Modelos de Rift Geológico

Vá directamente ao modelo Introdução aos Modelos de Rift
Nos últimos 600 milhões de anos a costa oriental da América do Norte sofreu dois eventos de rifting; ou seja, a abertura de duas bacias oceânicas: o Proto-Atlântico (Fase C) e o Atlântico (Fase L). Antes disso, provavelmente houve outros eventos de rifting. A Virgínia e a região do Médio-Atlântico tem um bom registo destas fissuras, mesmo que sejam fragmentadas e por vezes mascaradas por eventos posteriores.
Descobrir e desvendar grandes eventos geológicos requer ter um modelo teórico de como estes eventos ocorrem, e os tipos de rochas e estruturas que geram, para que possamos reconhecer a evidência do que é quando a vemos, mesmo que seja fragmentada e mascarada. Modelos modernos de eventos de fissuras são baseados em uma grande diversidade de informações, desde geofísicas, até evidências de eventos modernos, até evidências de eventos antigos. Estes modelos especificam não só a sequência de eventos e o seu timing, mas também nos dizem exactamente que evidências são necessárias para identificar um evento de fissuras antigas.
É bom, claro, ter o máximo de evidência possível, mas às vezes, se você tiver apenas um pouco da evidência certa que se encaixa inequivocamente no modelo teórico, o evento antigo pode ser reconhecido pelo que ele é, e reconstruído. Além disso, o modelo teórico diz-lhe que evidência adicional procurar, e onde, para reforçar a interpretação.
Algumas vezes temos a ideia de que os cientistas apenas saem a recolher evidência o melhor que podem, e depois tentam fazer sentido dela, o melhor que podem então. Este nunca é o caso. Os cientistas têm sempre uma ideia muito boa do que procuram quando recolhem dados, porque têm uma teoria (um modelo) que lhes diz o que devem procurar. E se eles encontram evidências que não se encaixam na sua teoria, então há uma boa probabilidade de que a sua teoria esteja errada, e uma nova deve ser concebida.
O resultado final é que não existe tal coisa como uma observação imparcial. Nós sempre sabemos o que queremos e esperamos encontrar no mundo natural, embora possamos ficar chocados, ou agradavelmente surpreendidos, por encontrar algo diferente.
É possível ler a história geológica da Virgínia (versão de 16 páginas) sem conhecer os modelos que temos de explicar e fazer sentido, mas a história é muito mais significativa se você souber que os modelos existem, e o que eles dizem. É importante lembrar, porém, que um modelo é apenas um modelo, uma síntese, uma média, um ideal. O mundo natural raramente combina perfeitamente com um modelo e devemos estar prontos para trabalhar com uma certa divergência em relação ao modelo.

Placas Mantle e Hot Spots
Um limite de placas divergentes, onde duas placas litosféricas estão se separando para criar uma bacia oceânica, não existe naturalmente. É criado por um processo de rifting (Fases B e C). Quando totalmente desenvolvidas, os limites divergentes das placas estão sempre localizados dentro e geram bacias oceânicas. À medida que as placas divergem, o magma mafioso escorre do manto abaixo para a fenda ou fenda que se abre para formar uma nova litosfera oceânica, o conjunto ophiolite. Neste modelo de fenda não estamos interessados nos processos que ocorrem ao longo de uma margem de divergência oceânica totalmente desenvolvida. Em vez disso, nós observamos como limites divergentes são criados pela primeira vez durante o rifting de um continente.
Um limite divergente de placa se inicia em algum lugar dentro de uma placa, longe das bordas. A placa pode ser um bloco de cratão continental, ou uma parte da bacia oceânica (secção transversal). Quando o rifting está completo, um novo limite de placa divergente e uma nova bacia oceânica foi criada. A antiga placa única (ou continente) é dividida em duas placas (ou continentes).
A fendilhação é iniciada por plumas magmáticas que sobem das profundezas do manto em direção à superfície. As plumas são distribuídas aleatoriamente sobre a terra; a maioria surge sob um continente ou bacia oceânica, mas algumas podem existir nos limites das placas. Quando a pluma sobe em direção à superfície, ela aquece a litosfera sobrejacente, ou casca externa rígida da terra, fazendo com que ela incha para cima para criar um ponto quente. Geralmente o magma atinge a superfície para causar vulcões no ponto quente. A seção transversal acima mostra tanto um ponto quente continental quanto um ponto quente oceânico.
As plumas causadoras de pontos quentes estão estacionárias no manto; ao contrário das placas sobrepostas que se deslocam continuamente, as plumas não se movem. Assim, quando uma placa se move através de um ponto quente, a atividade tectônica e vulcânica na superfície continua se deslocando. Eventualmente, uma longa cadeia de vulcões pode se formar. As ilhas havaianas são um exemplo de um ponto quente oceânico, e Yellowstone Park um ponto quente continental.
Existem muitos exemplos antigos e modernos de pontos quentes. A maioria é isolada e passa por toda a sua história sem iniciar um evento de fissuras. Algumas vezes, no entanto, vários pontos quentes se juntam e iniciam uma cadeia de processos que resultam em um rifting, uma nova bacia oceânica e um novo limite de placas divergentes. Os processos responsáveis por isso são descritos abaixo nas próximas quatro etapas.

