Definição Forçada Da Margem Continental Rifada

TECNOLOGIA DA PLACA: Aula 3 O CICLO DE WILSON: RIFTING E O DESENVOLVIMENTO DAS BACIAS DO OCEANO À medida que o conceito de expansão do solo marinho ganhou aceitação no final dos anos 60, as conseqüências para a geologia gradualmente começaram a surgir. Um dos primeiros a reconhecer como a tectônica de placas poderia ser aplicada ao registro geológico foi J. Tuzo Wilson. Se os continentes se separarem para formar bacias oceânicas, outros oceanos devem fechar. Isso pode ser repetido ao longo da história da Terra. Exemplo: o oceano IAPETUS entre a Escócia inglesa Escócia no Paleozoico Inferior, fechado na Caledônia mais tarde, a abertura do Atlântico, quase no mesmo lugar. O ciclo é conhecido como o Ciclo de Wilson: (1) 9Rifting de continentes por diapirismo do manto (2) 9Contração continental, formação de amplificador de espalhamento do fundo do mar das bacias oceânicas (3) 9Fechamento progressivo das bacias oceânicas por subdução da litosfera oceânica (4) 9 Colisão continental e Fechamento final da bacia oceânica Os dois diagramas abaixo (Figs 1 amp 2) ilustram alguns conceitos simples (se velhos) de rifting continental (por exemplo, o continente de Gondwana) no início do ciclo de Wilson. Uprising plume causa dominga de crosta com câmara de magma desenvolvendo por baixo. À medida que a extensão continua, uma bacia oceânica se forma, e seqüências sedimentares grossas se desenvolvem em margens continentais à medida que os rios despejam sedimentos em águas profundas. No entanto, na realidade pode ser um pouco mais complexo. RIFTING CONTINENTAL: junções triplas rrr e RRR Quatro estágios principais podem ser reconhecidos no desenvolvimento tectônico de uma margem passiva rifted típica: (1) O estágio RIFT VALLEY envolve a formação precoce do graben antes da separação continental. Este estágio pode ser associado à elevação do domo causada pela experiência do material quente do manto superior - mas essa elevação não é onipresente e pode estar conectada com hotspots de manto subjacentes. Exemplo: Vale do Rift Africano. (2) O estágio JUVENIL, que dura cerca de 50 my após o início do espalhamento do fundo marinho, enquanto os efeitos térmicos ainda são dominantes. Este estágio caracteriza-se por uma subsidência regional rápida da prateleira externa e inclinação, mas pode haver uma maior formação de grava. Exemplo: Mar Vermelho. (3) O estágio MADURO durante o qual a subentendência regional mais moderada pode continuar. Exemplo: a maioria das margens continentais continentais presentes. (4) O estágio FRACTURE quando a subção começa e termina o histórico da margem continental. FIG. 3. Acredita-se que o continente africano tenha sido dividido por uma série de vales de rift em vários estados de desenvolvimento. Aqueles no leste da África ainda estão em crosta grossa. Aqueles na África Ocidental estão associados a sedimentos espessos que suportam petróleo. Na área do Mar Vermelho, o rifting chegou a formar um oceano estreito. No sudeste de Madagáscar foi completamente separado da África por rifting. Existem vários exemplos da Etapa 1. O Vale do Rift da África Oriental é o exemplo clássico. Mas também o Midland Valley of Scotland, o Rhine Graben, o Oslo Graben. Essas fisuras nunca ultrapassaram o estágio 1. Comumente, o vulcanismo associado a essas fendas é altamente alcalino e subaturado em sílica. O que inicia o rifting Tem sido considerável a discussão ao longo dos anos. Alguns atribuíram-se ao aumento da dominação da crosta em um ponto quente, certamente partes do sistema de rift E africano são muito elevadas, em comparação com outros setores, sugerindo que a cúpula reflete uma pluma de manto de baixa densidade quente subjacente. Em outros casos, modelos geofísicos sugerem que o manto asenoesférico está subindo para altos níveis abaixo da fenda. No entanto, também é evidente que o rifting pode ocorrer sem elevação extensiva em tais casos, podem ser os processos convectivos na astenosfera subjacente que estão causando a extensão. Para separar um continente, precisa das fendas associadas