Geotectônica - Tectônica Global CONVECÇÃO MANTÉLICA E TECTÔNICA DE PLACAS Calor: aquecido por condução com o núcleo e pela desintegração de elementos radiotavios e resfriado por condução
o t pela superfície. n Estado: sólido (manto superior) evidenciado pela propagação de ondas tipo S. Em grande escala de tempo, se a Mcomporta como fluido devido às altas temperaturas.
Convecção: O contraste de temperatura entre o topo e a base do sistema favorecem a convecção.
Litosfera: região externa do planeta que apresenta comportamento rígido. Astenosfera: região abaixo da litosfera onde as altas temperaturas favorecem a deformação dos materiais por fluxo dúctil. Profundidades de ~100 a ~700km.
Placas tectônicas: subdivisões da litosfera. Suas descidas na astenosfera controlam os processos de convecção no manto. "Tectônica de placas e convecção mantélica são diferentes expressões do mesmo processo".
Tectônica de Placas: descreve os deslocamentos relativos entre as placas, suas interações e consequências. Contatos entre placas: Limite divergente: onde há a separação entre placas e a ascensão de material do manto. Ocorre a geração de construtivos. nova litosfera oceânica. Contatos construtivos. Limite convergente: onde há a aproximação entre placas. Nas chamadas zonas de subducção, ocorre a destrutivos. destruição da litosfera. Contatos destrutivos. Limite transformante: ocorre somente o deslocamento relativo entre placas ao longo de falhas transformantes. Contatos conservativos. Obs.: atentar para a diferença entre falhas transcorrentes e transformantes. Indícios de que os continentes já estiveram reunidos: ajuste geométrico entre os continentes; sedimentos cuja deposição é sensível ao clima em latitudes inesperadas; plantas e animais fósseis de um mesmo gênero em continentes separados por grandes oceanos; estruturas e províncias orogênicas similares em continentes opostos que se ajustam.
A grande maioria dos terremotos está relacionada à limites entre placas tectônicas. Quando os sismos são de profundidade maior (>70 km), geralmente estão relacionados a fossas oceânicas e cadeias de montanhas jovens.
Mecanismo focal ou solução de plano de falha é o método sismológico que permite determinar a orientação e o sentido do deslocamento ao logo de planos de falha. Obs.: em soluções de mecanismos focais, as regiões escuras representam as regiões de contração de ondas e as regiões claras representam as regiões de dilatação (extensional). Já em tomografias sísmicas, a velocidade de propagação é inversamente proporcional à temperatura. A ausência de terremotos a profundidades acima de 700 km é resultado das elevadas condições de pressão e temperatura vigentes no manto inferior. O registro da polarização magnética em minerais, unidos com dados estratigráficos e paleontológicos, propicia a confecção de escalas do tempo de polaridades geomagnéticas. O intervalo de tempo com o mesmo registro de polaridade magnética é chamado de chron. A subsidência do assoalho oceânico em sentido oposto às dorsais é explicado pelo fato de que, ao afastar-se da dorsal, a litosfera oceânica resfria, sofrendo contração e aumentando de densidade , causando certo rebaixamento.
A nomenclatura para pontos tríplices de placas determina que R seja usado para as dorsais (ridge), F para falhas transformantes (fault) e T para zonas de subducção (trench). Podendo formar arranjos como: RRR, TTR, TTF, FFR, FFT ou RTF.