Hot Spot e Thermal Doming
Quando uma pluma de manto atinge a base da litosfera continental ela se espalha criando uma lagoa de magma (veja a seção transversal acima). A litosfera sobrejacente aquece e incha para cima para formar o ponto quente, cerca de 1000 km de diâmetro e 3 a 4 km acima do nível do mar. O mapa à direita mostra uma vista areal (avião) de dois pontos quentes com junções triplas.
Como a cúpula do ponto quente incha sua superfície superior se estende até que a crosta quebradiça (falhas) ao longo de uma série de três vales de fendas irradiando para longe do centro do ponto quente. Estes 3 vales fissurados são uma junção tripla. Idealmente os três vales fissurados irradiam do centro do ponto quente a 120o, mas muitas vezes a junção tripla não é simétrica e os braços podem divergir em ângulos estranhos.
O calor da pluma do manto causa muita atividade vulcânica, mas é de dois tipos. Tubos de magma mafioso (basalto e gabbro) da pluma do lago trabalham seu caminho através da litosfera, eventualmente formando vulcões na superfície. Mas o calor da pluma também aquece a base do continente fazendo com que porções dela derretam para formar magma félico (granito e riolita), que também pode chegar à superfície para formar vulcões. Esta aparência simultânea de magma mafioso e félico é incomum e é chamada de associação bimodal porque dois tipos de magma marcadamente diferentes se encontram mais ou menos simultaneamente. A seção transversal abaixo é uma ampliação ao longo da linha transversal A-B no mapa à direita e mostra o estágio do ponto quente inchado com um vulcão mafioso (basáltico) e batholiths felsic (granítico). Observe também as falhas perto da superfície e os primeiros cavalos e graben.

Um ponto quente isolado pode passar por todos estes processos, . . … e depois simplesmente morrer. A pluma do manto se dissipa, o continente esfria e afunda novamente, a atividade vulcânica pára e os sedimentos preenchem os vales da fenda. No final nada seria visível na superfície para indicar que as fendas e vulcões estão enterrados abaixo da superfície.
Em outras situações, porém, quando vários pontos quentes estão intimamente associados, eles podem se juntar para formar um vale de fendas muito longo. Por exemplo, o mapa acima mostra duas junções triplas definidas para se unir. Se as condições estiverem certas, estas podem então iniciar a formação de novos limites de placas divergentes, e uma bacia oceânica (discutido abaixo).
Quando as junções triplas se juntam, apenas dois dos três braços de cada junção tripla se ligam aos pontos quentes adjacentes. O terceiro braço fica inativo e é, portanto, chamado de um braço falhado (ou aulacogênio) (azul no mapa acima). Após a fenda estar completa e formar uma nova bacia oceânica, os aulacógenos existem como um corte no continente quase em ângulo recto a partir da borda. Muitos aulacógenos antigos são conhecidos, embora a maioria já esteja cheia de sedimentos e não sejam observáveis na superfície. Eles são uma boa evidência de que um ponto quente já existiu. Os sedimentos e vulcões que preenchem um aulacogénio são semelhantes aos processos que operam nas fendas activas.

