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A global view of Earth Geology

Plate Tectonics

Tectónica de Placas

Uma visão global da Geologia da Terra

Tectónica de placas

Crusta terrestre

Ambientes tectónicos

Tectónica de Placas

• Aspectos gerais

• Estrutura da Terra

• Zonas de Subdução

• Ciclo de Wilson

• Anomalias magnéticas dos fundos oceânicos

• Derivas aparentes dos polos

• Pontos quentes

• Evolução da vida e Tectónica de Placas

• História do Pangea

• Interação dos Sistemas terrestres

•Revisões

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A Tectónica de Placas é um modelo unificador para a Terra, que

explica a origem dos padrões de deformação na crusta, a

distribuição dos sismos, a separação e formação de

supercontinentes, fornecendo ainda um mecanismo para o seu

arrefecimento.

A superfície da Terra compreende sete placas maiores e

algumas placas menores e, com o tempo, todas elas

variam de dimensão e forma.

1 A camada mais externa da Terra, conhecida como litosfera,

corresponde a uma camada rígida e resistente que assenta

sobre uma camada mais fraca do manto designada por

astenosfera, que se prolonga até aos 660 km de profundidade.

O Modelo da Tectónica de Placas baseia-se

em duas premissas principais:

2 A litosfera está fracturada em numerosos segmentos ou

placas que se deslocam relativamente umas às outras,

mudando continuamente de forma e tamanho.

A teoria das placas e os primeiros estudos sísmicos nos limites

das placas indicam que existe formação de placas nos limites

divergentes (cordilheiras oceânicas).

… e que as placas são consumidas nos limites convergentes

(zonas de subdução).

… e que deslizam entre si ao longo de falhas transformantes

O sistema de cordilheiras oceânicas é o aspecto topográfico

mais marcante da superfície da Terra (> 70 000 km de

comprimento). As cordilheiras oceânicas são caracterizadas

por sismos de baixa magnitude, que ocorrem em feixes e estão

associados com intrusões e extrusões de magmas basálticos

ao longo do eixo do rifte.

Erupções de lavas basálticas em almofada na Cordilheira

Médio-Atlântica. Península de Reykjanes – Sul da Islândia, onde

a cordilheira emerge acima do nível do mar. As almofadas

formam-se quando as erupções basálticas ocorrem a mais de

500m de profundidade.

Descobrir este tipo de rochas em formações da Faixa Piritosa

Ibérica permite atribuir um ambiente de formação semelhante.

Os estudos sísmicos indicam que os riftes são

originados sobretudo pela formação de falhas

verticais em resposta à injecção de nova litosfera.

As placas Africana e Antárctica estão praticamente

envolvidas por margens divergentes, por isso

encontram-se em expansão. Para conservar a área

superficial da Terra, outras placas, tais como a placa

Pacífica, estão a diminuir de tamanho com o tempo.

Os limites de placas convergentes são caracterizados por

hipocentros sísmicos situados ao longo de um plano de

intensa actividade sísmica (ZONA DE BENIOFF) localizado na

região inferior dos arcos continentais. A zona sísmica é uma

zona frágil da parte superior da placa mergulhante (10-20 km).

Na parte superior das zonas de subdução as tensões

são do tipo extensional enquanto nas zonas mais

profundas predominam os esforços compressivos.

Os magmas dos arcos continentais são gerados na

cunha de manto localizada acima da placa mergulhante

devido à adição de voláteis provenientes dessa placa.

Nestes locais localizam-se alguns dos estratovulcões

mais explosivos do globo.

Grande nuvem de cinzas ascendendo até à estratosfera

durante a erupção em 1992 do Monte Pinatubo nas

Filipinas. A grande quantidade de gases libertados nos

arcos continentais reflecte provavelmente a

desvolatilização das placas descendentes.

Falhas transformantes são limites onde as placas

deslizam entre si, não se obervando modificação da sua

superfície. Definem apenas a direcção de movimento

entre duas placas vizinhas.

