Baixe Estudo do Moho na Crosta Terrestre: Metodologias e Descobertas e outras Notas de aula em PDF para Materiais, somente na Docsity!
2 A DESCONTINUIDADE DE MOHOROVICIC.
2.1 Introdução
Os estudos iniciais geofísicos sobre a estruturação interna da terra, especialmente aqueles baseados na sismologia, começaram nas primeiras décadas do século XX, culminando com a proposição de modelos com camadas concêntricas. Estes trabalhos iniciais resultaram no substrato científico dos modelos sismo-composicionais da estrutura da Terra tais como são conhecidos atualmente.
Em 1909 o cientista Andrija Mohorovicic, estudando os registros de um terremoto acontecido nesse mesmo ano no sul de Zagreb, na atual Croácia, encontrou nos sismógrafos mais próximos do epicentro a chegada de um duplo registro de ondas “P” e “S”. O primeiro grupo de ondas representava o produto da chegada das ondas refratadas que viajaram num meio de maior velocidade, enquanto que o segundo grupo correspondia às ondas diretas (que não sofrem reflexões ou refrações) que se movimentaram num meio de menor velocidade (Figura 8). Mohorovicic explicou este fenômeno com base na existência de uma descontinuidade que separa uma camada superior (ou crosta) com velocidades menores que a camada inferior (ou manto superior), que seria caracterizada por um notável incremento das velocidades “P” e “S”. Esta descontinuidade que apresenta profundidades que podem variar desde os 80 km até menos que 5 km é conhecida atualmente como descontinuidade de Mohorovicic ou “Moho” (Figura 9; MEISSNER, 1986).
Em 1925, na Alemanha, Conrad inferiu outra descontinuidade de ordem menor, e não sempre reconhecível no globo terrestre, que pode ser encontrada em alguns tipos de crostas continentais. Esta descontinuidade foi considerada por alguns sismologistas da época como a separação entre duas camadas. A camada superior é composta por materiais de composição mais félsica (granitos) sendo denominada de “sial” devido ao predomínio do silício e do alumínio. A camada inferior é composta por materiais de composição mais máfica (basaltos) sendo denominada de “sima” por ser rica em silício e magnésio. Nestas áreas, aparece uma bi
modalidade nas velocidades das ondas “P” a níveis crustais intermediários na crosta média (Figura 9). Mais recentemente esta descontinuidade foi reinterpretada como a possível passagem entre a crosta superior, com reologia rúptil, e inferior, com reologia dúctil e marcada por refletores acamadados de alta impedância (HALL, 1989).
Figura 8 - Tipo de ondas sísmicas.
Figura 9- Descontinuidades na crosta.
2.1.1 A Moho sísmica e sismológica :
A sismología estuda os comportamentos das ondas geradas por terremotos ou grandes explosões (como por exemplo, ensaios nucleares), enquanto que a sísmica utiliza fontes de ondas controladas (explosivas, canhão de ar, vibroseis, etc). Os estudos sismológicos e sísmicos têm sido a principal fonte de conhecimento da estruturação da Terra e o incremento de velocidade da onda “P” acima de 7.6 km/s é a principal característica da transição da crosta inferior para o manto superior. Em função do ângulo com que os raios sísmicos, gerados por uma fonte controlada, chegam a uma superfície no subsolo, ocorre uma importante variação de velocidade (ou impedância acústica). Os raios comportam-se de formas diferentes segundo a lei de Snell (APENDICE-A). Por exemplo, na Figura 10, se na posição “O” encontra se a fonte sísmica, os raios gerados pela fonte vão se movimentar pela camada de velocidade 1, e quando atingirem a camada de velocidade 2, parte da energia vai ser refletida e parte refratada, se eles chegarem em ângulos menores que o ângulo critico. Os raios que atingirem a superfície de separação das camadas com um ângulo crítico se movimentarão pela superfície, e