CONVECÇÃO MANTÉLICA, PLUMAS E HOTSPOTS Experimentos de laboratório e modelos numéricos mostram que o fluxo ascendente do manto se dá através de condutos cilíndricos, sendo a subducção de placas litosféricas e a ascenção de material feições complementares no processo. Geralmente se assume que as plumas mantélicas são originadas na base do manto, porém outros modelos, como o que diz que as plumas profundas podem ser detidas na descontinuidade de 600 km dando origem a plumas menores, também são plausíveis. O termo hotspot (ponto (ponto quente) é empregado para centros vulcânicos ativos que não estão associados com limites entre placas tectônicas e para segmentos de dorsais oceânicas caracterizados por um volumoso vulcanismo. A existência de plumas mantélicas é evidenciada por dados de tomografia e anisotropia sísmica, pela existência de superdomos e grandes províncias ígneas e por argumentos petrológicos, geoquímicos e isotópicos. hotspots estão relacionados a plumas provenientes do manto inferior, como o Maciço Central (França) e do Nem todos os hotspots estão hostpot Eifel (Alemanha), que resultam de plumas relativamente pequenas no manto superior. Já outros hotspots não aparentam ter relação com plumas. Nesses casos, a explicação é de que o mecanismo invocado para a produção do magmatismo intraplaca é a concentração de esforços extensionais na litosfera, causando seu fraturamento e fusão parcial por descompressão da astenosfera. Modelos numéricos sugerem que o local onde uma pluma é produzida permanece fixo com o decorrer do tempo. Se hotspots hotspots são também relativamente fixos, a trilha deixada pela passagem da litosfera sobre o hotspot hotspot fornece um referencial para determinar as velocidades absolutas do movimento das placas. hotspots não terem forte relação com a configuração dos limites entre placas indica que os modos O fato da localização de hotspots não de convecção do manto (tectônica de placas e plumas) são, em grande parte, independentes. No entanto, interações entre plumas e placas podem acontecer em algumas situações. Os estudos em torno das plumas, também contribuíram para perceber que a descontinuidade de 660 km não constitui uma barreira intransponível para a descida de placas em direção ao manto inferior. Logo, a convecção envolveria todo o manto. Porém, estudos geoquímicos sugerem um manto estratificado, com ocorrência de convecção em duas camadas isoladas, separadas pela descontinuidade de 600 km. Embora ainda não haja consenso sobre diversos aspectos da estrutura, dinâmica e evolução do manto, uma convergência de dados geofísicos, geoquímicos e isotópicos, de experimentos numéricos e laboratoriais, e de modelos teóricos sugere um cenário similar ao ilustrado na figura abaixo.
AMBIENTES TECTÔNICOS: ESTRUTURA E ASSOCIAÇÕES PETROTECTÔNICAS CARACTERÍSTICAS O constatação da inexistência de crosta oceânica mais antiga que 200 Ma levou à proposição de que a abertura e fechamento dos oceanos ocorrem ciclicamente na história da Terra. Este conceito é agora conhecido como Ciclo de Wilson. O ciclo de Wilson tem algumas fases descritas as seguir:
1. Início com a formação de um rifte continetal. 2. Abertura de uma bacia oceânica com margens 3.
4. 5.
6. 7.
passivas de ambos os lados. Com a expansão do assoalho oceânico, a litosfera oceânica se torna mais velha e mais densa, causando uma instabilidade gravitacional. Consequentemente uma zona de subducção se desenvolve em um ou ambos os lados. Se a taxa com que a litosfera é consumida na zona de subducção for maior do que a taxa de criação na dorsal, a bacia começa a se fechar. Se o fechamento for completo, ocorre a colisão de dos continentes. O novo continente pode sofrer rifteamento e começar novamente o ciclo.
1. Riftes continentais Riftes e sistemas de riftes continentais são cinturões da litosfera continental sujeitos à extensão. Dependendo do mecanismo de formação, riftes continentais podem ser classificados como ativos ou passivos. Riftes ativos (ou termicamente ativados) são produzidos em resposta à subida de plumas no manto. Isso causa, inicialmente, domeamento e, subsequentemente, fraturamento do litosfera. Grandes volumes de derrames continentais de platô são erupcionados antes de extensão significativa. No rifteamento ativo, tipicamente, três riftes formando um ângulo de 120° entre si se desenvolvem. Os três ramos podem evoluir até a evolução de uma bacia oceânica, porém, mais comumente, dois ramos se conectam para formar uma margem passiva, enquanto o outro é abandonado. O termo aulacógeno é empregado para um rifte abortado que sofreu contração em ângulo elevado com a direção do rifte durante um evento deformacional posterior.
Riftes passivos são produzidos por fraturamento da litosfera, em resposta a esforços resultantes do movimento das placas tectônicas. Neste caso, extensão significativa é necessária antes que a fusão por descompressão da litosfera seja possível. A formação de bacias intracontinentais (também chamadas de bacias intracratônicas ou sinéclises) pode estar associada com uma fase inicial de rifteamento. Com a aproximação da astenosfera em relação à superfície, ocorre a elevação regional da temperatura. Com o fim da extensão, a contração térmica pode desenvolver depressões amplas. O rifteamento da litosfera pode dar-se por cisalhamento puro ou por cisalhamento simples.
No primeiro caso, horsts e grábens múltiplos simétricos são produzidos durante a extensão rúptil da crosta superior, enquanto a crosta inferior e o manto litosférico sofrem extensão dúctil. No segundo caso, o rifteamento é assimétrico. Uma falha de descolamento grada a uma zona de cisalhamento em profundidade, a qual pode penetrar toda a litosfera. O descolamento separa a placa superior sujeita a ruptura e desenvolvimento de falhas lístricas ou em dominó de uma placa inferior deformada ductilmente.
