Formação e crescimento da crosta continental

8.6.1. A crosta e o manto primitivos

A crosta é definida como a porção mais externa dos corpos planetários, podendo ser classificada como primária, secundária, e terciária. Uma crosta primária é aquela formada pela cristalização de um oceano magmático, como no caso da crosta anortosítica da Lua. Crostas secundárias resultam de fusão parcial nos mantos planetários e têm, tipicamente, composição basáltica, como a crosta oceânica terrestre, os basaltos lunares e grande parte da crosta de Marte e de Vênus. Uma crosta terciária é aquela que não resulta diretamente de fusão parcial do manto, seu crescimento envolvendo o retrabalhamento e diferenciação de crostas primárias e/ou secundárias. A crosta continental terrestre é o exemplo típico (e provavelmente único no nosso Sistema Solar) deste tipo de crosta.

Alguns autores sugerem que uma crosta primária de composição anortosítica ou andesítica pode ter se formado na Terra. No entanto, a opinião dominante é de que isto não foi possível. O manto lunar é praticamente anidro, enquanto o oceano magmático terrestre devia conter uma proporção significativa de água. Estudos experimentais mostram que a densidade de magmas ultramáficos hidratados é inferior à densidade do plagioclásio, o que impediria o acúmulo desse mineral na superfície. Uma crosta primária de composição máfica pode, no entanto, ter sido produzida pela segregação do magma residual resultante da cristalização do oceano magmático.

Metassedimentos paleoarqueanos derivados do intemperismo e erosão de protólitos mantélicos exibem razões 142Nd/¹⁴⁴Nd elevadas. Isto indica um episódio de fracionamento Sm/Nd logo após a

formação da Terra, uma vez que ¹⁴²Nd é

produzido pelo decaimento radioativo do

146Sm, cuja meia-vida é de apenas 103 Ma.

Fig. 8.9. Concentração de oxigênio na atmosfera com o decorrer do tempo relativamente ao valor atual (PAL = present atmospheric level). Notar a escala logarítmica.

110 No entanto, este dado não pode distinguir entre crostas derivadas da cristalização de um oceano magmático, de fusão parcial do manto ou geração de crosta continental.

O tempo necessário para a cristalização do oceano magmático lunar é estimado em 45 Ma, a partir da idade das rochas lunares mais antigas e de estudos isotópicos. Estimativas para a duração desse processo na Terra variam de menos de 1 Ma até 100 Ma. As discrepâncias resultam de considerações térmicas. Se, por um lado, a Terra é bem maior que a Lua, implicando que o tempo de cristalização também deveria ser maior, a possível ausência de uma crosta primária facilita a perda de calor para a superfície, levando a uma cristalização mais rápida. No entanto, a radiação para o espaço é drasticamente reduzida pela formação de serpentina e anfibólio por reações entre o manto e a hidrosfera. Assim, um oceano magmático pode ter persistido por várias dezenas de milhões de anos, mesmo na ausência de uma crosta primária.

Existem três modelos antagônicos sobre qual seria a feição da Terra durante o Hadeano. No primeiro (Fig. 8.9a), o exterior do planeta estaria coberto por uma crosta máfica/ultramáfica fina e instável, contendo minerais hidratados. O manto estaria sofrendo forte convecção, talvez mesmo turbulenta. No segundo (Fig. 8.9b), a Terra seria coberta por uma crosta máfica espessa separada de um manto estável e inativo. No terceiro (Fig. 8.9c), a temperatura da Terra teria caído suficientemente 4,4 Ga atrás para permitir a atuação de processos similares aos atuais (proto-tectônica de placas), levando à produção de uma crosta siálica. Convecção no manto seria intensa, mas não a ponto de reciclar totalmente a crosta recém-formada.

Este último modelo se baseia em estudos detalhados de zircões hadeanos e paleoarqueanos, em particular na composição isotópica de oxigênio. Embora zircão seja um mineral tipicamente crustal, ele também pode ser formado por cristalização de baixas percentagens de fusão no manto ou nos estágios finais de cristalização de magmas

basálticos. Zircões derivados do manto têm valores δO¹⁸ em torno de 5,3‰ (por mil). Rochas sedimentares que reagiram com água à baixa temperatura, por sua vez, são enriquecidas em O¹⁸.

Valores de δO¹⁸ acima de 5,3‰

foram encontrados em zircões com idades superiores a 4 Ga (Fig. 8.10). Estes dados foram interpretados como resultado da cristalização dos zircões em magmas gerados por fusão parcial de rochas metassedimentares ou contaminados por rochas supracrustais. De acordo com esta interpretação, a Terra teria oceanos com temperaturas não muito diferentes das atuais há 4,3-4,4 Ga. Em adição, estudos geotermométricos nesses zircões antigos sugerem cristalização em torno de 700ºC, condizentes com as temperaturas esperadas em magmas graníticos hidratados. Finalmente, a descoberta de inclusões de diamante em zircões com até 4,25 Ga, e sua semelhança mineralógica com diamantes resultantes de metamorfismo de pressão

Figura 8.9. Modelos para a Terra após a cristalização do oceano magmático (4,4-4,3 Ga atrás). (a) Inexistência de crosta estável. (b) Crosta máfica espessa. (c) Proto-tectônica de placas.