aqueles raios que atingirem a superfície num ângulo maior que o ângulo critico serão completamente refletidos. Se o levantamento sísmico for planejado de forma que os sensores (geofones ou hidrofones) fiquem posicionados para captar as reflexões quase verticais, perto da fonte O, estaremos na presença dos denominados deep seismic profiles (DSP) ou sísmica de steep angle. A sísmica convencional, de uso corrente na indústria do petróleo, é geralmente desenhada para captar as reflexões que ocorrem entre o raio incidente normal e distâncias inferiores a distância crítica. Já nos estudos de sísmica de refração e estudos de reflexão de alto ângulo conhecidos como wide angle seismic (DSS), os receptores estão posicionados após a distancia crítica. Durante o século XX, na evolução dos estudos sísmicos e sismológicos usados no estudo da crosta, utilizou-se primeiramente sísmica de refração, posteriormente a sísmica de reflexão de alto ângulo (DSS) e finalmente, a sísmica de resolução profunda do tipo quase-vertical (DSP; MEISSNER, 1986). Projetos como os COCORP (USA), BIRPS (Inglaterra), ECORS (França) e DEKORP (Alemanha), entre outros projetos internacionais, têm permitido decifrar com bastante detalhe a estruturação da crosta inferior e a passagem ao manto mediante a geração de ondas sísmicas profundas (DSP). Nas Figuras 11 a 13 pode-se observar exemplos dos diferentes tipos de perfis sísmicos. A sísmica de refração permite calcular a velocidade das ondas “P” das diferentes
camadas e a profundidade da interfase refrativa (por exemplo, a Moho). Os perfis de tipo quase- vertical (DSP) contribuíram gerando uma imagem estrutural bastante aceitável da crosta inferior. Outro tipo de representação que demarca bastante bem estas descontinuidades é um gráfico onde é plotado estatisticamente o numero de reflexões que acontecem nas diferentes profundidades do registro (MEISSNER, 1986; Figura 14). Aquisições de linhas sísmicas convencionais (2D ou 3D), feitas com cabos de longo comprimento, grandes tempos de escuta e parametrizações adequadas, tem permitido obter imagens bastante apuradas da crosta. Na Petrobras foram feitos levantamentos pioneiros na década de 1990 nas bacias da margem equatorial e nas bacias da margem leste e sudeste (MOHRIAK et al., 1995 a-c). Na África foram feitos importantes projetos de aquisição e interpretação dos dados sísmicos profundos na margem gabonesa e angolana (ROSENDAHL et al_._ ,2005; WANNESSON et al.,1991). Exemplos recentes de este tipo de aquisições são os levantamentos marinhos do projeto SPAN (ION-GXT) no litoral da África, América do Sul, e também em outras margens passivas. Os levantamentos SPAN 2D, utilizaram cabos de 10 km de comprimento, registros sísmicos de até 18 segundos e processamento de tipo pre stack depth migration. Por outro lado, a PGS tem adquiridos grandes levantamentos 3D na Bacia de Almada com cabos de 6 km de comprimento, 9.2 segundos de registro e processamento de tipo pre satck time migration (APENDICE-B). Como resultado, tem se conseguido excelentes imagens sísmicas 3D da Bacia Almada, atingindo a base da seção sedimentar, refletores da crosta e da Moho, apresentando resultados comparáveis aos dos deep seismic profiles (DSP) obtidos internacionalmente (DINKELMAN, 2009).
Figura 10- Reflexões subcríticas, críticas e supercríticas do raio sísmico.
Figura 13 - Gráfico tempo sísmico versus distância para os raios diretos, refletidos e refratados. Considerando duas camadas sub horizontais, onde V2 > V1, neste exemplo , a velocidades das camadas esta dada pela pendente das curvas e a distância a fonte refrativa pela equação acima.
Figura 14 - Analise estatistico do número de reflexões por profundidade (ou tempo). Observa-se a moda nas descontinuidades da Moho e de Conrad. Fonte: MEISSNER , 1986.