Os primeiros estudos sobre o movimento das falhas

transformantes oceânicas indicaram a existência de

movimentos laterais com afastamento a partir das

cordilheiras oceânicas.

As falhas transformantes afectam tanto a crosta

continental como a crosta oceânica e podem apresentar

deslocações de algumas centenas de quilómetros,

como é o caso da Falha de Santo André na Califórnia.

Foto aérea da Falha de Santo André na Califórnia.

Observa-se um desvio lateral no perfil dos canhões

(canyons), devido a truncamento pela falha.

Principais geo-esferas: crosta, manto, núcleo externo e

núcleo interno

Litosfera = crosta + manto superior

A estrutura interna

da Terra

A estrutura interna da Terra é revelada pelo

comportamento (velocidade) das ondas compressivas

(P) e das ondas de corte (S), que atravessam a Terra

após a ocorrência de sismos.

Três descontinuidades sísmicas de primeira ordem

dividem a Terra numa crusta, manto e núcleo:

(1) descontinuidade de Mohovorivic ou Moho, que define a base da

crusta

(2) interface núcleo/manto a 2900 km

(3) a interface núcleo externo/ núcleo interno, a cerca de 5200 km

A crusta corresponde à região acima da Moho, e tem

espessura variável, desde 3 km, nas cordilheiras

oceânicas, até cerca de 70 km nos orógenos colisionais.

A litosfera (50-300 km) é a camada rígida externa, que

inclui a crusta e tem comportamento frágil. A

astenosfera, que se estende desde a base da litosfera

até à descontinuidade dos 660 km, corresponde a uma

camada mais fraca e deforma-se por reptação (creep).

A parte remanescente do manto corresponde à

mesosfera, uma região resistente mas relativamente

passiva em termos de processos de deformação.

O núcleo externo não transmite as ondas S, sendo por

isso interpretado como líquido. Está compreendido

entre os 2900 e os 5200 km. O núcleo interno (5200 km

até ao centro da Terra) transmite as ondas S, mas com

velocidade reduzida, o que sugere proximidade ao ponto

de fusão.

Existem apenas 2 camadas na Terra com gradiente de

velocidade sísmica anormalmente baixo: A Zona LVZ (low

velocity zone) na base da litosfera e a camada “D” logo

acima do núcleo.

Estas camadas coincidem com gradientes de temperatura

muito acentuados, e por isso são consideradas como

camadas térmicas limite.

Zona LVZ (low velocity zone)

Camada “D”

A zona LVZ é muito importante pois corresponde ao

limite onde as placas se destacam do manto. Sem esta

zona não existiria a Tectónica de Placas. A zona “D” é

considerada como a região onde as plumas mantélicas

são geradas.

Durante a subdução normal, a placa mergulha no manto

e são gerados magmas na cunha mantélica.

Contudo, quando a placa mergulha antes de se tornar

negativamente flutuante esta é forçada a deslocar-se

debaixo da placa superior – subdução flutuante. Neste

caso não existe cunha mantélica e não se formam arcos

continentais.

Os blocos flutuantes da placa inferior acabam por

afundar-se no manto, por arrefecimento ou aumento de

densidade.

As velocidades símicas observadas na crosta e na cunha

de manto, acima de placas mergulhantes, são reduzidas,

tal como se mostra aqui para o Arco do Japão. As duas

zonas de baixa velocidade na crosta estão correlacionadas

com vulcanismo activo no arco, e provavelmente

correspondem a sistemas de injecção de magma.

Zonas mais profundas com velocidade sísmica reduzida

(> 30km) podem representar rochas ultramáficas

parcialmente fundidas, como consequência da

transferência de voláteis da placa descendente, que reduz

os pontos de fusão das rochas das cunhas de manto.

O ciclo de Wilson começa com o rifting da crusta

continental provavelmente em resposta à actuação de

uma ou mais plumas mantélicas.

De um lado e outro da bacia oceânica em abertura

formam-se margens passivas.

