Aula 06 A TERRA EM OPERAÇÃO HOJE DORSAIS

Prévia do material em texto

Michelle Cunha Graça 1 
 
Aula 06 – 31/03/2011 
A Terra em Operação Hoje 
- Placas Tectônicas: número, tamanho, movimentos, limites, composição e 
fenômenos. 
- As dorsais mesoceânicas: Morfologia e estruturas associadas; Litoestratigrafia; 
Hidrotermoalina; Metalogênese; Efeitos geofísicos. 
 
 A depender da intensidade do calor e da resposta da crosta continental, alguns 
sistemas de rifte podem evoluir para crosta oceânica. Assim, dizemos que o rifte foi 
evoluído, bem sucedido. Se o rifte não evolui para crosta oceânica dizemos que é um 
rifte abortado. 
 Modelo da Junção Tríplice: Mar Vermelho e sistemas de riftes africanos. Pluma 
embaixo da crosta forma um domo que com determinado tempo geológico forma um 
rifte. Formam-se três sistemas de falhas com cerca de 120 graus mais evoluídos devido 
as heranças do embasamento. Um desses três braços não oceaniza e os outros dois 
oceanizam. Assim, o braço não oceanizado se movimenta deslocando juntamente o rifte 
à medida em que os outros dois braços se oceanizam (se abrem). O rifte abortado é 
denominado de aulacógeno. Depois de um certo tempo, os braços da junção tríplice que 
foram oceanizados se transformam numa dorsal. A cabeça da pluma está localizada 
abaixo da junção tríplice. Formam-se uma dorsal e uma margem passiva. 
 O calor que antes saia pelas falhas e pelos riftes (continente), agora começa a 
fluir pelas dorsais (crosta oceânica). 
 Tectônica de Placa: Atualmente na Terra existem 12 grandes placas tectônicas 
com áreas médias de 10000km². Essas placas tem limites distensivos, compressivos e 
transcorrentes. Os limites de dorsal são limites distensivos chamados também de 
construtivos pois ocorre contínua reposição de crosta oceânica. Os limites de subducção 
são chamados de destrutivos, pois há destruição de crosta oceânica. Os limites 
conservativos são chamados assim, pois não destroem nem constroem crosta oceânica, 
há somente movimento lateral de uma placa em relação a outra. Assim, nos limites de 
placa é aonde há cerca de 90% de liberação de energia mantélica. Os outros 10% de 
liberação de energia é patrocinada pela Tectônica de Plumas. 
 A grande maioria das placas tem componentes continentais e oceânicos. 
Somente três placas tectônicas são formadas somente de crosta oceância: Pacífico, 
Nazca e Coco. 
 Uma mesma placa pode apresentar diferentes tipos de limite: pode ter limites 
compressivos, distensivos e transcorrentes. Exemplo: A placa do Pacífico. A placa 
tectônica também se movimenta a velocidades diferentes. Quem controla as diferentes 
velocidades é o cenário tectônico, ou seja, as velocidades diferenciadas estão 
interligadas (não são efeitos isolados). As rochas mais distantes das dorsais são rochas 
mais frias que consequentemente afundam com maior velocidade puxando o restante 
da placa. Então, se a subducção ocorre mais próxima da dorsal, a velocidade de 
subducção será mais lenta pelo fato de as rochas serem mais novas, consequentemente 
mais quentes e mais leves, afundando com maior dificuldade. Regiões da placa do 
Pacífico estão com velocidades maiores que regiões do Atlântico, apesar da dorsal do 
Atlântico ser mais nova que a dorsal do Pacífico. Isso pode ser explicado pelo fato de a 
placa do Pacífico ser inteiramente oceância, enquanto que a placa Sul americana tenha 
uma componente continental que freia o movimento. 