Foundering of Rift Valley and Marine Invasion
Foundering é o colapso de uma porção da superfície da terra para baixo para formar uma depressão. As fendas axiais são fundações tipicamente de dezenas de quilômetros de largura, com elevações desde o chão da fenda até as cristas das montanhas em ambos os lados de até 4-5 km.

Estruturalmente, os vales de fendas são blocos de garfo (vales criados quando um bloco de terra afunda), bordejados por montanhas de horst de ambos os lados (cavalos são blocos de terra que se movem para cima em relação ao garfo). À medida que a terra se separa, ela racha e deixa espaço, então naturalmente um bloco da terra deslizará para baixo no espaço (o graben). A parte que não desliza para baixo, o horst, está agora mais alta. Como a terra já inchou para cima com o ponto quente, não é necessário que os cavalos se movam para cima, mas é fácil para o graben deslizar para baixo. Este processo ocorre em dezenas de milhares de pequenos passos, cada um criando uma pequena fenda, a soma total da qual estica a terra por muitos quilômetros.
As falhas entre os cavalos e o graben são falhas normais, normais porque é “normal” que um graben caia sob a gravidade. As superfícies das falhas são curvas de modo que os blocos de graben girem à medida que se vão submergindo, prendendo pequenas bacias onde se formam lagos entre o bloco defeituoso e a parede atrás da falha. Muitos dos lagos são muito profundos e, com base nos modernos lagos de fendas, podem ser extremamente salgados ou alcalinos. Nos fundos dos lagos acumulam-se argilas negras e orgânicas ricas porque não há circulação ou oxigénio nas águas profundas.
Tipicamente um grande número de cavalos e graben, de todos os tamanhos. As bordas dos principais cavalos que bordejam o graben axial são os terraços continentais (também chamados de zonas de dobradiças). No interior do graben axial principal estão numerosos cavalos menores e graben.
Também é típico para os meios-graben menores (falha normal em apenas um lado) formarem-se por várias centenas de quilômetros para cada lado do graben axial ou fenda axial (os termos são intercambiáveis).
Inicialmente o fundo do vale axial é subareal, ou seja, acima da água (excepto para lagos), mas à medida que o graben axial subsidia o mar invade criando uma estreita bacia marítima (tornando-o subaquático). Um exemplo moderno de uma fenda nesta fase é o Mar Vermelho.
Os planaltos montanhosos que bordejam os vales da fenda são compostos por rochas ígneas continentais (granitos) félsicas que corroem rapidamente para sedimentos arkosic (ricos em feldspato) grosseiros. A maioria dos sedimentos são depositados em sistemas curtos onde os ambientes mudam rapidamente de terrestres para marinhos profundos. Ao redor das margens da bacia, na base das falhas, os sedimentos acumulam-se em leques aluviais de face íngreme que rapidamente se transformam em rios entrançados, e depois se depositam em leques submarinos. O centro da bacia é frequentemente profundo e anóxico, sendo depositadas argilas negras e sedimentos finamente laminados. Milhares de metros de sedimentos podem acumular-se durante esta fase.

Atividade ígnea é muito comum durante esta etapa, e os fluxos vulcânicos e de lava, às vezes mafiosos, às vezes felsicos, podem se entrelaçar com os sedimentos. Os vulcânicos podem ser piroclásticos (explodidos por vulcões em explosão), ou fluxos mais silenciosos. No entanto, os fluxos podem acumular milhares de metros de espessura. Basaltos de almofada que se formam debaixo de água não são incomuns.
Em um tempo geologicamente curto (~ 10 milhões de anos) os cavalos são erodidos e o graben cheio de sedimentos. À medida que o grande relevo anterior (diferença de elevação) diminui a topografia, e o oceano começa a cobrir a região.
Margem de Divergência das Primeiras Partes

