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Ciclo de Wilson, em geologia, é um modelo em que um continente se move, formando uma bacia oceânica no meio e depois inicia um processo de convergência que leva à colisão das duas placas e ao fechamento do oceano.
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Por certo tempo, no início da década de 1960, alguns físicos e geólogos acreditaram na ideia da Terra em expansão, baseados em uma modificação atualmente desacreditada da teoria da gravitação de Einstein. Outros geólogos reconheceram que o assoalho oceânico estava, na verdade, sendo reciclado nas regiões de intensa atividade vulcânica e sísmica ao longo das margens da Bacia do Oceano Pacífico. O geólogo canadense J. Tuzo Wilson descreveu, pela primeira vez, a tectônica em torno do globo em termos de “placas” rígidas movendo-se sobre a superfície terrestre.[1]. Nesse contexto, em seu artigo de 1966, “Did the Atlantic close and then re-open?” [2], questiona o fechamento e reabertura do oceano Atlântico.
Os estudos sobre tectônica de placas concentram-se nas deformações (em grande escala) que ocorrem no planeta e as forças que produzem esta deformação. Baseada no fato de que a litosfera terrestre é composta de várias placas, ou pedaços, que flutuam em um manto dúctil, como blocos de gelo em um lago, a Teoria da Tectônica de Placas simplifica a história da Terra da seguinte forma: ocorrência de movimento divergente da placa em um cráton estável, dando origem a novas bacias oceânicas; em seguida, o movimento se inverte, ocorrendo a convergência e colisão de placas, resultando no fechamento do oceano [3] A este ciclo de surgimento e destruição da crosta oceânica deu-se o nome de Ciclo de Wilson, o qual pode ser subdividido em nove etapas:
Derivado do termo Kratogen (“nascido forte”) de Kober (1914, 1921), os crátons são porções geologicamente estáveis da crosta que foram isentas de deformações orogenéticas.
Eles são compostos por rochas ígneas félsicas relativamente leves, como granitos, granodioritos, tonalitos, entre outras. Assim, essa porção da crosta “flutua” em meio as rochas ígneas máficas do manto e do assoalho oceânico.
Portanto, a mérito de exemplificação, essa parte da litosfera encontra-se em perfeito equilíbrio isostático. Não ocorrem atividades tectônicas tais como atividades vulcânicas, terremotos e afins. O que leva os crátons a serem recobertos principalmente por rochas areníticas e calcárias que se perdurarão em paz por milhões de anos.[5] [6]
Após essa fase de estabilidade, surgem os chamados hot spots (pontos quentes). Hotspots ou hot spots são regiões vulcânicas supostamente alimentadas pelo manto subjacente que é anormalmente quente em comparação com o manto circundante. São magmas máficos ou ultramáficos quentes, que sobem em direção à superfície. A controversa origem dos hotspots pode ser explicada pela alimentação desses pontos quentes por fluxos estreitos de manto quente que se elevam do limite do núcleo-manto da Terra em estruturas chamadas plumas mantélicas. Exemplos incluem os hotspots do Havaí, Galápagos, Islândia e Yellowstone.
O calor do hot spot aquece a crosta continental, fazendo com que ela se expanda e inche em uma cúpula de 3-4 quilômetros de altura e cerca de mil quilômetros de diâmetro. À medida que a cúpula incha, ela se afina e se estica até que a superfície frágil se rompa ao longo de uma série de três vales que se irradiam para longe do centro do hot spot. Estes formam uma junção tripla, dando início ao processo de rifteamento.
Idealmente, os três vales rift irradiam a partir do centro a 120°, mas muitas vezes a junção tripla não é simétrica. Dois dos três rifts formam oceanos e margens continentais passivas. Entretanto, a crosta é preservada de uma ruptura completa ao longo da terceira fratura, tornando-se um rift abortado, que recebe a denominação de aulacógeno. O rifteamento é um processo tectônico extensional que irá, mais tarde, dividir o continente original em duas partes, oeste e leste, embora elas ainda estejam conectadas nesse estágio. Uma diversidade de rochas sedimentares é depositada preenchendo a bacia tectônica originada pelo rifteamento.
Logo após o estágio inicial do rifteamento, com o completo rompimento da litosfera continental, inicia-se o chamado estágio mar vermelho do Ciclo de Wilson, conforme a figura abaixo. Esse estágio recebe este nome em alusão à região do Mar Vermelho, entre o continente arábico e africano [8], onde há uma ocorrência atual desta fase do Ciclo de Wilson.
Nesse estágio, ocorre a formação de um mar estreito com o assoalho marinho composto por uma litosfera de oceânica de composição basáltica. O início desse processo se dá ainda com intrusões de magmas básicos que resultarão em um enxame de diques nas rochas da litosfera continental caracterizando uma região de crosta transicional. À medida que o magmatismo continua, as forças distensivas geram o espaço suficiente para que mais rochas ígneas máficas se instalem e comecem a gerar uma crosta oceânica, com suítes ofiolíticas associadas e instalação de uma margem passiva incipiente.[10]
Conforme o rifteamento continental progride para o estágio de espalhamento do fundo oceânico, as bordas continentais tornam-se inativas tectonicamente, sendo denominadas como margens passivas.
O afastamento das margens continentais recém-formadas da fonte de calor (hot-spots) provoca seu resfriamento. Como a crosta fria é mais densa do que a crosta quente, as margens do rifte afundam isostaticamente para abaixo do nível do mar, facilitando a acumulação de sedimentos. Essa subsidência é regida, em parte, pelos efeitos mecânicos de estiramento da litosfera e pelo resfriamento gradual da crosta. A quantidade de subsidência está relacionada com a magnitude do fator de estiramento e com a resistência à flexão da litosfera [12]. O resfriamento completo e a estabilização da margem passiva levam cerca de 110 milhões de anos, e no processo pode acumular um pacote de sedimentos de aproximadamente 14 quilômetros de espessura [13].
Há deposição de uma grande cunha de sedimentos nesta porção. Os sedimentos depositados são derivados do continente em erosão no caso dos clásticos, como arenitos, e por atividade química e biológica no caso dos carbonatos, como calcários e dolomitos. Consiste principalmente em depósitos marinhos de águas rasas, uma vez que a subsidência e a deposição ocorrem aproximadamente na mesma taxa [13].
As margens continentais passivas podem ser vulcânicas ou não vulcânicas. As margens vulcânicas são caracterizadas por sequências ígneas espessas relacionadas à grande quantidade de fusão do manto. Já as margens não vulcânicas podem incluir litosfera continental altamente falhada e distendida, litosfera oceânica formada por espalhamento lento do piso oceânico [12] e/ou áreas compostas por manto superior serpentinizado exumado.
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