélica durante a ruptura do Gondwana Sudoeste nesta 
região, mas sugerindo então um ambiente de rifte passivo. 
Uma pluma mantélica emergente que atua de forma ativa no 
rifteamento apenas quando o rifte já havia iniciado seu processo, 
como previsto para as margens do Atlântico Sul acima descritas, 
encontra maior embasamento de modelos teóricos. Colli et al. (2016) 
argumentou que o comportamento mecânico da astenosfera superior e 
litosfera podem ser modificadas por stress/tensão viscosa, induzidas por 
uma pluma, muito antes do material da pluma de fato atinja o manto 
superior. Tal deformação causada por stress/tensão viscosa na porção 
superior da astenosfera e litosfera pode ter precedido e/ou iniciado os 
estágios iniciais da ruptura da porção Sudoeste do Gondwana sem que 
tenha tido uma fusão sub a placa massiva/ou fusão pela pluma no início 
do rifte a 135 Ma. Tal situação seria interpretada como um rifte passivo. 
Extensão contínua eventualmente causou a ascensão da pluma, e pode 
ter levado à um ambiente de rifteamento ativo na região Nordeste da 
Namibia-Walvis Bridge/Gough a 113 Ma. 
Riftes passivos comumente seguem anisotropias litosféricas pré-
existentes, que foram essenciais, como documentadas acima, durante o 
início da ruptura do Gondwana Sudoeste na região do Atlântico Sul, que 
seguiram longos eixos de bacia de back-arc anterior. Além disso, não 
apenas a abertura do Atlântico Sul, mas também a abertura do Sudoeste 
da Índia relacionada com a separação da Antártica da África pode ter 
seguido os eixos da bacia de back-arc. Interessante destacar que a 
ruptura inicial do Gondwana e a formação de crosta oceânica jovem foi, 
em muitas localizações (como por exemplo ao longo das margens 
conjugadas d Laurasia e Gondwana, Antártica e Austrália Sul e 
América do Sul e África), associadas com espalhamento ultra lento 
(ver sumários em , Seton et al., 2012; Colli et al., 2014). De qualquer 
forma, com a abertura progressiva da bacia a taxa de espalhamento 
aumentou em alguns locais (Seton et al., 2012), que podem ser 
relacionados com mudanças temporais nas forças das bordas das placas 
tectônicas (Colli et al., 2014). Isto, em retorno, também causou mudanças no 
posicionamento das direções dos diques máficos ao longo da costa Noroeste da Namibia 
(Will and Frimmel, 2013; Will et al., 2016). Resumindo, talvez seja 
especulado que a extensão continental, rifteamento e ruptura do 
Gondwana são majoritariamente relacionados com as forças de “far -
field”. No caso do Atlântico Sul, a separação talvez tenha iniciado por 
forças nas bordas relacionadas com a subducção a leste no 
Panthalassa (Proto-Pacífico) abaixo da margem Proto-Andeana do 
Gondwana (Fig. 6), talvez esteja em conjunto com efeitos mecânicos 
causados por uma pluma profunda no manto inferior ou próximo ao 
limite núcleo-manto (Colli et al., 2016). Neste cenário, extensão 
litosféroica e início do rifteamento teriam se dado em um domínio 
litosférico de reologia inerentemente enfraquecida e termalmente 
amaciada que foi orientado de forma adequada para o rifteamento 
Mesozóico. 
A convergência das placas deve ter proíciado um stress 
crescente contra as margens ativas do Gondwana. A partir da geometria 
reconstruída do Gondwana (Fig. 6) é possível especular que a principal 
indentação pelo avanço da placa Proto-Pacífico contra as margens do 
Gondwana foi a região onde atualmente se encontra a margem sul da 
América do Sul. Se verdade, e a indentação foi mais ou menos ortogonal 
à margem ativa, a tendência de contração NNE ao longo do limite da 
placa (e.g., Ring, 1995) teria levado primeiro a ruptura em um ângulo 
alto de subducção (por exemplo, em uma orientação subparalela a 
principal direção de contração), que é próxima a orientação da 
direção de abertura entre as placas emergentes do Gondwana Oeste e 
Leste. A ruptura aubsequente da placa Gondwana teria ocorrido 
principalmente a partir dos mesmos pontos de indentação, mas em 
ângulos menores. Obviamente, a deformação é, dentre outros fatores 
, fortemente dependente do formato do indentador, mas o padrão e 
progressão de idade do rifteamento como mostrado na Fig. 6 é 
compatível com a ideia de que a ruptura do Gondwana foi essencialmente 
iniciada por forças de Far-field. Este padrão geral não obstante as 
dificuldades, foi dictada a exata localização da ruptura e separação por 
anisotropais de escala listosférica na forma de zonas reológicamente 
fracas. No caso do Atlântico Sul, e muito provavelmente também do 
Sudoeste do oceano índico, tais domínios foram supostamente 
proporcioanos por bacias de back arc antigas que se formaram por cima de 
uma litosfera termalmente amaciada e afinada. Baseado em modelagem 
termo-mecânica, Petersen and Schiffer (2016) propos que 
desenvolvimento de riftes em crosta fina causam ruptura continental 
rápida antes da iniciação do magmatismo. Esta situação pode também ser 
aplicada no Atlântico Sul, onde ruptura é prevista ter ocorrido em crosta 
fina (ver acima) e precedeu o magmatismo por cerca de, dependendo de 
diferentes autores, mais de 15Ma (Fig. 6 and Table 1). 
 
14 T.M. Will, H.E. Frimmel / Gondwana Research 53 (2018) 9–19