Estruturas prévias na litosfera continental exercem um grande controle na orientação e localização da deformação extensional em sistemas de rifte. Quando estas estruturas preexistentes não são perpendiculares à direção de estiramento regional, pode ocorrer um rifteamento oblíquo. Nestes casos, falhas com rejeitos oblíquos são formadas. Também pode ocorrer uma partição da deformação entre regiões sujeitas à extensão e regiões sujeitas a um regime transcorrente. Ambientes onde ocorre divergência oblíqua de blocos são chamados de transtrativos. A formação de um sistema de riftes se inicia com uma série de falhas desconectadas que começam a se interferir durante seu crescimento. Isso geral riftes com traçados sinuosos . Regiões onde dois segmentos de rifte se conectam são chamadas zonas de acomodação . Em alguns casos, zonas de acomodação são formadas unicamente por falhas de rejeito direcional. Estas são chamadas de falhas de transferência e podem evoluir para falhas transformantes, se o rifte chegar ao estágio oceânico.
Riftes continentais são caracterizados por sedimentos clásticos terrígenos imaturos derivados da erosão de blocos falhados soerguidos. Sedimentos lacustres também podem ser encontrados. Se a subsidência consegue levar o assoalho do rifte abaixo do nível do mar, também são depositados evaporitos. Com a continuação da extensão, o rifte é progressivamente inundado e arenitos, argilitos e carbonatos marinhos são depositados.
Rochas ígneas em riftes continentais são caracterizadas por suítes vulcânicas bimodais , com rochas de composição intermediária sendo raras. Os membros máficos consistem dominantemente de basaltos toleíticos e basaltos alcalinos, que podem ser derivados de plumas mantélicas ou da astenosfera e exibem graus variados de contaminação pela crosta continental. Os membros félsicos são, comumente, menos abundantes que os máficos e incluem fonolitos, nefelinitos e riolitos. conglomerate) é comumente usada para se referir à A sigla BVAC (da abreviação em inglês para bimodal volcanics arkose conglomerate) associação petrotectônica característica de riftes continentais.
2. Margens passivas e assoalho oceânico Margens passivas continentais são formadas com a separação completa de dois continentes. Elas podem conter uma grande abundância ou serem carentes em rochas vulcânicas. Quando carentes, partes do manto superior podem aflorar no assoalho oceânico. Devido à reação com a água do mar, os peridotitos mantéticos mostram normalmente um grau avançado de serpentinização. Três regiões são reconhecidas em e m margens continentais da linha de costa para o ocea no:a plataforma continental, o talude continental e a elevação continental (sopé). As rochas sedimentares típicas da plataforma continental são sedimentos clásticos maduros de águas rasas e carbonatos. Espessas acumulações de turbiditos ocorrem no talude e na elevação continental. continental. O estiramento da crosta continental cessa quando ao assoalho oceânico é formado. Porém, falhas extensionais continuam a se desenvolver na sequência sedimentar da plataforma continental. São oriundos de forças gravitacionais e ocorrem devido ao declive da margem passiva.
Níveis evaporíticos na base da sequência servem como descolamentos basais para falhas normais que se desenvolvem durante o deslizamento dos sedimentos para o lado oceânico.
Diápiros de sal podem ascender devido ao alívio de carga que acompanha o movimento nas falhas extensionais. Sedimentos depositados em bacias oceânicas afastadas de regiões continentais são chamados de sedimentos pelágicos.
3. Dorsais oceânicas De acordo com a taxa de expansão, as dorsais oceânicas são classificadas em rápidas (> 7 cm/ano), intermediárias (5-7 cm/ano), lentas (2-5 cm/ano) e ultralentas (< 2 cm/ano).
Peridotitos serpentinizados afloram, ocasionalmente, ao longo de vales axiais e de falhas transformantes associadas com cadeias lentas. Dorsais oceânicas são responsáveis pela produção de mais de 85% de todo o volume de magma produzido pela Terra, que se origina da subida passiva do manto , em resposta à separação entre as placas litosféricas. provinces) e de ilhas oceânicas, os produtos magmáticos característicos de cadeias Como no caso de LIPs (large (large igneous provinces) oceânicas são basaltos toleíticos . basalt) e tem composições bastante uniformes em termos Estes basaltos são denominados de MORB (de mid-ocean ridge basalt) de elementos maiores, sendo caracterizados por valores relativamente constantes de SiO2 ( 50%), baixas concentrações de potássio (K2O geralmente menor que 0,2%) e baixas razões de K/Na. ≈
hotspots, pode ocorrer Os MORBS resultam de fusão parcial da astenosfera , mas em segmentos de cadeia centrados em hotspots, contaminação por plumas. Esses basaltos são chamados de E- ou P-MORBs (E de enriquecidos, P de pluma) em oposição aos MORBS normais (N-MORBs).
