A identificação dos ofiolitos clássicos, com seus layers bem definidos, trouxe uma contribuição imensurável para a compreensão da formação da crosta oceânica. No entanto, ao redor do mundo, as margens passivas apresentam configurações diferentes, e muitas vezes o conceito de layers bem definidos para a crosta oceânica acaba prejudicando a interpretação destas margens. Por isso, é necessário ampliar o conhecimento sobre as variações possíveis da crosta resultante de uma abertura continental.
Em geral, os ofiolitos são definidos pela tríade de Steinmann. São formados em ambientes de back-arc, fore-arc, ou de zonas de espalhamento oceânico (Manatschal e Müntener, 2009).
Os ofiolitos clássicos representam bem a crosta oceânica do tipo Penrose. Por outro lado, esta configuração definida e homogênea atribuída à crosta oceânica causa confusão no momento em que o intérprete tenta ajustar este modelo 3-layered à todos os tipos de margens. Isto porque esta definição de crosta oceânica implica no entendimento errôneo de que a transição continente-oceano é sempre brusca e bem definida (Manatschal e Müntener, 2009). Em métodos potenciais, basta lembrar do antigo COB (Continent-Ocean Boundary), que era marcado como uma mudança brusca do dado Bouguer em direção ao oceano, às vezes acompanhado pelo aumento brusco de amplitude no dado magnético. Hoje em dia, não é tão simples determinar onde a crosta oceânica bem formada começa.
No caso de margens magma-poor, formadas em regime lento de separação continental, serão formadas crostas com configuração diversa de um crosta oceânica basáltica (veja diferentes tipos de acreção crustal aqui; Manatschal e Müntener, 2009; Dick et al., 2006), como se esperaria seguindo os modelos clássicos para crosta oceânica. Neste caso, por exemplo, o volume de magma básico sin-rifte é radicalmente menor. Os derrames são de ocorrência escassa e de baixa extensão, se comparados a derrames presentes nas margens vulcânicas. Também as formas de emplacement são diferentes, como por exemplo, bolsões dentro de uma matriz de rocha mantélica rasa (Picazo et al. 2016), ou infiltrações tanto na base da crosta continental distendida como no manto raso (Aragão et al. 2017). Neste cenário de margem magma-poor, o manto raso poderá ser aflorante.
Todas estas peculiaridades trazidas pelo novo entendimento das margens passivas gera consequências para os estudos passados. Isto porque, se considerarmos os tipos de crosta que podem estar presentes no fundo oceânico atual, os ofiolitos presentes no registro geológico continental também irão ser de diversos tipos, de acordo com a velocidade de espalhamento do fundo oceânico pretérito.
Com isso, é importante que os intérpretes tenham em mente os diferentes tipos de crostas que resultam da variação da velocidade de espalhamento, para interpretação de margens atuais e antigas.
Em geral, os ofiolitos são definidos pela tríade de Steinmann. São formados em ambientes de back-arc, fore-arc, ou de zonas de espalhamento oceânico (Manatschal e Müntener, 2009).
Os ofiolitos clássicos representam bem a crosta oceânica do tipo Penrose. Por outro lado, esta configuração definida e homogênea atribuída à crosta oceânica causa confusão no momento em que o intérprete tenta ajustar este modelo 3-layered à todos os tipos de margens. Isto porque esta definição de crosta oceânica implica no entendimento errôneo de que a transição continente-oceano é sempre brusca e bem definida (Manatschal e Müntener, 2009). Em métodos potenciais, basta lembrar do antigo COB (Continent-Ocean Boundary), que era marcado como uma mudança brusca do dado Bouguer em direção ao oceano, às vezes acompanhado pelo aumento brusco de amplitude no dado magnético. Hoje em dia, não é tão simples determinar onde a crosta oceânica bem formada começa.
No caso de margens magma-poor, formadas em regime lento de separação continental, serão formadas crostas com configuração diversa de um crosta oceânica basáltica (veja diferentes tipos de acreção crustal aqui; Manatschal e Müntener, 2009; Dick et al., 2006), como se esperaria seguindo os modelos clássicos para crosta oceânica. Neste caso, por exemplo, o volume de magma básico sin-rifte é radicalmente menor. Os derrames são de ocorrência escassa e de baixa extensão, se comparados a derrames presentes nas margens vulcânicas. Também as formas de emplacement são diferentes, como por exemplo, bolsões dentro de uma matriz de rocha mantélica rasa (Picazo et al. 2016), ou infiltrações tanto na base da crosta continental distendida como no manto raso (Aragão et al. 2017). Neste cenário de margem magma-poor, o manto raso poderá ser aflorante.
Todas estas peculiaridades trazidas pelo novo entendimento das margens passivas gera consequências para os estudos passados. Isto porque, se considerarmos os tipos de crosta que podem estar presentes no fundo oceânico atual, os ofiolitos presentes no registro geológico continental também irão ser de diversos tipos, de acordo com a velocidade de espalhamento do fundo oceânico pretérito.
Com isso, é importante que os intérpretes tenham em mente os diferentes tipos de crostas que resultam da variação da velocidade de espalhamento, para interpretação de margens atuais e antigas.
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