5 de agosto de 2018

A Terra pulsante - Parte I: O Ciclo de Wilson

Por Marco Gonzalez


Visualização esquemática da crosta oceânica da Terra (parte de poster da NOAA). As cores mais avermelhadas indicam idade mais jovem da crosta.

A história geológica da Terra tem se repetido ciclicamente?

Já em 1968, o geólogo canadense John Tuzo Wilson refletia: "Se a deriva continental tem ocorrido por uma parte considerável do tempo geológico... então uma sucessão de bacias oceânicas podem ter nascido, crescido, decrescido e se fechado novamente".

O Ciclo de Wilson

Procurando sistematizar esses processos de abertura e fechamento de bacias oceânicas, em 1968, Wilson estabeleceu o que passou a ser conhecido como Ciclo de Wilson.  

O Ciclo de Wilson se inicia com uma pluma ascendente de magma que provoca o afinamento da crosta continental sobrejacente com a consequente atuação de forças tectônicas distensivas. Forma-se uma bacia oceânica que continua crescendo a ponto de que uma de suas margens, em processo de subducção, passa a, progressivamente, provocar seu fechamento. Ocorre, a seguir, a colisão dos blocos continentais que, unificados e montanhosos, acabam com o tempo (geológico) sendo erodidos. Então, novamente, outro ciclo se inicia. 

Não sendo interrompido, estima-se que um Ciclo de Wilson leve cerca de 400500 milhões de anos para ser concluído.


Estágios do Ciclo de Wilson, com a localização de exemplos atuais (por Hannes Grobe - adaptado)

Os estágios do Ciclo de Wilson incluem uma fase de abertura (estágios 1 a 3) e outra de fechamento (estágios posteriores) de uma bacia oceânica, podendo ser sumarizados da seguinte forma:
  1. Embrionário: inicia-se o desmembramento da crosta continental, até então estável, como no sistema de rifte do nordeste da África.
  2. Juvenil: a abertura iniciada se conecta com oceano já existente, como no mar Vermelho.
  3. Maduro: forma-se o oceano maduro, como no oceano Atlântico.
  4. Em Declínio: inicia-se o encolhimento da bacia oceânica através de zonas de subducção, como no oceano Pacífico.
  5. Terminal: a bacia se torna estreita e irregular, como no mar Mediterrâneo.
  6. Em Sutura: os blocos continentais colidem e é construída uma cadeia de montanhas, como no Himalaia.
  7. Em Peneplano: a cadeia de montanhas é erodida, como nas planícies do cráton Norte Americano.
Estágio Embrionário

O estágio Embrionário é precedido por um cráton estável com um baixo nível global do mar. A crosta continental está em equilíbrio isostático (em um nível constante no topo do manto). Não há atividade vulcânica nem terremotos até que, sob o cráton estável, surge um hotspot. Acontece, então, o adelgaçamento e o fraturamento da crosta continental, com o desenvolvimento de um rifte. Tal processo divide o continente em dois, com a criação de um novo limite divergente entre as duas placas tectônicas que passam a se separar.

Esquema do estágio Embrionário exemplificado através do rifte da África Oriental entre as placas tectônicas Africana e Somali (Fontes: placas e foto)

O rifte Africano Oriental é um exemplo clássico do estágio Embrionário, mas há outros exemplos como o Midland Valley da Escócia, o graben do Reno e o graben de Oslo.

Estágio Juvenil

No estágio Juvenil, o magma ascendente faz evoluir a dilatação e o fraturamento das rochas acima deleProgride a ruptura do continente com o afastamento das placas tectônicas, formando-se um corpo de água. 

Com a criação de uma bacia oceânica jovem (interior), o nível global do mar passa a se elevar . Essa elevação acontece porque a nova bacia, com crosta quente e rasa, surge às custas de outras mais antigas e precisa acomodar tanta água do mar quanto a das que vão sendo substituídas.

Esquema do estágio Juvenil exemplificado através do mar Vermelho entre as placas tectônicas Africana e Árabe (Fonte: placas e foto)

O resultado do estágio Juvenil é um mar estreito, como o mar Vermelho, aberto entre o nordeste da África e o sudoeste da Arábia.

Estágio Maduro

A medida que se afastam os continentes, a crosta oceânica próxima a eles vai envelhecendo, esfriando e se tornando mais pesada, com consequente afundamento do fundo do mar. O nível do mar está em queda. 