 Conclusões: As placas tem diferentes composições; Dentro de uma mesma placa 
existem diferentes velocidades; Uma mesma placa pode ter vários tipos de limites; As 
áreas e os tamanhos da placas mudam com o tempo geológico: existem placas que estão 
diminuindo, outras aumentando, outras estão estacionárias. A placa do Pacífico está 
diminuido, pois as rochas continentais criadas em zonas de subducção são maiores que 
Michelle Cunha Graça 2 
 
a quantidade de rochas de crosta oceânica criada nas dorsais; a maioria dos limites é de 
subducção. A placa Africana está estacionária, pois os vetores deslocamento estão de 
modo que se anulam, ou seja, não tem um vetor resultante. 
 Geodésia: Através de satélites há ume medição de deslocamentos mínimos com 
relação a um ponto de referência. Depois de um determinado tempo, há um cálculo 
geodésico para achar a velocidade (cm/ano). 
 A tendência futura da Terra é: Mar Mediterrâneo vai fechar; As rochas da 
dorsal do Pacífico podem encostar-se à fossa e a vai se anexar ao continente; Subducção 
do Atlântico. Ou seja, ao fechar esses oceanos há uma formação de um supercontinente: 
Amásia (junção da América com a Ásia). Assim, se a Terra continuar com essa mesma 
dinâmica, sem alteração no calor da mesma, daqui a 250/300 milhões de anos, ter-se-á 
um novo supercontinente. 
 As rochas mais velhas do assoalho oceânico se encontram nas regiões mais 
distantes da dorsal (possivelmente estão localizadas no Pacífico, por ter maiores 
distâncias), com cerca de 190 milhões de anos. Rochas oceânicas mais velhas já foram 
subductadas (Ciclo de Wilson dura cerca de 200m.a.), assim pode-se encontrar rochas 
oceanicas mais antigas em cadeias de montanhas. 
 A dorsal não é uma linha contínua; ela é toda falhada transversalmente, 
cortada e deslocada por causa das zonas de divergência, que tem intensidades 
diferentes em diferentes pontos. Então, no fundo oceânico, nas proximidades das 
dorsais, existem zonas de falhas transformantes (formadas pelos eixos deslocados das 
dorsais) – um tipo de falha transcorrentes; e existem fraturas intraplaca. Em trechos 
específicos das falhas transformantes que se movimentam em sentidos opostos há 
ocorrências de sismicidade. Então, no fundo oceânico, os limites de placa podem ser 
zonas de distensão e zonas de transcorrência; pois o resto são fraturas e fraturas são 
estruturas intraplaca. 
 Existem dois tipos de terremotos nas dorsais: terremotos provenientes das 
falhas transformantes que causam transcorrencia entre as placas, e terremotos nos 
eixos das dorsais, causado pelo movimento de distensão. Tectônica de distensão causa 
falhas normais e verticais, fazendo com que o assoalho oceânico se movimente 
verticalmente, podendo provocar tsunamis ao deslocar a massa d’água adjacente. 
 Assim, o Nordeste brasileiro, principalmente no norte do Ceará e Rio Grande 
dpo Norte há ocorrência de sismos. A proximidade da dorsal do Atlântico pode ser a 
causa. Quando as falhas transformantes se movimentam causando sismos, essas ondas 
sismicas são transmitidas através das falhas criando terremotos de pequenas 
amplitudes no Nordeste do Brasil. 
 As falhas transformantes da dorsal são uma herança da fase rifte: A fase rifte 
além de gerar primeiramente as falhas normais e verticais, formam em um segundo 
momento as falhas transferentes que são resultado do diacronismo. As diferentes taxas 
de estiramente na fase rifte rotaciona a bacia até quebrá-la formando falhas que 
cortam a estrutura em mapa. Assim, muitas dessas fraturas continuam dentro do 
continente, explicando a sismicidade registrada no nordeste brasileiro. Existem os 
Lineamentos de Patos e Pernambuco que são falhas de Leste a Oeste; fraturas que se 
prolongaram para dentro do continente e que servem de conduto para transmitir a 
sismicidade. -> TECTÔNICA REFLEXA. Na região dos Andes há uma placa que está 
tentando descer em direção ao manto, comprimindo e fazendo com que haja uma 
migração para dentro do Brasil causando terremotos de baixa intensidade em Mato 
Grosso, Roraima, Paraná (Reflexo dos Andes). Em certos locais apresentam a 
ocorrência de sismo também pelo fato de a crosta apresentar características favoráveis. 