a várias cúpulas térmicas possíveis para se unir. Morgan (1981, 1983) sugeriu que, à medida que os continentes se desviam lentamente por pontos de acesso, os pontos hotspins enfraquecem a placa - como um trem de sopro na base - e essas zonas enfraquecidas se tornam os locais de rifting continental. Burke amp Whiteman (1973), seguindo a hipótese de domingos, sugeriu que, nessas regiões domo, três fendas se desenvolveriam, formando uma junção tripla rrr. Embora seja possível que todas as três fendas possam se transformar em um oceano (RRR), é mais provável que duas dessas fendas se tornem um oceano (RRr), deixando a terceira fenda como um braço falido. Eles demonstraram que, em muitos continentes, foi possível reconhecer essas junções RRr. A falha do braço falhado acabaria por diminuir à medida que a anomalia térmica decairia e se tornaria o local de uma grande bacia de deposição, ou um importante canal do rio e delta. O Benue Trough na Nigéria é considerado um exemplo de um braço falido após a abertura do S. Atlântico. Quando os oceanos eventualmente fecham, é possível reconhecer esses braços falhados como bacias de deposição orientadas perpendiculares ao cinturão de montanha de colisão (a maioria das bacias tendem a ser alinhadas paralelamente aos cintos de montanha). Estes são chamados de aulacógenos. FIG. 4. A. Domingos por uma pluma do manto associada à vulcanicidade. B. Rifting (rrr junction) é iniciado. C. O desenvolvimento adicional resulta em duas das fendas que se desenvolvem em um oceano, a terceira é um braço falido (aulacogênio). D. Menos provável é que os três braços se desenvolvam em oceanos. E. Uma situação comum é que o braço falido se desenvolve em um importante sistema fluvial que alimenta a margem continental. F. A expansão dos oceanos em uma terra finita não é possível: deve haver subdução de placas, em algum lugar, em algum momento. G. Encerramento dos oceanos resulta em desenvolvimento do arco da ilha acima da zona de subdução. H. O encerramento contínuo resulta em colisão com grandes cintos de dobra e aperto. Mas, muitas vezes, o braço falido (aulocogênio) ainda é preservado. Desenvolvimento de Rifts continentais As idéias iniciais sobre o desenvolvimento de fendas são conceitualizadas no diagrama mostrado na Fig. 5. Isto é baseado no sistema de rift africano, onde existe um magmatismo de rift significativo. Existe uma extensão notável, mostrada pelo alargamento do bloco do diagrama em pelo menos 50 km. Ao mesmo tempo, há elevação ou subida do manto mais dúctil, especialmente a astenosfera. A crosta, e particularmente a crosta superior, é suposto agir de forma frágil. FIG. 5a. Formação progressiva de um vale de rift através da extensão da litosfera e da crosta continental (cerca de 50 km). Note-se que a extração e descompressão da astenosfera subjacente resulta na formação de magma. A crosta responde por fratura quebradiça. Os primeiros sedimentos de rift são prejudicados na fenda em desenvolvimento (graben). A erosão ocorre nos lados do vale do rift. O primeiro estágio pressupõe que as falhas semelhantes a grava começam a se formar na crosta frágil. O segundo estágio mostra o estreitamento simultâneo da litosfera com o surgimento de uma aspirona diapir. A descompressão associada com o último faz com que o derretimento do manto dê magmas basálticos alcalinos. Os sedimentos pré-existentes são prejudicados no graben. O terceiro estágio é acompanhado por uma extensão significativa e por uma maior experiência na astenosfera. O último causa cúpula da crosta (o que é evidente ao longo do sistema de rifação E. Africano, mas é devidamente desenvolvido. Novos sedimentos são depositados dentro do graben como resultado da erosão dos lados de elevação do graben. Portanto, há pré - Os sedimentos de rift e syn-rift no vale do rift em desenvolvimento, mas os sedimentos nos flancos são progressivamente erodidos. Observe a complexa falha normal dentro do próprio vale do rift. O quarto estágio (Fig. 5b abaixo) mostra realmente o rifting, além de O continente, de modo que a astenosfera se eleva para a