No estágio Maduro, uma grande bacia oceânica se completa entre as margens continentais, com uma dorsal oceânica bem desenvolvida ao longo do limite divergente das placas tectônicas. A medida que essas placas se afastam, o magma ascendente vai produzindo uma trilha de vulcanismo.

Esquema do estágio Maduro exemplificado através do oceano Atlântico entre as placas tectônicas Norte Americana e Sul Americana, à oeste, e as placas Eurasiana e Africana, à leste (Fonte: placas e foto). Na parte inferior, à esquerda, as cores indicam as idades da crosta oceânica com gradação desde vermelho (idades menores) até azul (idades maiores). Na parte inferior, à direita, a foto registra trecho da dorsal Meso-Atlântica (não submersa) na Islândia.

O estágio Maduro tem, como exemplo atual, o oceano Atlântico. A constatação da abertura do oceano Atlântico foi decisiva na formulação da teoria do Ciclo de Wilson.

Estágio em Declínio

No estágio em Declínio, zonas de subducção se formam, como características dos limites convergentes entre placas tectônicas, e a bacia oceânica inicia seu fechamento. Essas zonas de subducção podem se formar em qualquer parte da bacia e em qualquer direção, subjugando-a ao longo do tempo geológico e, assim, condenando-a ao desaparecimento.

Enquanto a subducção está consumindo o fundo oceânico antigo, o nível do mar se eleva. Ao alcançar o fundo oceânico jovem e a passar a consumi-lo também, o nível do mar torna a cair.

Esquema do estágio em Declínio exemplificado através do oceano Pacífico envolvendo a placa tectônica do Pacífico em vizinhança com diversas outras (Fonte: placas e foto)

O estágio em Declínio segue mantendo o ciclo em andamento com zonas de subducção ativas, como é o caso do oceano Pacífico e seu conhecido Anel de Fogo.

Estágio Terminal

No estágio Terminal, os continentes estão prestes a colidir e o corpo de água se torna estreito e irregular. Enquanto ocorre o metamorfismo nas zonas de subducção, nas profundezas dessas zonas o magma continua sendo gerado, como no estágio anterior, formando vulcões e um relevo montanhoso. 

Esquema do estágio Terminal exemplificado através do mar Mediterrâneo entre a placa tectônica Africana e diversas outras (Fonte: placas e foto)

O estágio Terminal é caracterizado por uma topografia de forte contraste altitudinal entre o mar e as montanhas, como é o caso do mar Mediterrâneo. Há um complexo de ilhas e cadeias montanhosas jovens circundando um corpo de água em contração. Antes de desaparecer, o mar continua a se encolher na iminência (em tempo geológico) da colisão dos continentes.

Estágio em Sutura

No estágio em Sutura, os continentes colidem, desenvolvendo-se uma cadeia de montanhas. A bacia oceânica remanescente é completamente subduzida

O nível do mar se torna cada vez mais baixo já que toda a crosta oceânica pré-existente à colisão foi sendo consumida, restando apenas restos dela que serão finalmente incorporadas ao manto.

Esquema do estágio em Sutura exemplificado através da cordilheira do Himalaia entre as placas tectônicas Indiana e Eurasiana (Fonte: placas e foto)

O Himalaia é um exemplo clássico de um sistema orogênico gerado através da colisão entre continentes, evidenciando as forças tectônicas associadas ao Ciclo de Wilson.

Estágio em Peneplano

No estágio em Peneplano é formado um cráton continental estável. Com a evolução da cadeia de montanhas, a crosta continental aumenta de espessura com rochas com grande diversidade e leves. A erosão que peneplaniza o relevo rebaixa a crosta ao nível do mar e o ciclo é finalizado.


Esquema do estágio em Peneplano exemplificado através do Escudo Canadense, parte exposta do Cráton Norte Americano, localizado na placa tectônica Norte Americana (Fontes: placa, cráton e foto)

O cráton Norte Americano, de dimensões continentais, constitui o embasamento de grande parte da América do Norte e da Groenlândia. O escudo Canadense é a parte exposta do cráton Norte Americano. Possui uma superfície levemente ondulada, ou seja, uma peneplanície, formada pela erosão das antigas rochas do cráton há cerca de 800 milhões de anos. Constitui um ótimo exemplo do estágio em Peneplano do ciclo de Wilson.