 Japão: Subducção de crosta oceânica com crosta oceânica. Esse movimento pode 
deslocar a lâmina d’água provocando tsunamis. Existemoutras variáveis para ocorrer 
tsunamis: a distância do litoral, deslocamento da falha, velocidade de deslocamente da 
falha, etc. 
 Morfologia: A dorsal, como já vimos anteriormente, não é contínua. A dorsal é 
falhada, cortada. Podemos também falar que o relevo ao longo da dorsal não é igual por 
Michelle Cunha Graça 3 
 
causa que o calor não é sincrônico. Uma dorsal veio de uma bacia de rifte; se o calor no 
rifte é diacrônico, o calor na dorsal também é. Assim, tiveram zonas do rifte que 
abriram e oceanizaram primeiro e outras depois. As zonas que abriram depois estão 
mais quentes e as as que abriram primeiro estão mais frias. As dorsais que não tem 
mais calor são chamadas de congeladas: rochas mais duras e densas, frias. Aonde está 
mais frio, a crosta entra em subsidências térmica; e como as mais frias são as dorsais 
mais velhas, houve mais tempo de erosão marinha. Então o relevo das dorsais mais 
antigas são menores que os das dorsais mais novas. Assim, as dorsais mais velhas 
estao mais frias, mais pesadas e mais profundas. 
 O relevo padrão de uma dorsal é um rifte dentro do assoalho oceânico. Dentro 
do eixo das dorsais existe um conjuntos de falhas normais e verticais. Esse rifte pode 
estar mais elevado em algumas zonas, mais baixo em outras e mais ou menos erodido, 
a depender da época. O relevo de uma dorsal é mais bem construído quando a 
velocidade de acresção de magma é relativamente pequena. Se a velocidade de acresção 
for muito elevada, logo quando esse magma chega no fundo oceânico se esfria fazendo 
com que haja tempo de construção de relevo. Então, pode-se concluir que as dorsais do 
Arqueano seriam dorsais pouco desenvolvidas em altura, pois no Arqueano existia uma 
intensa liberação magmática nas dorsais devido à grande quantidade de energia da 
Terra naquela época geológica. Velocidades de acresção magmática mais baixas 
permitem uma construção desenvolvida do relevo pela perda de calor mais lenta, 
acrescentando relevo gradualmente. Assim, o relevo das dorsais é controlado pela idade 
das mesmas e pela taxa de acresção de magma. 
 Os sedimentos aumentam de espessura à medida que há um afastamento da 
dorsal por causa da geometria do assoalho oceânico; com a presença de rochas 
magmáticas. O assoalho oceânico é formado com sedimento e rochas vulcânicas. Assim, 
numa zona de distensão onde as dorsais estão localizadas, há uma diminuição da 
pressão fazendo com que a isoterma da astenosfera ascenda. 
 Sedimentação: 01. Camada de lama com predominância de argilas com 
espessura inferior a 1km; 02. Camada vulcânica/basáltica com presença de fratura, 
porosidade (escapa os gases); 03.Camada plutônica representada por gabros; 04. 
Peridotitos mais pesados. Moho dos geofísicos, levando em conta a diferenca de 
velocidade, se encontra entre os peridotitos (8km/s) e gabros (7km/s). A moho dos 
geólogos, que leva em conta a geoquímica, está localizada abaixo dos peridotitos. 
 O magma chega com 700/800 graus Celsius de temperatura e encontra a água 
com 4 graus Celsius. As rochas vulcânicas se contraem, liberam gases gerando fraturas 
e porosidade. Existem choques térmicos tão elevados que a rocha fica totalmente 
afanítica – video vulcânico. 