superfície, causando descompressão e fusão extensível. É formada uma nova crosta oceânica basáltica. Finalmente, a propagação do fundo do mar assume a medida que a bacia oceânica se alarga. A sequência sedimentar da fenda é enterrada sob os sedimentos marinhos mais jovens. . Neste diagrama, os sedimentos no margem continental são mostrados como não muito espessos. Isso ocorre porque o modelo é baseado no sistema de Rift do Leste Africano, que não possui uma grande quantidade de assassinato Com rifting. No entanto, outras sequências de margens continentais rifted são muito diferentes, com sequências sedimentares espessas. Sedimentos da plataforma continental A situação real nas margens continentais passivas é mostrada na Fig. 6 (abaixo). Isto é típico de uma série de secções transversais da crosta em toda a plataforma continental da costa atlântica do leste da América do Norte, projetada até 30 km - baseada em grande parte na evidência gravitacional e magnética, além de alguns perfis sísmicos - e alguma extrapolação da terra Geologia baseada em furos profundos. O ponto crítico é a enorme espessura dos sedimentos mesozoicos e terciários, aqui mostrada como quase 15 km, mas em outras secções transversais isso pode ser ainda mais grosso. Note-se que, no fundo desta pilha, há vulcanis e sedimentos vulcanogênicos e evaporites, que provavelmente são águas rasas. Além disso, as estruturas massivas de recifes de carbonato, que também devem ser águas rasas, mas também devem indicar subsidência progressiva. Lento o suficiente para que a sedimentação de águas rasas possa acompanhar o ritmo. Em muitas partes da plataforma continental, ao largo desta costa leste dos EUA, há uma grande estrutura magnética paralela a costa, possivelmente uma grande intrusão. Mas sua idade é desconhecida. FIG. 6. Perfil da estrutura profunda da plataforma continental na costa atlântica do leste da América do Norte - típica das margens continentais passivas. (Com base na gravidade, magnetismo e dados sísmicos) Os pontos críticos em relação a este perfil são (a) a grande espessura de sedimentos pós-rift da idade mesozoica-terciária, até 15 km, e (b) que a maioria desses sedimentos são superficiais, Tipo de água. Nota: vulcânicos e evaporites e recifes (ou bancos de carbonato) Rift Continental: depressão tectônica alongada com a qual a litosfera inteira foi modificada em extensão Sistema de Rift: série de fendas interligadas tectonicamente Rift Moderno: uma fenda que é teconicamente ou magmaticamente ativa Paleorift: A Ruptura morta ou inativa Braço falhado: ramo de uma junção tripla não desenvolvida em uma bacia do oceano Aulacogênio: Paleorift na plataforma antiga que foi reativada por deformação compressional Rifting ativo: Rifting em resposta ao upwelling térmico da astenosfera Rifting passivo: Rifting em resposta a Campo de estresse remoto Rifts e Mineralization Rifting estruturas são muitas vezes bons sites para mineralização. Isso ocorre por três razões: (1) Eles podem ser os locais de sedimentação clástica grossa. Esses sedimentos possuem grandes quantidades de água salgada intergranular (salmoura). As salmoura podem estar em contato com a redução dos sedimentos, como os xistos carbonosos, também um suprimento pronto de sulfurosulfato. À medida que os sedimentos são compactos, essas salmoura são expulsas e podem se mover lateralmente para grandes distâncias até que elas subam as falhas da fenda. Tendo sido enterrado profundamente, as salmouras ficam quentes e podem ser muito corrosivas. Então, na rota, eles podem dissolver quantidades consideráveis ​​de metais. No entanto, quando eles levantam as falhas da fenda e esfriam, esses metais serão precipitados. Isso pode ser aumentado porque a água meteórica oxidante (águas subterrâneas) também pode penetrar essas falhas, então os metais serão precipitados quando os dois se encontrarem. (2) As estruturas de Rift também são zonas quentes termicamente anômalas. Isso ocorre porque eles são freqüentemente subjacentes a intrusões ígneas - plutônicos de granito (ou talvez, em alguns casos, gabro). Este calor magmático