Argumentos Para Reologia Crustal Frágil

A terra sólida.

Os modelos correntes na literatura nos dizem que litosfera e astenosfera juntas compreendem as porções mais externas do planeta, alcançando cerca de 700 km de espessura. Muitos autores tem defendido a hipótese de uma litosfera continental dividida em três domínios reológicos. Um domínio crustal raso (0-15 km) essencialmente frágil caracterizado por uma reação rúptil (formação de fraturas) à aplicação do esforço. Isto se deve à baixa temperatura neste ambiente, ou seja, tomando-se como base um grau geotérmico da ordem de 30ºC/Km, teríamos temperaturas variando entre 0º e cerca de 450 ºC. Em profundidades maiores que 15 km estendendo-se até a interface crosta-manto (descontinuidade de Mohorovicic) teríamos um segundo domínio reológico com temperaturas variáveis, mas superiores a 450 ̊C. Nas porções mais basais deste domínio teríamos temperaturas relativas ao facies anfibolito/granulito, e seria, portanto, caracterizado por dobramentos e por fusão parcial. A elevação da temperatura com a profundidade crescente, parece se fazer de forma linear até cerca de 20 Km, entretanto, a partir desta profundidade a temperatura cresce, mas não mais de forma linear. É nesta região (catazonal, cf. Buddington, 1958) que a maioria dos corpos migmatíticos/graníticos crustais são formados. Com base em estruturas dobradas comuns em migmatitos, muitos autores crêem que a crosta nesta região seja essencialmente dúctil.

O manto em sua porção mais superior tem sua reologia grandemente definida por piroxênios, plagioclásio e ainda por olivinas, que possuem viscosidades altíssimas em ambiente seco. Por isso, esta porção do manto se comporta de forma rúptil. São comuns os xenólitos (fragmentos angulosos) de peridotitos em rochas basálticas indicando a natureza sólida do manto quando da geração do líquido basáltico. Também são comuns os restitos peridotíticos, estes diferindo dos xenólitos por serem arredondados e possuirem contatos gradacionais com os basaltos que os hospedam.

Assim, conforme a literatura corrente é amplamente aceito que a litosfera continental seja reologicamente estratificada com uma crosta inferior dúctil, imprensada entre uma crosta superior rúptil e um manto superior rúptil, ou seja, o modelo clássico de "sanduíche de geléia" (, Kohlstedt et al. 1995 e ).

Em contraste ao modelo "sanduíche de geléia", o modelo "crème brûlée" (creme batido) foi proposto (Burov & Watts, 2006). Esse modelo argumenta que a crosta continental inferior poderia ser, pelo menos localmente, mais rúptil do que o manto superior quando o manto superior é significativamente ductilizado pela alta temperatura e pela água (Jackson, 2002a, Jackson, 2002b e Jackson et al., 2004). A correlação entre a espessura da camada sísmica e a espessura elástica da litosfera continental é usada para dar suporte a tal argumento (Maggi et al. 2000a e Maggi et al. 2000b).

Um terceiro modelo, o "banana split" sugere que a condição rúptil da litosfera seja muito reduzida ao longo dos limites de placa, devido a vários processos de ductilização tais como por exemplo, efeitos térmicos, a ação de fluidos, redução de tamanho de grão, e “creep” por difusão (Bürgmann & Dresen, 2008).

Argumentos para litosfera e astenosfera sólidas. 

As rochas comportam-se como corpos elásticos e podem acumular deformações quando submetidas a esforços de compressão ou de tração. Quando esse esforço excede o limite de resistência da rocha esta se rompe ao longo de um plano que pode ser uma anisotropia pré-existente, ou um novo plano que pode ser chamado de falha ou uma fratura.

Terremoto ou abalo sísmico é  o nome dado a um conjunto de vibrações (ondas elásticas) que se propagam no interior da terra como resultado de um movimento brusco e repentino do terreno denominado falhamento. A ruptura de uma rocha, portanto, é o mecanismo pelo qual o terremoto é produzido. Essa ruptura causa a liberação de uma grande quantidade de energia que se propaga pela Terra em todas as direções na forma de ondas elásticas (S e P).

Na maioria das vezes a fratura ou falha geradora do terremoto nem atinge a superfície, mas as vibrações podem ser fortes o suficiente para causar danos consideráveis na superfície.

As ondas P são chamadas primárias porque são as primeiras que podem ser observadas nos sismogramas. Elas têm velocidades crescentes entre 4 e 7 km/s a medida em que nos aprofundamos na crosta continental e em torno de 8 km/s no manto superior.  A crosta oceânica é composta essencialmente de basalto, tem de 5 a 25 km de espessura e é mais densa que a crosta continental por conter mais Fe, Mg e Ca. As ondas sísmicas P têm nela velocidades de cerca de 7 km/s.

As ondas S (shearing) são aquelas cujas partículas vibram na direção perpendicular à propagação da onda. Sua velocidade é menor, em torno de 3 e 4 km/s na crosta. O resultado dessa relativa lentidão é que seu registro sempre ocorre algum tempo depois do registro da onda P. As velocidades das ondas P e S podem ser medidas através das equações abaixo:

 

Vp = Velocidade das ondas P[pic 1]

Vs = Velocidade das ondas S

K =  Módulo de compressibilidade 

μ = ρigidez do meio (para materiais    líquidos μ = 0).

δ =  densidade do meio.

Diferente das ondas P, as ondas S se propagam apenas em meios sólidos, porque as moléculas de líquidos e gases podem apenas transmitir pressões. Uma tensão lateral (tangencial) entre as partículas não pode ser transmitida em meios não sólidos.

Os diagramas sísmicos mostram que as ondas S e P variam crescentemente na crosta e na porção mais superior do manto, mas em profundidades variáveis entre 70 – 150 Km, já no manto, encontra-se o topo de uma camada caracterizada pela diminuição relativamente brusca na velocidade das ondas sísmicas denominada Zona de Baixa Velocidade (ZBV). Esta mudança nas velocidades das ondas sísmicas parece refletir uma mudança reológica determinando por isso, o limite entre a litosfera e uma nova camada no manto chamada Astenosfera.  A ZBV tem cerca de 200 Km de espessura e termina quando as ondas S e P voltam a ter velocidades iguais às anteriores antes de decrescer. Dai por diante elas são sempre crescentes, com a astenosfera se prolongando até cerca de 700 Km de profundidade, quando nova descontinuidade sísmica é observada. Dai por diante entramos na mesosfera ou manto inferior.