Ciclo de Wilson, em geologia, é um modelo em que um continente se move, formando uma bacia oceânica no meio e depois inicia um processo de convergência que leva à colisão das duas placas e ao fechamento do oceano.
Introdução Por certo tempo, no início da década de 1960, alguns físicos e geólogos acreditaram na ideia da Terra em expansão, baseados em uma modificação atualmente desacreditada da teoria da gravitação de Einstein. Outros geólogos reconheceram que o assoalho oceânico estava, na verdade, sendo reciclado nas regiões de intensa atividade vulcânica e sísmica ao longo das margens da Bacia do Oceano Pacífico. O geólogo canadense J. Tuzo Wilson descreveu, pela primeira vez, a tectônica em torno do globo em termos de “placas” rígidas movendo-se sobre a superfície terrestre.Press, F.; Siever, R.; Grotzinger, J.; Jordan, T. H. 2006. Para Entender a Terra. 4ª edição. Bookman 656 p.. Nesse contexto, em seu artigo de 1966, “Did the Atlantic close and then re-open?” Wilson, J. T. 1966. Did the Atlantic close and reopen? Nature, 211, 676-81. (254, 271). , questiona o fechamento e reabertura do oceano Atlântico.
Os estudos sobre tectônica de placas concentram-se nas deformações (em grande escala) que ocorrem no planeta e as forças que produzem esta deformação. Baseada no fato de que a litosfera terrestre é composta de várias placas, ou pedaços, que flutuam em um manto dúctil, como blocos de gelo em um lago, a Teoria da Tectônica de Placas simplifica a história da Terra da seguinte forma: ocorrência de movimento divergente da placa em um cráton estável, dando origem a novas bacias oceânicas; em seguida, o movimento se inverte, ocorrendo a convergência e colisão de placas, resultando no fechamento do oceano Fichter, L. 2018. The Wilson Cycle. Disponível em:<http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/wilson/Wilson.html>, acesso em 06/11/2018. A este ciclo de surgimento e destruição da crosta oceânica deu-se o nome de Ciclo de Wilson, o qual pode ser subdividido em nove etapas:
A - Cráton Estável B - Hotspot/Rifteamento C - Estágio Mar Vermelho D - Margem Passiva E - Edificação de Arcos de Ilhas F - Edificação de colisão de Arcos de Ilha/Continente G - Edificação de Cordilheiras H - Colisão Continente/Continente I - Cráton Estável
Estágios de Abertura A - Cráton Estável The Wilson Cycle http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/wilson/StageA.html (Início idealizado do Ciclo)
Derivado do termo Kratogen (“nascido forte”) de Kober (1914, 1921), os crátons são porções geologicamente estáveis da crosta que foram isentas de deformações orogenéticas.
Eles são compostos por rochas ígneas félsicas relativamente leves, como granitos, granodioritos, tonalitos, entre outras. Assim, essa porção da crosta “flutua” em meio as rochas ígneas máficas do manto e do assoalho oceânico.
Portanto, a mérito de exemplificação, essa parte da litosfera encontra-se em perfeito equilíbrio isostático. Não ocorrem atividades tectônicas tais como atividades vulcânicas, terremotos e afins. O que leva os crátons a serem recobertos principalmente por rochas areníticas e calcárias que se perdurarão em paz por milhões de anos. Alkmim F.F. & Martins-Neto M.A. 2001. A Bacia Intracratônica do São Francisco: arcabouço estrutural e cenários evolutivos. In: Pinto C.P., Martins-Neto M.A. (eds.) Bacia do São Francisco: geologia e recursos naturais. Belo Horizonte: SBG-MG, p. 9-30. Uhlein, A. 1991. Transição cráton – Faixa dobrada: um exemplo do Cráton São Francisco e da Faixa Araçuaí (ciclo Brasiliano) no estado de Minas Gerais. Inst. de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, Tese de doutorado, 295p.
B - Hotspot / Rifteamento
Após essa fase de estabilidade, surgem os chamados hot spots (pontos quentes). Hotspots ou hot spots são regiões vulcânicas supostamente alimentadas pelo manto subjacente que é anormalmente quente em comparação com o manto circundante. São magmas máficos ou ultramáficos quentes, que sobem em direção à superfície. A controversa origem dos hotspots pode ser explicada pela alimentação desses pontos quentes por fluxos estreitos de manto quente que se elevam do limite do núcleo-manto da Terra em estruturas chamadas plumas mantélicas. Exemplos incluem os hotspots do Havaí, Galápagos, Islândia e Yellowstone.
O calor do hot spot aquece a crosta continental, fazendo com que ela se expanda e inche em uma cúpula de 3-4 quilômetros de altura e cerca de mil quilômetros de diâmetro. À medida que a cúpula incha, ela se afina e se estica até que a superfície frágil se rompa ao longo de uma série de três vales que se irradiam para longe do centro do hot spot. Estes formam uma junção tripla, dando início ao processo de rifteamento.
Idealmente, os três vales rift irradiam a partir do centro a 120°, mas muitas vezes a junção tripla não é simétrica. Dois dos três rifts formam oceanos e margens continentais passivas. Entretanto, a crosta é preservada de uma ruptura completa ao longo da terceira fratura, tornando-se um rift abortado, que recebe a denominação de aulacógeno. O rifteamento é um processo tectônico extensional que irá, mais tarde, dividir o continente original em duas partes, oeste e leste, embora elas ainda estejam conectadas nesse estágio. Uma diversidade de rochas sedimentares é depositada preenchendo a bacia tectônica originada pelo rifteamento.