conduz os sistemas hidrotermais. É importante ressaltar que esses sistemas hidrotermais podem durar vários milhões de anos, de modo que os fluidos quentes desses sistemas hidrotermais podem lixiviar as rochas dentro do sistema de rift e precipitar os metais mais lixos mais perto da superfície. Como as estruturas de rift permanecem estruturas topograficamente baixas durante várias dezenas de milhões de anos, essas concentrações de metais podem ser preservadas, sem serem corroídas por longos períodos. (3) As zonas de rift podem ser os locais de rocas diversas, particularmente lavas basálticas, que podem liberar seus metais em alterações hidrotérmicas. No entanto, como as falhas da fenda podem se estender muito profundamente (bem no manto superior em alguns casos), também pode haver um componente de fluidos profundos e metais no sistema hidrotermal. Referências As referências abaixo irão levá-lo a algumas discussões sobre o Rift e o Wilson Cycle: BAKER, B. H. MOHR, P. amp WILLIAMS, L. A.J. 1972. Geologia do sistema de rift oriental da África. Livro Especial da Sociedade Geológica da América 136. 1-67. BOSWORTH, W. 1985. Geometria de propagação de distorções continentais. Natureza 316. 625-627. BOSWORTH, W. 1987. Vulcanismo fora do eixo na fenda de Gregory, África Oriental: implicações para modelos de rifting continental. Geologia 15. 397-400. BOTT, M. H.P 1995. Mecanismos de fragmentação: modelagem geodinâmica de sistemas de riffs continentais. Em: K. H. Olsen (ed.) Fragmentos continentais: evolução, estrutura, tectônica. Desenvolvimentos em Geotectônica. 25. 27-43. Elsevier, Amsterdam BRAILE, L. W. KELLER, G. R. WENDLANDT, R. F. MORGAN, P. amp KHAN, M. A. 1995. O sistema East Rift Africano. Em: K. H. Olsen (ed.) Fragmentos continentais: evolução, estrutura, tectônica. Desenvolvimentos em Geotectônicos, 25. Elsevier, Amsterdã BURKE, K. amp. DEWEY, J. F. 1973. Pluma gerou junções triplas: indicadores-chave na aplicação de tectônicas de placas em rochas antigas. Journal of Geology 81. 406-433. BURKE, K. amp WHITEMAN, A. J. 1973. Uplift, rifting e ruptura da África. Em TARLING, D. H. amp RUNCORN, S. K. (Eds) Implicações da deriva continental para as ciências da terra. Academic Press, Londres. 735-755. DEWEY, J. F. amp BURKE, K. 1974. Hotspots e separação continental: implicações para a orogenia colisional. Geologia 2. 57-60. DUNCAN, C. C. Amp TURCOTTE, D. L. 1994. Sobre a dissolução e coalescência dos continentes. Geologia 22. 103-106. GURNIS, M. 1988. Convecção do manto em larga escala e agregação e dispersão de continentes. Natureza 332. 695-699. MORGAN, W. J. 1981. Trilhas de pontos e a abertura dos oceanos atlântico e indiano. Em Emiliani, C. (ed) The Sea. Volume 7. 443-487. Wiley, Nova York. MORGAN, W. J. 1983. Trilhas de pontos e o início do rifting do Atlântico. Tectonofísica 94. 123-139. MURPHY, J. B. amp NANCE, R. D. 1992. Cintos de montanha e ciclo supercontinente. Scientific American 266. 84-91. OLSEN, K. H. Amp MORGAN, p. 1995. Introdução: Progresso na compreensão das falhas continentais. Em: K. H. Olsen (ed.) Fragmentos continentais: evolução, estrutura, tectônica. Desenvolvimentos em Geotectônicos, 25. 3-26. Elsevier, Amsterdão SPOHN, T. amp SCHUBERT, G. 1982. Deslizamento convectivo da litosfera: um mecanismo para a iniciação do rifting continental. Journal of Geophysical Research 87. 4669-4681. BRANCO, R. S. Amp McKENZIE, D. P. 1989. Magmatismo nas zonas de rift: a geração de margens continentais vulcânicas e basaltos de inundação. Journal of Geophysical Research 94. 7685-7730. WILSON, J. T. 1966. O Atlântico fechou e depois reabriu a Nature 211. 