 A camada 01 é importante para pesquisa mineral (Mar Vermelho). Ao dragar a 
lama, tira-se Ferro, Manganês e eventualmente Ouro e Cobre (lamas metalíferas). Mas 
isso só possivel em dorsais iniciais que são ainda muito quentes. Esses metais saem 
através das dorsais, entram nas fumarolas (fumaças pretas) ascendem e depois descem 
sendo depositados formando as lamas metalíferas. A camada 02 pode ter sulfetos pois 
quando houve o derramamento de magma transformando em rochas vulcânicas, houve 
reações química do enxofre da agua do mar com os minerais metálicos contidos no 
magma. São dois tipos principais de interesse econômico: sulfetos de cobre e zinco. A 
camada de acumulados ultramáficos é a camada mais pesada 04, assim podendo 
concentrar os metais mais pesados, principalmente Cromo, Platina, Níquel e Cobalto. 
Porém é economicamente inviável a exploração desses minerais localizados nessas 
camadas mais profundas. Esses minerais se tornam viáveis economicamente quando a 
placa oceânica sofre subducção e e estão localizados em cadeias de montanhas. Assim, 
esses minérios atualmente estão localizados em zonas de colisão ou em zonas de 
subducção -> Ofiolitos. No entanto não são todas as cadeias de montanhas que 
apresentam fontes de minérios, depende do ângulo de subducção. Se o ângulo de 
subducção for baixo somente a camada 02 subirá. Mas se o ângulo de subducção for 
elevado, todas as camadas podem subir. 
Michelle Cunha Graça 4 
 
 Hidrotermalia: É um tipo de metamorfismo que acontece nas dorsais. A água 
do mar tem grande concentração de íond de sódio, íons de magnésio, íons de cálcio, íons 
de potássio, oxigêncio, gás carbônico, etc, em diferentes proporções. Assim, a água do 
mar com seu íons dissolvidos reagem com os minerais do basalto poroso da camada 02 
(plagioclásio, silicatos de cálcio, sódio e alumínio, magnésio e ferro). A água do mar 
acima da dorsal ascendo em forma de borbulhas e desce nas laterais formando 
correntes de convecção. Essas águas quentes e concentradas com íons irão descerem e 
penetrar nas fraturase reagindo com o basalto. Quando esses basaltos recebem esse 
material hidrotermal e iônico, não consegue ficar estável e metamorfiza. E esses 
materiais neoformados são ricos em água: sericito, albita, carbonato, clorita. Com 
exceção dos carbonatos e dos óxidos, todos são silicatos hidratados (resultado do 
metamorfismo dos minerais primários). 
 Minerais primários do basalto: Plagioclásio -> sericito, albita e carbonato; 
 Clinopiroxênio -> clorita, epidoto e carbonato. 
 Esses minerais hidratados marcam uma nova fase de estabilidade química. 
 Alguns minerais que não conseguiram reagir como Ferro, Mangânes e Ouro vão 
para as fumarolas e depois de depositam na lama. 
 Ofiolitos: pedaços da crosta oceânica em zonas de colisão ou subducção. 
 Anomalias Geofísicas: A partir do eixo da dorsal (que pode servir como um eixo 
de simetria), pode-se ver as mudanças de padrões magnéticos das rochas da crosta 
oceância à medida que se afasta da dorsal por causa das mudandas do magnetismo 
terrestre ao longo dos tempos geológicos. Assim, o campo magnético diferenciado do 
assoalho oceânico foi importante para mostrar que a crosta oceânica se abre e se recria 
nos eixos das dorsais. 
 A geoquímica dos basaltos pode se diferenciar em cada loca devido às variáveis: 
composição química, taxa de fusão do manto, taxa de fracionamento, contaminação 
crustal, etc. Assim, a geoquímica dos basaltos oceânicos é diferente da geoquîmica dos 
basaltos continentais e consequentemente o interesse econômico de cada um também. 