2.2.2 A Moho gravimétrica:
Em geral, existe na natureza uma proporcionalidade direta entre a velocidade da onda sísmica e a densidade do material rochoso. A mudança na velocidade de propagação das ondas “P” , na passagem crosta inferior para o manto superior, corresponde também a uma mudança nas densidades das rochas de aproximadamente 2,8 g/cm^3 para 3,3 g/cm^3 (Figura 15). Pressupondo a Terra como uma superfície regular, sem montanhas nem oceanos, sem variação de densidade das rochas ou da espessura da crosta, o valor teórico da gravidade pode ser calculado para qualquer ponto, por uma expressão matemática, bastando o conhecimento da forma geométrica que a define e da distribuição de massas. Conseqüentemente a intensidade do campo gravimétrico calculado (teórico) seria igual à intensidade do campo gravimétrico observado. No entanto, desconhecemos tanto a forma da Terra quanto a exata distribuição de massas em seu interior. Portanto, a exata avaliação da intensidade do campo gravimétrico da Terra por uma expressão analítica é uma tarefa impossível. Por esta razão, surgiram várias equações para o cálculo da gravidade teórica , cada uma usando diferentes formas geométricas para a Terra. A gravidade teórica considerando-se o elipsóide como uma aproximação precisa da forma da Terra é calculada via teorema de Clairaut e denominada de gravidade normal. Por definição, a diferença entre as medidas gravimétricas observadas e a gravidade normal é chamada de “anomalia de gravidade”, que pode ser positiva se o valor observado for maior do que o calculado, ou negativo, se ocorrer o contrário. Na gravimetria, a Moho pode ser estimada mediante técnicas de filtragem no domínio espacial ou no domínio da freqüência, uma vez que estes filtros permitem separar a anomalia gravimétrica em duas componentes. A componente gravimétrica local é produzida por fontes rasas e a componente gravimétrica regional é produzida por fontes profundas. O componente regional da anomalia gravimétrica reflete os contrates de densidade entre a crosta e o manto. Também é freqüente a utilização das técnicas de inversão ou modelagem gravimétricas para a recuperação do relevo da Moho (APENDICE-A). Na Figura 16 observa-se a relação existente entre a espessura crustal, a topografia e as anomalias gravimétricas num perfil do hemisfério norte que estende-se desde a placa do Pacífico até a placa da África (WOODLAND, 1954 apud CONDIE, 2003).
2.2.3 A Moho isostática :
Estudos gravimétricos feitos em áreas extensas têm demonstrado que não há relação entre a topografia e a força da gravidade quando esta é corrigida dos efeitos produzidos em virtude da altitude e em virtude das massas acima ou abaixo do nível do mar (geóide). Após estas correções e após a correção em virtude da latitude, infere-se que as principais irregularidades de massa na crosta da terra não são cargas apoiadas sobre uma crosta resistente, mas cargas que “flutuam” sobre uma parte inferior mais densa e plástica (camada fluído viscosa). O principio pelo qual as variações no relevo topográfico são compensadas em profundidade por variações nas propriedades da crosta terrestre (profundidades das raízes ou mudanças na densidade) foi chamado de “isostasia” por Dutton, em 1889. Na isostasia duas teorias competiram tentando explicar o fenômeno da compensação do relevo topográfico em profundidade. A primeira teoria isostática foi elaborada por Pratt (1854) e a segunda por Airy (1855). Posteriormente, Heiskanen (1945), aperfeiçoa ambas as teorias considerando as colunas de rochas com variações verticais de densidade e diferentes profundidades das raízes. As diferenças nas densidades ao nível da Moho correspondem ao limite superior de matérias de alta densidade proposta pela teoria de Airy (e Heiskanen), onde áreas de altos relevos topográficos correspondem a valores muito baixos de anomalia gravimétrica corrigida (Bouguer), e uma Moho relativamente profunda. Áreas com baixo relevo topográfico ou áreas costeiras, pela sua parte, apresentam valores de Bouguer próximos ao zero e profundidade médias até a Moho. Áreas oceânicas mostram fortes valores de anomalias gravimétricas Bouguer e profundidades mínimas a Moho (Figura 16). Outra análise interessante que vincula a gravimetria e a isostasia é a comparação dos valores de gravidade Bouguer, Free Air e a topografia (Figura 17). As relações entre estas anomalias permitem inferir se as estruturas estão compensadas ou não hidrostaticamente (isostaticamente) em profundidade.
Figura 17. Comparação entre a compensação isostática e a gravidade. (a) e (b) amostram compensaçao isostática do relevo topográfico enquanto (c) não apresenta. FAA corresponde a correção de Ar livre, h (relevo topográfico) , g (gravidade) e BA (Anomalia de Bouguer).
2.2.4 A Moho petrológica :
Composicionalmente pressupõe-se que a Moho separa as rochas máficas da crosta inferior das rochas ultramáficas do manto superior. Também esta descontinuidade pode acontecer na passagem de eclogito na base da crosta inferior ao manto superior ultramáfico, se houver inversão petrológica de rochas máficas para eclogito. Composições litológicas da crosta e do manto são inferidas em função da velocidade da onda “P” (Figura 18). Os contrastes litológicos gerados pela intrusão de diques máficos e possíveis planos de decollement têm sido apontados como as principais fontes de geração das fortes reflexões que são características da crosta inferior (HALL, 1986, Figura 14). A Moho é mais bem conhecida em crosta oceânica devido a exposições subaéreas de corpos de ofiolitos alojados tectonicamente acima de sedimentos marinhos (Figura 19). Perfurações profundas em solo oceânico, como as do Deep sea drilling project na Ibéria, permitiram também recolher amostras de peridotitos e serpentinitos interpretados como manto modificado (BOILLOT et al., 1980).