676-681.Fig. 1. Relações simplificadas em uma margem continental. Pode haver mais de 10 km de sedimentos de águas rasas na margem que implicam uma descida lenta. Como as margens continentais passivas são aquelas associadas ao rifting continental e a posterior formação de bacias oceânicas. Eles diferem das margens continentais ativas que estão associadas à subdução. As plataformas continentais ao redor do Atlântico são margens passivas típicas: no entanto, existem algumas diferenças bastante grandes na morfologia das margens continentais ao redor do Atlântico: as razões para as quais não são totalmente compreendidas (mas ver White et al. 1987 White amp McKenzie 1989). Há, naturalmente, um interesse considerável nas margens continentais devido ao seu potencial como grandes reservatórios de petróleo. Por isso, tem sido aprendido nos últimos anos. Um aspecto das margens continentais que sempre foi intrigante é a existência de seqüências sedimentares muito grossas, mas de águas rasas. Pode haver até 15 km de sedimentos mesozoicos e posteriores em algumas margens continentais que fazem fronteira com o norte do Atlântico. Como essas seqüências muito grossas podem ser reconciliadas com uma progressão progressiva e progressiva Ao longo dos anos, várias idéias (resumidas em Bott 1979, 1982) foram apresentadas: hipotese de carga por gravidade. Isso atribui subsidência à carga de sedimentos (efetivamente substituindo a água do mar por sedimentos mais densos) e baseia-se na isostação. A quantidade de subsidência depende da densidade relativa da água do mar (1.03), do sedimento (2.15 2.55) e do manto subjacente (3.3). Se o mar estiver cheio de sedimentos, então, em teoria, uma espessura de sedimento de mais do dobro da profundidade inicial pode se desenvolver. Na verdade, uma espessura total de 14 km pode se formar perto da base da inclinação inicial. Se a litosfera é tratada como elástica, o downwarping pode prolongar cerca de 150 km além da carga local de sedimentos. Veja a Fig. 2 abaixo. Problema. Este mecanismo não é facilmente reconciliado com sequências substanciais de sedimentos de águas rasas. Só pode funcionar se os sedimentos fossem depositados inicialmente em águas profundas. Se a profundidade inicial da água for inferior a 200 m, o efeito de carregamento do sedimento é insignificante. FIG. 2. Hipótese de carga de gravidade. Isso depende da substituição da água de baixa densidade por sedimentos de maior densidade. Hipótese térmica. Isso pressupõe que a litosfera continental perto da margem do embrião é aquecida no tempo do rifting continental - isso reduz a densidade da litosfera permitindo elevação isostática. Posteriormente, à medida que o oceano se alarga, a litosfera esfria com a escala de tempo de ca. 50 meu e diminuirá para a posição original. No entanto, se a erosão ocorreu durante o estágio de elevação, a subida real pode ocorrer, aumentada pelo carregamento de sedimentos. FIG. 3. Hipótese térmica do sono. Este foi o primeiro a reconhecer que aquecer o manto (por uma pluma ou o que quer que fosse) poderia produzir elevação crustal substancial (e erosão), seguido de subsidência térmica. Compare os modelos por McKenzie e Wernicke mais tarde. Problema. Mesmo com uma elevação inicial extrema de cerca de 2 km, a quantidade de subsidência, mesmo com o carregamento de sedimentos, não é muito superior a 2 km. Portanto, não é capaz de explicar sequências grossas de mais de 5 km. Uma modificação deste modelo térmico pressupõe que o evento térmico transforma a base da massa em conjuntos minerais de granulite mais densos, que também podem ser invadidos pelo magma básico. Se isso causar um aumento na densidade de 0,2, pode-se calcular que a profundidade máxima de sedimento permitida seria apenas de cerca de 3 ou 4 km. Assim, insuficiente para explicar grandes espessuras de sedimentos. FIG. 4. Modificação da hipótese térmica de acordo com Falvey (que argumenta que o aquecimento causará a formação de granulite denso). Problema. Tais modelos prevêem uma lacuna de muitos m. y. Entre o início da propagação ea primeira sedimentação marinha - o que não é observado. Hipótese de diluição da crosta. A crosta continental e a litosfera têm uma zona superior quebradiça, 20 km de espessura, cobrindo uma camada muito mais fraca que se deforma pelo fluxo dúctil. Assim, a crosta pode diluir através de fluência progressiva de material crustal médio e inferior em direção ao manto superior sub-oceânico. Argumenta-se que isso pode dar origem a hansfúrias idiotas. FIG. 5. Após o rifting inicial, a