Os basaltos oceânicos interagem com a água do mar enquanto que os basaltos 
continentais interagem com a crosta continental. 
 Zonas de subducção: Forma-se por convergência entre placas. Sem as dorsais 
não haveriam subducções, pois o Ciclo de Wilson é um sequência. Nas subducções são 
criados blocos alto (up) e blocos baixos (down) e podem ser dos seguintes tipos: 
oceânica x continental; oceânica x oceânica. O Círculo de Fogo do Pacífico é formado por 
uma sequência de subducções em seu entorno: na Améria do Sul, na América do Norte, 
Japão, Sumatra, etc. Esse conjunto de subducções criam uma província chamada de 
Cinturão de Fogo; 85% da sismicidade mundial está localizada nessa zona de atrito, 
enquanto que a maior quantidade de magma sai dos eixos das dorsais (maior liberação 
de calor, zona de distensão). 
 Relação das etapas: Rifte x Dorsal: A evolução do rifte é uma dorsal;Dorsal x Zona de Subducção: As dorsais criam zonas de compressão que em 
algum momento entra em um desequilíbrio. Porém existem outras relações 
importantes. (causa/efeito). 
 À medida que a dorsal se aproxima da zona de subducção (rochas das dorsais se 
aproximando da fossa), rochas mais quentes são mais leves, fazendo com que a 
subducção se retarde. Assim, existem mais dois tipos de subducção com relação a 
velocidade desta: rápida e lenta. A subducção rápida ocorre com rochas mais frias e 
consequentemente mais pesadas que estão longe da dorsal. A subducção lenta ocorre 
com rochas mais quentes e menos densas que estão próximas da dorsal. Então pode-se 
concluir que em um ciclo de subducção, a subducção é mais rápida no início e mais 
lenta no fim. 
 
 Compartimentos de uma subducção: Uma subducção cria compartimentos. 
À medida que vai descendo cria na margem uma cadeia de montanha, prisma, arcos. 
Michelle Cunha Graça 5 
 
 Quando a placa oceânica é subductada, à medida que desce 60/70/80 km vai se 
desidratando. Todos aqueles minerais hidratados da crosta oceânica começam a perder 
água quanto mais mergulha em direção ao manto litosférico. Ao liberar água para o 
manto litosférico este funde parcialmente formando os arcos. Ou seja, se não existissem 
dorsais, arcos não existiriam – há uma relação íntima entre todos os ciclos de Wilson. 
Quando a dorsal está entre zonas de subducção, essas zonas também ajudam a abrir a 
dorsal. 
 Esses arcos magmáticos podem ser continentais (subducção oceano x 
continente) ou de ilhas (subducção oceano x oceano). Todos os arcos atuais se foram 
dessa maneira (no Arqueano, não). Existem outras estruturas associadas ao arco: 
Ante-arco (Fore-Arc), localizado próximo da fossa e o Pós-arco (Back-arc), localizado no 
continente, após o arco. Então são três compartimentos importantes dos arcos 
modernos. 
 Cerca de 70% a 80% do petróleo mundial estão nos arcos modernos, mais 
precisamente nas zonas de ante-arco e de pós-arco. O petróleo brasileiro não está nesse 
tipo de estrutura, está numa bacia de margem passiva - tectônica distensiva. Porém, o 
petróleo da Arábia, que predomina no planeta, está nessas áreas de bacia de 
compressão. 
 As dorsais estão localizadas em zonas diferentes, algumas estão mais próximas 
da fossa, outras estão em distâncias intermediárias e outras estão mais longes da fossa. 
Quando a dorsalestá mais próxima da fossa é mais evoluída que a dorsal mais afastada 
da fossa, pois é uma dorsal mais velha com mais tempo de construção, etc. Se a dorsal 
mais próxima é mais evoluída, a placa oceânica anterior a ela já foi totalmente 
subductada. Assim, as histórias de deformação nas diferentes dorsais é diferente. 