O Ciclo de Wilson em vídeo


O Ciclo de Wilson (Por ARTEMIS@MIT - Arte: Krista Sapton - Geologia: Taylor Perron - Produção e direção: Violeta Ivanova)

Os níveis do mar e de CO₂, a vida e o clima

O ciclo de abertura e fechamento de bacias oceânicas proposto por Wilson está relacionado às flutuações do nível global do mar, conforme mencionado. Em resumo, supondo constante a quantidade de água na Terra desde sua formação há cerca de 4,5 bilhões de anos, o nível global do mar tende a se elevar nas derivas continentais e se tornar mais baixo quando os continentes estão agregados.

Uma das causas da flutuação do nível global do mar é a diferença entre as crostas oceânicas e continentais. A crosta oceânica, com suas rochas basálticas, é mais densa que a crosta continental, com suas rochas graníticas. A abertura das bacias oceânicas, logicamente, aumenta a proporção das crostas oceânicas em relação às continentais. Além disso, a densidade da crosta oceânica aumenta à medida que esfria e, assim, vai afundando no manto sob seu próprio peso, aumentando também a profundidade do corpo de água.

A diferença de densidade entre as crostas também faz com que as placas continentais, por serem mais leves, cavalguem com mais facilidade as oceânicas nos limites convergentes. Portanto, são as crostas oceânicas que são consumidas nas zonas de subducção quando do fechamento das bacias oceânicas. Neste processo, logicamente, diminui a proporção das crostas oceânicas em relação à continentais.

Mas há outras causas para a flutuação do nível global do mar, que também afetam o clima da Terra.

Estima-se que grandes quantidades de CO derivadas do manto sejam armazenadas na crosta inferior no estágio final de união dos continentes. Com a quebra da crosta continental, aquele CO é liberado na hidrosfera e, posteriormente, devido ao calor dos fundos oceânicos jovens, segue para a atmosfera. Assim, o clima se torna mais quente e, com o clima aquecido, as calotas polares tendem a derreter contribuindo também para a elevação do nível global do mar. 

Com a abertura das bacias oceânicas, na dispersão dos blocos continentais, jovens fundos oceânicos pouco profundos são formados através do rifteamento. Mares pouco profundos criam condições mais favoráveis à vida marinha com grande diversidade de espécies. 

No fechamento das bacias oceânicas, o nível global do mar e o nível de CO₂ continuam sendo afetados. O vulcanismo associado às zonas de subducção, como todo vulcanismo, emite CO₂ para a atmosfera e, na montagem continental, o nível global do mar inicialmente sobe e depois cai, conforme mencionado, com a subducção consumindo antes o fundo antigo (mais denso) e após o jovem (menos denso) dos oceanos. Com a colisão continental, o nível global do mar continua a cair, os níveis atmosféricos de CO declinam e o clima é resfriado. 

Reflexões

A teoria do Ciclo de Wilson ajuda a entender a evolução geológica da Terra contada através da deriva e da junção de placas tectônicas, fragmentando e montando supercontinentes? 

Perdemos informação quando não pensamos a geologia sob um enfoque sistêmico, envolvendo a hidrosfera, a atmosfera e a biosfera, além da geosfera

A movimentação das placas tectônicas é totalmente governada pelo acaso ou é possível, em larga escala, identificar um processo cíclico regular com diversos e específicos ciclos a ser considerados? 

O que move o que se move?

Artigos relacionados

A Terra pulsante - Parte II: Os ciclos dos supercontinentes

A Terra pulsante - Parte III: O ciclo das rochas

A Terra pulsante - Parte IV: Outros ciclos da natureza


2 comentários:

victor suckau disse...

Muito interessante...Faz todo o sentido. Planeta sempre dinâmico...

Nelson Amoretti Lisboa disse...

Marco, o Ciclo de Wilson trouxe nova luz e apoio para os modelos de desenvolvimento do relevo , muito desacreditados pela geomorfologia quantitativa do fim do século XX, Nas fases deste ciclo global, tem lugar para o modelo de peneplanação de Davis, Modelo de pediplanação de Penck-King, modelo de Etchplanação de Budel e equilíbrio dinâmico de Hack.
O teu texto sobrea Tectônica de placas é muito compreensivo e bem ilustrado.
A relação da Tectônica de Placas com oss modelos de desenvolvimento do relevo a longo prazo é bem exposta em Global Geomorphology (M. A. Summerfield 199...).
Chamo a atenção para esta veia da Geomorfologia porque sei do pouco que a UFRGS ofereceu para voces neste importante campo das ciências da Terra.
Forte abraço.
Lisboa