C - Estágio Mar Vermelho
Logo após o estágio inicial do rifteamento, com o completo rompimento da litosfera continental, inicia-se o chamado estágio mar vermelho do Ciclo de Wilson, conforme a figura abaixo. Esse estágio recebe este nome em alusão à região do Mar Vermelho, entre o continente arábico e africano Wernick, Eberhard. (2004).Rochas Magmáticas: Conceitos fundamentais e classificação modal, química, termodinâmica e tectônica. Editora UNESP. São Paulo., onde há uma ocorrência atual desta fase do Ciclo de Wilson.
thumb|center|800x400 px|Seção transversal representando o estágio mar vermelho e a formação de crosta oceanica (em preto)The Wilson Cycle, disponível em e adaptado de: http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/wilson/StageC.html, acesso em 05/11/2018.
Nesse estágio, ocorre a formação de um mar estreito com o assoalho marinho composto por uma litosfera de oceânica de composição basáltica. O início desse processo se dá ainda com intrusões de magmas básicos que resultarão em um enxame de diques nas rochas da litosfera continental caracterizando uma região de crosta transicional. À medida que o magmatismo continua, as forças distensivas geram o espaço suficiente para que mais rochas ígneas máficas se instalem e comecem a gerar uma crosta oceânica, com suítes ofiolíticas associadas e instalação de uma margem passiva incipiente. The Wilson Cycle, disponível em: http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/riftall.pdf, acesso em 05/11/2018.
thumb|center|800x400 px|Seção transversal representando o estágio mar vermelho e a formação de crosta oceanica (em preto) The Wilson Cycle, disponível em e adaptado de: http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/riftall.pdf, acesso em 05/11/2018.
D - Margem Passiva
Conforme o rifteamento continental progride para o estágio de espalhamento do fundo oceânico, as bordas continentais tornam-se inativas tectonicamente, sendo denominadas como margens passivas.
O afastamento das margens continentais recém-formadas da fonte de calor (hot-spots) provoca seu resfriamento. Como a crosta fria é mais densa do que a crosta quente, as margens do rifte afundam isostaticamente para abaixo do nível do mar, facilitando a acumulação de sedimentos. Essa subsidência é regida, em parte, pelos efeitos mecânicos de estiramento da litosfera e pelo resfriamento gradual da crosta. A quantidade de subsidência está relacionada com a magnitude do fator de estiramento e com a resistência à flexão da litosfera Kearey, P., Klepeis, K. A., Vine, F. J. (2014). Tectônica Global. 3. ed. Chichester: Wiley-Blackwell. O resfriamento completo e a estabilização da margem passiva levam cerca de 110 milhões de anos, e no processo pode acumular um pacote de sedimentos de aproximadamente 14 quilômetros de espessura The Wilson Cycle, disponível em: http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/StageD.html, acesso em 05/11/2018.
Há deposição de uma grande cunha de sedimentos nesta porção. Os sedimentos depositados são derivados do continente em erosão no caso dos clásticos, como arenitos, e por atividade química e biológica no caso dos carbonatos, como calcários e dolomitos. Consiste principalmente em depósitos marinhos de águas rasas, uma vez que a subsidência e a deposição ocorrem aproximadamente na mesma taxa . As margens continentais passivas podem ser vulcânicas ou não vulcânicas. As margens vulcânicas são caracterizadas por sequências ígneas espessas relacionadas à grande quantidade de fusão do manto. Já as margens não vulcânicas podem incluir litosfera continental altamente falhada e distendida, litosfera oceânica formada por espalhamento lento do piso oceânico e/ou áreas compostas por manto superior serpentinizado exumado.
Estágios de Fechamento E - Edificação de Arco de Ilhas
A divergência de placas e a criação de nova litosfera oceânica pode durar dezenas ou centenas de milhões de anos. Em algum momento, entretanto, o movimento divergente é cessado e dá-se início à convergência de placas, marcando a segunda metade do Ciclo de Wilson, a etapa de fechamento. O movimento convergente começa quando a crosta oceânica se separa, ou seja, se quebra em algum lugar, e começa a descer no manto ao longo de uma zona de subducção The Wilson Cycle, disponível em: http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/Wilson/riftall.pdf, acesso em 06/11/2018.
thumb|center|800x400 px|Seção transversal representando o estágio de edificação de arco de ilhas.The Wilson Cycle, disponível em: http://www.sepmstrata.org/page.aspx?&pageid=569&2, acesso em 11/11/2018.|ligação=Special:FilePath/EdificaçãodeArcodeIlhas1.jpg
A crosta oceânica subduzida começa a sua descida fria, mas aquece-se enquanto desliza para dentro do manto. A cerca de 120 km, a rocha profunda começa a derreter para formar o magma. O magma, quente e de baixa densidade, sobe em direção à superfície, formando batólitos, e invade o solo oceânico como lava, construindo um vulcão que eventualmente sobe alto o suficiente para formar uma ilha. As ilhas japonesas são formadas a partir desse processo. A localização do vulcão é chamada de frente vulcânica. A área no lado da trincheira da frente vulcânica é bacia ante-arco, e a área no lado de trás da frente vulcânica é a bacia atrás do arco. Um novo limite convergente foi criado ao longo da zona de subducção
thumb|center|800x400 px|Seção transversal representando o sistema de arco vulcânico.
Na figura anterior, a bacia oceânica a oeste do arco vulcânico está presa entre a margem continental divergente e a zona de subducção. Claramente, se a subducção continuar, a bacia oceânica entre os dois se tornará cada vez menor até que o ocidente e o vulcão colidam. Além disso, quanto mais o continente e o arco vulcânico se movem juntos, mais crosta oceânica é subduzida e destruída. Essas bacias oceânicas, que em breve desaparecerão em uma zona de subducção, são chamadas de oceanos remanescentes
F - Edificação de Colisão arco de ilhas/Continente The Wilson Cycle http://csmgeo.csm.jmu.edu/geollab/fichter/wilson/StageF.html
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