Figura 18 - Correlação velocidade meia da onda P e composição petrológica a ~20 Km de profundidade, 600 MPa e 300 o^ C. Fonte: CHRISTENSEM et al., 1995 apud CONDIE 2003.
Alemanha, se observa somente uma correspondência parcial entre as respostas da Moho sísmica e a camada de alta condutividade (JEEDICKE, 1981). Não obstante, dois estudos de MT efetuados nos crátons da Índia Oriental (de 3.3 Ga de idade) e do Slave, no noroeste do Escudo Canadense (4.03 Ga), tem conseguido resolver esta superfície, provavelmente devido a ausência da camada de alta condutividade na crosta inferior (SHALIVAHAN et al., 2002). Em especial, o estudo no cráton de Slave, mostra mudanças inequívocas na condutividade elétrica, que são coincidentes com as profundidades da Moho refletiva e refrativa, estudada dos mesmos perfis (JONES, 1992, Figura 21). Segundo Shalivahan et al. (2002), a ausência da camada de alta condutividade somente acontece nos crátons do Arqueano inferior, enquanto no crátons do Arqueano médio a superior, a camada de alta condutividade volta a manifestar-se. Para estes autores, estas observações poderiam ser indicativas de uma dinâmica crustal completamente diferente da conhecida hoje, com a tectônica de placas, para os tempos do Arqueano inferior.
Figura 20 - Exemplo de Moho elétrica na Alemanha (German Variscides) onde a camada de alta condutividade acompanha apenas parcialmente a descontinuidade da Moho (M). Fonte: JOEDICKE, 1981 apud MEISSNER, 1986.
Profundidade (km)
2.2.6 Outros métodos de estudo :
A geotermia, geocronologia, regime de stress, estudos reológicos, estudos de laboratório em altas pressões e temperaturas, magnetometría, dentre outros, também aportam importantes conhecimentos da interface crosta–manto. No entanto, esses métodos não serão discutidos no presente estudo.
2.2 A Moho e os tipos crustais.
Na análise da Moho e das características da crosta inferior nos diferentes tipos crustais, considerou-se a divisão de Condie (2003). Este autor classifica os tipos crustais em crosta continental, oceânica e crostas intermediárias. Dentro dos tipos crustais principais, este autor considera também diferentes subambientes listados a seguir.
- Crosta Continental : o Escudos e plataformas o Orógenos Paleozóicos o Orógenos Mesozóicos e Cenozóicos. o Bacias de margem de intraplaca (margem passiva)
Figura 21- Estudos de modelado elétrico (MT) unidimensional no craton Slave. A passagem para a Moho foi confirmada também por refração e gravimetria. Na figura se observa as mudanças elétricas na passagem da crosta inferior ao manto. As líneas pontilhadas preta e vermelhas representam variações na resistividade aparente segundo duas direções ortogonais. (^10) Variação da resistividade aparente (^3 104 Ω.m ) (^105) Fonte: JONES, 1992.
Orógenos colisionais Meso-Cenozóicos , alguns exemplos deste sub ambientes são os segmentos dos Andes, as Montanhas Rochosas, Alpes, Himalaia e os arcos de ilhas do oeste do Pacífico. Apresentam importantes heterogeneidades nos padrões de reflexões sísmicos da crosta inferior e na geometria da Moho. A seguir são descritos alguns exemplos destas heterogeneidades.