crosta inferior se deforma pelo fluxo de plástico. Poderia a crosta continental mais baixa fluir sob a crosta oceânica da maneira mostrada. Uma hipótese alternativa sugere que o desbaste extremo da crosta continental pode ocorrer em um ajuste do vale de rift pelo pescoço de plástico. Então, à medida que a bacia oceânica forma a margem continental passiva diminuirá gradualmente. Problema. Uma zona de rift típica tem cerca de 50 km de largura, portanto, a zona de transição em uma margem continental seria de apenas 25 km de largura. As sequências de margem continental observadas são, no entanto, muito mais amplas do que isso. Mecanismos baseados em falhas normais. As primeiras hipóteses assumiram que a formação do graben exigia uma cunha de crosta com cerca de 60 km de largura para se afundar isostáticamente entre as falhas normais internas. À medida que a crosta superior forma agarrar por cunhagem de cunha, a crosta inferior dúctil compensa pelo fluxo de plástico. FIG. 7. A falha normal pode levar ao deslocamento do manto dúctil pelo fluxo Problema. Os cálculos sugeriram que uma subida de aproximadamente 5 km poderia ocorrer para uma calha inicial de 20 km de largura. Não é o suficiente. Mas está se aproximando. Falando perto do contato continente-oceano. Este mecanismo permite uma subsidência limitada, uma vez que a falha normal acompanha a queda da litosfera do oceano refrigerante. A litosfera oceânica diminui em uma escala de tempo de cerca de 50 my, tão consistente com sedimentos de águas rasas. No entanto, note que a zona de subsidência é muito estreita. FIG. 8. A falha normal ocorre nas margens continentais da maneira mostrada em B. Nenhum dos mecanismos acima, sozinhos ou em conjunto, parece capaz de explicar as seqüências sedimentares grossas observadas nas margens continentais que se formam no início do Ciclo Wilson. Novas ideias eram claramente necessárias. Estes começaram a se desenvolver no final da década de 1970, quando começamos a entender mais sobre o comportamento térmico da litosfera e sobre a natureza das falhas listricas. Lithosphere continental. O manto que forma as placas é mais rígido do que a astenosfera subjacente. Mas esta camada limite mecânica rígida (MBL) varia em espessura. É fino nos cumes, mas espessa até 60 ou mesmo 100 km em litosfera oceânica antiga. Pode ser muito mais espessa nos continentes, mas também é mais antiga - de fato, a litosfera nos continentes geralmente é tão antiga quanto o continente acima. Portanto, pode ser legal, e pode ter experimentado enriquecimento por derretimentos de manto de grau pequeno, cujos componentes podem ser armazenados em minerais hidratados. BOTT, M. H.P. 1979. Mecanismos de subsidência em margens passivas continentais. Associação Americana de Geólogos de Petróleo Memoir 29, 8-19 BOTT, M. H.P. 1982. O mecanismo de divisão continental. Tectonofísica 81, 301-309. KUSZNIR, N. J. amp ZIEGLER, P. A. 1992. A mecânica da extensão continental e da formação da bacia sedimentar: um modelo cantilever de flexão shearpure-cisalhamento simples. Tectonofísica 215, 117-131. BRANCO, R. S. SPENCE, G. D. FOWLER, S. R. McKENZIE, D. P. WESTBROOK, G. K. Amp BOWEN, A. N. 1987. Magmatismo nas margens continentais rifted. Nature 330, 439-444. BRANCO, R. S. Amp McKENZIE, D. P. 1989. Magmatismo nas zonas de rift: a geração de margens continentais vulcânicas e basaltos de inundação. Journal of Geophysical Research 94, 7685-7729. EXTENSÃO CONTINENTAL E FORMAÇÃO DE BACIAS SEDIMENTARES Não há dúvida de que, quando as bacias oceânicas abrem, há uma subida substancial das plataformas continentais em uma ampla área, e não apenas sobre a margem imediata. Isso é bem isentado pelo Atlântico Sul em aprox. 