Sistemas hidrotermais em dorsais oceânicas são responsáveis por, aproximadamente, 20% do calor perdido pela Terra. Ao longo do eixo ou dos flancos das dorsais, água fria penetra através de fissuras na crosta oceânica, é aquecida e retorna para o oceano em fontes térmicas. Durante este percurso, a crosta oceânica é alterada, incorporando alguns dos constituintes da água do mar, como Na, Mg e sulfatos , enquanto outros componentes como Si, Fe e outros metais (Mn, Ag, Zn, Cu) são extraídos.
4. Margens ativas e arcos de ilhas Margens continentais ativas e arcos de ilhas resultam, respectivamente, da subducção de uma placa oceânica sob um continente ou sob outra placa oceânica. Do oceano para o continente tem-se: a elevação externa, a fossa; o complexo da zona de subducção (também chamado prisma de acreção), com bacias ante-arco (forearc) sobrejacentes; o arco magmático; e a bacia de retro-arco (back-arc). A formação da fossa e da elevação externa é uma resposta à flexão da litosfera, quando a placa inferior e encurva para mergulhar no manto. Para um referencial fixo no manto, o local onde isto ocorre migra em direção ao oceano com o decorrer do tempo (visualizar no ciclo de Wilson). Este processo é chamado de recuo ou roll-back . Quando o recuo da fossa é mais rápido que o deslocamento da placa superior, a região atrás do arco entra em extensão, ocasionando a formação de uma bacia de retro-arco. Estas zonas de subducção são denominadas de tipo Mariana. Quando o recuo da fossa é mais lento que o avanço da placa superior, esforços compressivos se desenvolvem, provocando contração na região atrás do arco e a formação de um cinturão de empurrões e dobramentos. Zonas de subducção nas quais o arco está sobre compressão são chamadas de tipo Chileno (ou Andino).
O nome arco de ilha resulta do fato de que vulcões ativos na superfícies se dispõem em forma arqueada. Quando a litosfera oceânica envelhece e esfria ao afastar-se de uma dorsal oceânica, sua densidade também aumenta, eventualmente, superando a densidade da astenosfera, ficando gravitacionalmente instável. No entanto, a resistência da litosfera oceânica também aumenta com a diminuição da temperatura. Assim, para que o processo de subducção tenha início, é necessária uma localização da deformação em regiões de baixa resistência, onde uma instabilidade pode desenvolver-se e propagar-se. Estes locais incluem: a transição crosta oceânica/crosta continental, ao longo de margens passivas; dorsais oceânicas ; falhas transformantes; e bacias retroarco. A nucleação de zonas de subducção pode dar-se espontaneamente ou ser induzida por esforços compressivos. O vulcanismo em zonas de subducção começa, em geral, abruptamente em uma frente vulcânica situada 150 a 350 km de distância da fossa oceânica associada. A largura do arco magmático apresenta uma correlação positiva com o ângulo de mergulho e o volume de magma erupcionado decresce, afastanto-se da frente vulcânica. Em contraste com MORBs e basaltos de ilhas oceânicas, basaltos em zonas de subducção são, comumente, quartzo normativos e hidratados (contendo até 6% de H2O), e possuem valores elevados de Al2O3 (16-20%) e de K2O. As rochas vulcânicas dominantes em arcos de ilhas i ntraoceânicos são basaltos e basaltos andesíticos . Andesitos e rochas mais félsicas dominam em margens continentais ativas, refletindo o maior envolvimento da crosta continental e/ou a maior porcentagem de cristalização fracionada. Em bacias retro-arco, fusão por descompressão da astenosfera pode ocorrer, se a extensão for suficientemente a centuada. Durante o processo de subducção, a superfície da placa inferior é cisalhada contra a borda da placa superior. Em consequência, os sedimentos adicionados ao prisma de acreção são deformados por falhas reversas, cujo mergulho aumenta em direção ao continente. O material intensamente cisalhado, contendo fragmentos de rochas de tamanho e origens diversas, é chamado de mélange.