111 ultra-alta, implicaria a existência de uma litosfera continental espessa.

O ponto de vista de que continentes com composição similar à atual já existiam no Hadeano (Fig. 8.9c) começa a preponderar. Porém, os argumentos favoráveis a esse modelo têm sido questionados, de tal forma que cautela ainda é requerida. Por exemplo: (a) valores elevados de δO18 poderiam ser explicados pela assimilação de carbonatos por magmas basálticos; (b) temperaturas de cristalização baixas foram também obtidas em zircões da crosta oceânica recente; (c) zircões mais antigos que 4,0 Ga apresentam microestruturas indicativas de múltiplos eventos de crescimento, sugerindo um regime tectônico instável; (d) diamantes em zircões hadeanos poderiam resultar da conversão de inclusões de grafita em um evento bem posterior à cristalização dos zircões hospedeiros (e) zircões herdados ainda não foram encontrados em rochas paleoarqueanas.

A ausência de registro geológico para rochas pré-arqueanas é atribuída, geralmente, a uma vigorosa convecção do manto, provocando a reincorporarão, quase completa, para ele de qualquer material siálico produzido. Outra possibilidade é a destruição da crosta continental primitiva

pelo impacto de grandes planetesimais entre 4,0 e 3,8 Ga. Este evento, conhecido como o

Intenso Bombardeio Tardio (Late Heavy

Bombardment), formou a maior parte das crateras observadas na Lua. A causa desse evento, mais de 600 Ma após a formação do Sistema Solar, ainda é debatida, mas pode estar ligada a uma rápida migração dos planetas gigantes, o que teria desestabilizado a órbita do cinturão de asteróides.

8.6.2. Crescimento da crosta continental Vários modelos têm sido propostos para o crescimento da crosta continental com o decorrer do tempo (Fig. 8.11). Os modelos mais antigos foram baseados, principalmente, na distribuição geográfica de idades geocronológicas nos continentes, sugerindo rápido crescimento crustal após o Arqueano (curva 5 na Fig. 8.11). Estes modelos não são mais considerados válidos porque a maioria dos dados foi obtida por datações K-Ar e Rb-Sr, as quais fornecem apenas a idade do último evento térmico experimentado pelas rochas, e não sua idade de formação.

Outros modelos propõem que crescimento substancial pode ter ocorrido no Hadeano (curvas 1, 2 e 3). No modelo mais extremo, um volume praticamente idêntico ao da crosta continental atual teria sido produzido logo após a formação da Terra Figura 8.10. Isótopos de oxigênio em zircões com

idades superiores a 4 Ga.

Figura 8.11. Modelos esquemáticos propostos para o crescimento da crosta continental. 1 – Rápido crescimento pós-acresção da Terra. 2 – Crescimento inversamente proporcional ao resfriamento do manto. 3 – Crescimento aproximadamente linear. 4 - Crescimento episódico. 5 – Rápido crescimento pós-Arqueano.

112 (curva 1). Taxas equivalentes de criação de nova crosta e reciclagem de crosta antiga teriam contribuído para que esta proporção permanecesse mais ou menos constante com o decorrer do tempo. Curvas de crescimento aproximadamente linear (curva 3) ou inversamente proporcional ao decaimento do fluxo térmico da Terra (curva 2), também foram propostas, porém os modelos mais aceitos atualmente são os de crescimento episódico (curva 4).

Modelos de crescimentos episódicos são baseados na distribuição de idades da crosta continental, utilizando-se uma combinação dos métodos U-Pb e Sm-Nd. Quando as idades U-Pb coincidem com as idades modelo Sm-Nd isto indica que a crosta foi recém-extraída do manto, ou seja, ela representa adição de material juvenil para a crosta continental. Idades U-Pb mais jovens que idades Sm-Nd implicam em retrabalhamento de material crustal mais antigo e, portanto, que crescimento continental significativo pode não ter ocorrido (seção 2.4). A aplicação desta sistemática sugere que períodos de lento crescimento são intercalados por períodos

onde as taxas de criação de crosta continental são bem mais rápidas.

Curvas cumulativas de crescimento crustal são construídas considerando-se a distribuição areal de províncias juvenis (Fig. 8.12). Numa escala global, tem sido sugerido que períodos maiores de crescimento crustal ocorreram há 2,7, 1,9 e 1,2 Ga atrás. No entanto, com respeito ao pico de 1,9 Ga, a contribuição da América do Sul e do centro e oeste da África pode ter sido subestimada, já que resultados recentes indicam que o período principal de crescimento ocorreu entre 2,2 e 2,0 Ga (Capítulo 10).