127 Ma, assim como a primeira crosta oceânica formada: Fig. 9. Uma área muito grande no Atlântico Sul foi submersa após a separação a 127m. y. Por que tanto o Chile quanto a Argentina possuem poucas reservas de petróleo na terra na Patagônia, a oeste do platô das Malvinas. O site DSDP 330 perfurou sedimentos oleosos em 1974. Por que a Argentina foi à guerra contra a Flandônia, a perfuração no esporão oriental do planalto submerso das Malvinas revelou que era continental (gneiss granito) e que havia uma superfície de caliche seca (clima mediterrâneo) apenas Antes da abertura do Atlântico, mas que houve há pelo menos 2 km de subsidência desde então. Sedimentos iniciais muito oleosos, depositados em condições anóxicas em uma bacia com circulação restrita. Assim, o estágio inicial de rift foi o que favoreceu a acumulação de petróleo. Por que é importante compreender o mecanismo de desenvolvimento dessas bacias. Idéias modernas 9 Se tornou aparente do perfil sísmico de reflexão profunda do tipo COCORP que muitas (se não a maioria) de falhas normais de mergulho acentuado são realmente curvas (côncavas para cima) e tornam-se submersas e sub-horizontais em profundidade. Estes são agora conhecidos como falhas de Listric. À medida que a litosfera é esticada durante a extensão continental, a crosta profunda mais dúctil diminui através de cisalhamento puro, enquanto a crosta superior é quebrada e separada por falhas listricas que se afundam na camada dúctil. Na superfície, é claro, estes têm a aparência de graben. Esta é a essência do tipo McKenzie e outros modelos recentes de formação da bacia. À medida que a litosfera sub-continental (ou seja, o manto) é diluída por alongamento, é naturalmente parcialmente substituída por astenosfera mais quente. Isso irá gradualmente esfriar em uma escala de tempo da ordem de 50 - 100 m. y. E à medida que esfria, torna-se mais denso e a bacia superficial acima diminui gradualmente e é progressivamente preenchida com sedimentos de águas rasas. A quantidade de subsidência dependerá da quantidade inicial de alongamento. Isso geralmente pode ser estimado e é conhecido como o fator de alongamento, ou fator beta. O parâmetro b é definido bastante simpático como b a onde a era a largura inicial e b é a largura esticada. Um fator b de 1,2 dará ca. 3 km de subsidência. Com rifting completo (para formar uma crosta oceânica e uma bacia oceânica), então b se aproxima do infinito. Note-se que durante o desenvolvimento de bacias sedimentares, a subsidência ocorre em duas etapas: (1) como resultado do alongamento tectônico em uma escala de tempo curta, ca. 10 my, and (2) como resultado da hibridação térmica longa escala de tempo, ca. 50 100 my. Uma informação considerável agora está disponível nas bacias do Mar do Norte como resultado de operações de perfuração e sínteses da grande quantidade de dados sísmicos (ver, por exemplo, Badley et al., 1988 Gibbs 1984 Sclater amp Christie 1980), de modo que sua história de subsidência é bem conhecida. O Viking Graben do Norte sofreu dois episódios de rifting no Permo-Triássico e no Jurássico Médio, durante os quais a bacia foi ampliada progressivamente. Os fatores de alongamento no Permo-Triássico foram bastante pequenos (b 1.1 1.3), enquanto que no Jurássico tardio eram muito maiores no norte do Mar do Norte (b gt1.6). Cada episódio de rifting foi seguido por uma subsidência térmica mais substancial. Na parte central do Viking Graben, quase 10 km de sedimento se acumularam desde o início do primeiro episódio de rifting. À medida que a segunda fase de rifting encerrou 140 atrás, pelo menos 90 da subsidência resultante do relaxamento térmico devem ter ocorrido até agora. Note-se que, enquanto as falhas normais durante a fase de rifting tendem a ser listrídicas, aquelas que acompanham a subsidência térmica são planares. Um importante fator secundário em tais modelos é que os sedimentos inicialmente depositados em tais bacias serão cozidos ligeiramente como conseqüência do aumento do calor da astenosfera subjacente, vital na maturação e na migração do petróleo. Mas as bacias sedimentares não são apenas importantes como reservatórios de petróleo: a expulsão de fluidos aquecidos de tais bacias pode também se lixiviar nos metais, portanto, se existir rochas hospedeiras adequadas, podem ser formados depósitos minerais valiosos. Uma quantidade de importantes depósitos minerais são atribuídos a este mecanismo. O desenvolvimento de modelos de alongamento de