As maiores espessuras da crosta (entre 40 a 80 km) observadas na Terra correspondem a estes orógenos jovens (Figura 22). Podem apresentar importantes variações laterais na profundidade da Moho, e também são freqüentes os deslocamentos entre as raízes crustais e as máximas elevações topográficas, como têm sido observados nos Alpes e Himalaia. Este suave desvio do equilíbrio isostático é também observado nas anomalias gravimétricas Bouguer. Dobras ou ondulações na Moho têm sido reportadas em estudos gravimétricos satelitais no Tibet, no orógeno dos Himalaias. Na Figura 23, pode observar-se as dobras que a Moho apresenta em modelagens flexurais 3D, inversão gravimétrica e isostasia, refletindo a colisão continental das placas da Índia e Eurásia (SHIN et al., 2006). Nesta mesma área, numa seção de 500 km de comprimento atravessando o Tibet, reconheceu-se um deslocamento da ordem de 20 km da Moho embaixo da sutura da placa da Índia gerada por um falhamento muito complexo de tipo thrust (HIRM et al., 1984). Em orógenos colisionais jovens, como nos Alpes, tem sido reportadas importantes mudanças no mergulho da Moho. Refletores da base da crosta mergulham fortemente em direção às raízes dos orógenos e indicam freqüentemente Mohos irregulares e deslocadas (CONDIE, 2003). Perdas laterais na resolução da Moho podem estar associadas em alguns orógenos de colisão com a inversão de materiais máficos na base da crosta a eclogito, com o conseguinte aumento da densidade. Nestes casos, a passagem de eclogito a materiais ultramáficos do manto superior, podem não apresentar descontinuidades sísmicas devido à falta de contraste nas velocidades da onda “P” (CONDIE, 2003). Nos orógenos colisionais jovens são observadas grandes acumulações de material granítico com velocidades < 6.4 km/s, e há evidências de zonas de “ detachment” na crosta inferior (de baixa viscosidade), que se manifestam como inversões na distribuição de velocidades.
Orógenos colisionais do Paleozóico: Podemos citar como exemplo, os orogenias Caledoniano e Variscano da Europa que parecem ter perdido a suas raízes crustais. Esta áreas mostram reflexões sub horizontais na crosta inferior e espessuras médias na ordem dos 30 km a 40 km (Figura 22). A perda das raízes crustais pode estar vinculada a eventos pós-tectônicos, podendo preservar-se localmente suturas e camadas cavalgadas, com padrões de reflexões característicos (Figura 24; MOONEY et al., 1992). As províncias caledonianas conseguem apresentar certas diferenciações com uma Moho pronunciada, e às vezes, apresentam também a descontinuidade de Conrad. A presença de material de alta velocidade na crosta inferior é menor que nos escudos, e maior que nos orógenos mais jovens. A camada de velocidade dos 7.1 a 7. km/s encontra-se geralmente ausente (MEISSNER, op.cit .). Os orógenos Variscanos, da Europa central, apresentam uma descontinuidade de Mohorovicic bastante rasa e sub horizontal, com profundidades na ordem dos 30 km. Também são caracterizados por uma velocidade crustal relativamente mais baixa que nos escudos e plataformas (~ 6 km/seg). De modo semelhante ao que sucede com os Caledónicos, os orógenos Variscan não apresentam raízes crustais.
Em arcos magmáticos de margem continental , como por exemplo em alguns segmentos do orógeno Meso-Cenozóico da Cordilhera dos Andes, estudos gravimétricos e isostáticos, efetuados entre os 30 o^ a 36 o^ de latitude sul, observam profundidades máximas da Moho na ordem dos 65 km (Figura 22). Estas profundidades máximas nas raízes andinas passam lateralmente a valores de profundidade da Moho da ordem dos 30 a 35 km na direção das bacias de antepaís ( foreland ). Esta rápida variação lateral na profundidade da Moho tem sido observada nas bacias de antepais andino, como por exemplo, a Bacia Cuyana, distante a aproximadamente uns 75 km da frente cordilherana (MIRANDA et al., 2002). Nesta área, se observa uma simetria entre as raízes crustais e as máximas alturas topográficas (Figura 25).
Em áreas de escudos e plataformas , a Moho é muito mais comportada, em termos de estruturação e apresenta uma profundidade mais uniforme, quando comparada com áreas de crostas jovens. Estes ambientes mostram em geral crostas espessas (> de 40 km), com crostas inferiores também relativamente espessas, de provável composição máfica ou rochas metamórficas de alto grau. As mudanças nas velocidades da onda “P” são suaves, sem as
Figura 23- Exemplo de Moho flexurada nos Himalaia. A localização dos perfis A-A´e B-B´ encontra-se no mapa acima. Fonte: SHIN et al, 2006.
Figura 24 - Exemplo de linhas sísmicas profundas (DSP) em orógenos paleozóicos. Projeto BIRPS WINCH. Fonte : BREWER et al, 1983 apud MOONEY et al., 1992.