Numa dorsal mais próxima, as rochas estão mais quentes que não conseguem descer na 
subducção; só que por outro lado, existe uma grande crosta oceânica pesada puxando o 
restante da crosta em direção ao manto. Então as rochas serão mais comprimidas, 
tendo uma mais taxa de deformação. 
 Se uma placa em subducção desceu rapidamente (subducção inicial), ao chegar 
na astenosfera está mais fria (se desceu lentamente, não chega na astenosfera tão fria 
gerando pouco ou nenhum contraste) que o meio circundante, fazendo com que a 
diferença de temperatura gere uma zona de convecção. Essa zona de convecção pode 
gerar uma bacia de rifte na zona de Back- arck. Porém, se não houver essa corrente de 
convecção gerada por uma rápida subducção, pode-se gerar uma bacia de sinéclise, de 
flexura. Assim, a bacia de back-arc pode ser de rifte ou de sinéclise. Numa mesma zona 
de subducção, podem haver bacias de back-arc mistas, pois as zonas de subducção não 
são iguais. A subducção é diacrônica. As bacias de rifte são zonas de maior 
probabilidade de ocorrência de petróleo, pois o rifte permite folhelhoes marinhos de alta 
espessura – folhelhos geradores. A bacia de sinéclise não permite, pois é mais rasa. A 
bacia de rifte recebeu mais calor, assim, existe uma quantidade favorável de calor para 
transformar a matéria orgância dos folhelhos em óleo. Numa bacia rasa de sinéclise 
talvez não exista calor suficiente para patrocinar esse fenômeno. Numa bacia de rifte 
existem falhas para colocar o gerador lado a lado com o reservatório; com a bacia de 
sinéclise, que não existem falhas significativas, é preciso que haja compressão. 
 Como diferenciar bacias de sinéclise x rifte? Numa bacia de rifte, devido às 
falhas, deve ter uma história de sismicidade e de vulcanismo. Então, pela presença de 
vulcanismo, pode-se encontrar nas bacias de rifte rochas vulcânicas básicas. Tem-se 
também o grande contraste ao se fazer uma seção sísmica na bacia de rifte por causa 
das falhas altas que geram uma grande diferença de velocidade sísmica com origem no 
contraste sedimentos/embasamento. Na bacia de sinéclise isso não ocorre, pois não há 
presença de falhas significativas, sendo a mudança de sedimentação uma mudança 
gradual e suave. Ou seja, as bacias também se diferenciam na posição do 
embasamento, com a bacia de rifte podendo mudar a posição da sedimentação por 
causa da movimentação das falhas. Na bacia de rifte das zonas de back-arc atuais, 
Michelle Cunha Graça 6 
 
podem ocorrer também anomalias de fluxo térmico transmitido através das falhas; 
assim, na bacia de sinéclise isso não acontece. 
 Na procura por petróleo, então, as bacias de rifte são prioridades e as de 
sinéclise são descartadas. Se existirem mais de uma bacia de rifte para serem 
escolhidas, há ainda de se analisar a posição da dorsal com relação ao rifte. Quando a 
dorsal está muito próxima, a bacia pode estar mais comprimida, diminuindo, assim, a 
porosidade das rochas e consequentemente a capacidade do reservatório. No entanto, a 
deformação, em princípio, não é algo desfavorável. As dobras e as falhas fazem com 
que haja uma movimentação dentro da bacia podendo colocar a rocha geradora lado a 
lado da rocha reservatório, possibilitando a transmissão do óleo. Mas essa é uma 
deformação distensiva. Se a bacia não apresentar deformações distensivas, uma 
deformação compressiva adequada pode fazer o papel das falhas normais e verticais na 
geração de petróleo. Por isso que é possível bacias de sinéclise apresentarem reservas 
de petróleo. Mas se essa compressão é exagerada, é desfavorável na geração de 
petróleo. Há também a presença de outras variáveis, como a sedimentação.