litosfera foi proposto por Wernicke, de Lister et al. Coward e outros (veja as referências abaixo). A diferença importante é o reconhecimento de desprendimentos de ângulos baixos (movimentos superficiais, mas com senso de movimento como na falha normal), proposto pela primeira vez para a província da Amplitude da bacia da bacia no oeste dos EUA. Estes podem descer para baixo na crosta inferior ou no manto superior. O principal efeito é introduzir a assimetria em comparação com o modelo de tipo McKenzie de estiramento uniforme de cisalhamento puro, de modo que as bacias associadas à fase de subsidência térmica podem ser deslocadas das bacias de pele fina associadas ao rifting inicial. Os efeitos magmáticos (derretimento resultante da ascósfera da revolta) podem ser compensados ​​pelas principais bacias sedimentares. Devido à assimetria, as margens continentais nos dois lados de um oceano de abertura podem ter perfis muito diferentes. Muitas outras complicações podem resultar. Consulte as referências abaixo se quiser a história completa Pelo menos 3 tipos de margem continental já foram reconhecidos: 999 (1) vulcânico. (2) não-vulcânica e (3) transformação de rift. (1) As margens vulcânicas tendem a ser estreitas e têm uma espessa cera ígnea entre a crosta oceânica continental e normal. Uma zona espessa (3 5 km) de refletores vulcânicos que mergulham no mar é típica. Sugestões de circulação convectiva em ascensão astenosfera para explicar o vulcanismo, ou que a astenosfera subjacente foi mais quente do que o habitual. Exemplos: Vored Plateau, Western Rockall Bank, East Greenland. Ver White et al. (1987 amp 1988). White amp McKenzie (1989) desenvolveu esses modelos para relacionar quantitativamente o volume de volcanics produzido nas margens continentais à temperatura do manto subjacente. Se a temperatura for 100C acima do normal, o volume de magma será duplicado. Além disso, eles desenvolveram uma relação entre o grau de alongamento e a temperatura do manto para prever se a margem rifted aumentará acima do nível do mar ou diminuirá abaixo. Quando o rifting ocorre acima de plumas de ponto alto, geralmente há um grande volume de magma de acompanhamento. (2) A deformação litosférica nas margens não vulcânicas é dominada por falhas de bloqueio e muitas falhas listricas. Esticando sobre uma ampla zona (100300 km). Pode ser sedimentado (Mar Vermelho, Galicia Bank, Goban Spur Irish Sea) ou fortemente sedimentado (por exemplo, margem oriental dos EUA). (3) As margens da transformação de Rift evoluem em ambientes onde havia um componente significativo do corte por deslizamento de greve, bem como a deformação da deformação extensional durante a abertura (por exemplo, região entre W. Africa e Brasil Falklands Plateau também Golfo da Califórnia). Estes diferentes tipos de margem podem ter um potencial petrolífero muito diferente. Precisa saber mais sobre eles para auxiliar na localização de suprimentos futuros. Note-se que os importantes reservatórios de petróleo no Mar do Norte estão em fracassos, onde o Atlântico Norte tentou (sem sucesso) abrir bastante tempo antes de eventualmente ter sucesso. Há uma literatura em rápido crescimento sobre modelos de rifting continental e formação de bacias: tente Leia alguns dos abaixo e, especialmente, observe os diagramas. Em qualquer caso, eles podem ser úteis para você no ano que vem. Outro problema de preocupação é por que obtemos magmatismo basáltico associado a algumas bacias e não aos outros. Latin e White (1990) tentaram argumentar que o magmatismo é mais provável com o alongamento de cisalhamento puro uniforme (modelo de McKenzie) do que o modelo de estiramento simples assimétrico de Wernicke. Isso ocorre porque asthenosphere uprise está mais focado no modelo de cisalhamento puro: Fig. 13. Comparação das conseqüências térmicas do modelo de cisalhamento puro de McKenzies e modelo de cisalhamento puro de Wernickes de bacias sedimentares extensivas. É argumentado com o modelo de cisalhamento simples que é muito difícil produzir descompressão suficiente para permitir a formação de magma.