Durante a fenda ativa a crosta continental, aquecida pela pluma do manto, estica-se como tafetá puxado (ou massa de massa tola) e ralos, enquanto as camadas superiores quebradiças falham e se fundem para formar a fenda axial. Tudo isto está sendo sustentado pelo calor da pluma, e o magma mafioso ponderado está muito mais próximo da superfície, tornando mais fácil a erupção. Esta é uma situação muito instável (todo o sistema iria colapsar rapidamente se o calor fosse removido), e os processos contínuos apenas a tornam cada vez mais instável.
Como resultado, logo após o mar inundar a fenda axial, uma grande onda de actividade vulcânica mafiosa começa ao longo de um dos lados da fenda axial. O magma é inicialmente injetado na crosta continental granítica como incontáveis diques basálticos. Formam-se tantos diques, que é difícil decidir quais eram as rochas originais. Esta mistura de granito e basalto injetado é a crosta de transição, porque é a transição entre a crosta continental e a oceânica (ver desenho acima). Este é o início da divisão final do único continente original em dois, e a formação de uma nova bacia oceânica.
A medida que a actividade vulcânica continua, o fosso entre as duas novas margens continentais divergentes aumenta à medida que se separam, e a formação da litosfera oceânica começa. Surge após o surto de magma que surge de uma célula de convecção recém-formada e se injeta na abertura da fenda. Como esta nova rocha ígnea é mafiosa em composição (basalto perto da superfície e gabbro em profundidade), e de alta densidade, ela “flutua” no manto subjacente abaixo do nível do mar. Isto cria a nova litosfera oceânica, chamada suite ophiolite. A uma taxa média de fissuras de cerca de 5 cm/ano, as duas novas margens continentais divergentes podem estar separadas por mil quilómetros em 20 milhões de anos.

No processo de fissuras a fenda axial não é dividida em duas. A iniciação da crosta marítima ocorre de um lado ou do outro da fenda axial. Um continente retém o graben axial e o outro o perde. O resultado é uma assimetria com as novas margens continentais. A margem com a fenda axial tende a ter uma transição gradual para a crosta oceânica, atravessando a fenda axial com os seus cavalos menores e graben. O continente sem a fenda axial desce precipitadamente para a crosta oceânica. Nosso modelo segue o lado do graben axial no oeste (esquerda).
Calor e magma subindo à superfície a partir da célula de convecção permanece concentrado no local da fenda no novo centro da bacia oceânica. À medida que a bacia oceânica se alarga, as margens continentais recém-formadas afastam-se da fonte de calor, e arrefecem. A crosta fria é mais densa do que a crosta quente e logo o terraço continental se afunda abaixo do nível do mar. Estes estágios iniciais são a época de resfriamento e subsidência mais rápida.
Por altura em que a formação de crosta oceânica está bem encaminhada, o graben axial e lateral estão quase cheios de sedimentos. À medida que a nova margem continental subsidia o nível relativo do mar, e a linha de costa começa a transgredir ou a migrar através da margem continental. O mar em transgressão espalha uma camada de areia de quartzo puro como um depósito de praia que cobre toda a região. A areia de quartzo é a primeira evidência clara no registo rochoso de que o terraço continental baixou abaixo do nível do mar e está a estabilizar.
Asso que o mar transgride, o mar fica mais profundo e a praia dá lugar a um ambiente de plataforma próxima à costa, que então se torna um ambiente de plataforma profunda. Este depósito cria uma cunha de espessamento rápido dos depósitos de margem continental divergente (DCM) com uma plataforma, inclinação e subida (ver secção transversal em cima).
Margem Divergente Cheia

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Subsidência devido ao decaimento térmico (a perda de calor da crosta e o consequente aumento da densidade) é rápida no início, mas decresce exponencialmente com o tempo. As margens continentais divergentes levam cerca de 120 milhões de anos para atingir a estabilidade (equilíbrio isostático). O sedimento continua a acumular-se ao longo deste tempo, mais espesso em direcção ao oceano, onde a subsidência é maior, e a desbaste em direcção ao continente. No final, uma cunha sedimentar, de 17 quilômetros de espessura no máximo, está presente. Observe na seção transversal o vulcão que no estágio de ponto quente estava acima do nível do mar está agora muito profundo na terra.
O sedimento depositado na margem continental divergente permanece na sua maioria marinho de águas rasas porque o afundamento e a deposição continuam aproximadamente no mesmo ritmo. Num clima quente junto a uma cratera estável estes podem ser na sua maioria carbonatos (calcários e dolomitas), caso contrário são arenitos e xistos. Se a margem continental se estabilizar antes de algo mais acontecer, o sedimento continua a acumular-se, mas agora acumula-se (progride) sobre o fundo do oceano.
Esta fase final da fenda continuará indefinidamente, ou até que algum outro evento tectónico se intrometa para destruir a margem divergente silenciosa.
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