Esta corresponde à situação actual da América do Sul e

de África

As bacias oceânicas começam a fechar quando numa

das margens, ou nas duas, se forma um limite

convergente.

… finalmente verifica-se a colisão continente-continente

… e formação de orógeno de colisão. Este ciclo com o

nome de J. Tuzo Wilson, ocorreu várias vezes durante o

Fanerozóico.

A correlação das anomalias magnéticas dos fundos

oceânicos, onde se observam inversões do campo

magnético da Terra, permitem fundamentar de modo

quantitativo o afastamento da crosta oceânica.

Anomalias positivas correlacionam-se com episódios de

polaridade normal e…

… anomalias negativas correlacionam-se com episódios

de polaridade inversa.

Esta secção quase simétrica do East Pacific Rise mostra

um afastamento simétrico em ambos os flancos da

ordem dos 4 cm/ano.

Compare-se este perfil com o anterior, tendo este uma

velocidade de afastamento dupla da anterior.

Há medida que as placam se movimentam a posição

relativa dos polos magnéticos da Terra muda, definindo o

que se designa movimento aparente de deriva polar

(apparent polar wander –APW), como se mostra aqui para

a América do Norte e para a Eurásia.

Este facto sugere que o desvio nos padrões APW foi

determinado pela fragmentação do Pangea.

Usando o método paleomagnético, não é possível

determinar a paleolongitude porque a direcção dos

polos é a mesma para todas as longitudes, quando uma

placa que se desloca segundo uma linha de latitude

constante.

A colidiu com B

C colidiu com A-BD colidiu com A-B-C

(supercontinente A-B-C-D)

A deriva aparente dos polos permite a

reconstituição dos supercontinentes do passado

A cadeia vulcânica Havai-Imperador do Pacífico Ocidental

parece ter sido formada à medida que placa do Pacífico se

deslocou sobre o ponto quente (hot spot) havaiano, que se

localiza actualmente a sul da ilha do Havai. Este ponto

quente corresponde à presença de uma pluma matélica.

Erupção do Kilauea em 1971. Este vulcão localiza-se

sobre o ponto quente havaiano

As ilhas havaianas formaram-se nos últimos 7 Ma, à

medida que a placa do Pacífico se ia deslocando.

Em algumas ilhas de cadeias vulcânicas, como é o caso

das Line Islands no Pacífico Sul, as idades dos vulcões

não seguem um padrão regular. Este facto pode estar

relacionado com o comportamento mais irregular de

algumas plumas do manto.

Os supercontinentes correspondem a grandes

continentes que existiram no passado, que incluíram um

ou mais dos continentes actuais.

A formação e a fragmentação de um supercontinente é

conhecida como o ciclo supercontinental – Ciclo de

Wilson.

180

FORMAÇÃO DO PANGEA

Início da Abertura

do Atlântico

Uma vez que as bacias oceânicas constituem um

obstáculo à migração de alguns animais marinhos e dos

animais terrestres e das plantas, a distribuição

geográfica dos fósseis dá-nos informação sobre a

distribuição dos continentes e das bacias oceânicas

antigas.

EVOLUÇÕES CONJUNTAS OU SEPARADAS ?

Os fósseis do réptil aquático Mesosaurus (Pérmico)

ocorrem nos dois lados do Atlântico Sul

A distribuição dos fósseis do Mesosaurus apoiam a

conexão da América do Sul e de África há 250 Ma

Exemplo de diversificação resultante da frgamentação

do Gonduana no peixe Dipnonians. Hoje apenas três

grupos sobrevivem, na América do Sul, em África e na

Austrália.

O supercontinente mais recente, o Pangea, formou-se

entre 450 e 230Ma e incluía a maioria dos continentes

actuais. Vejamos a sua evolução até aos nossos dias.

Pangea, o último supercontinente

A história do Pangea começa com a formação de um

antigo supercontinente, Gonduana, entre 750 e 550 Ma.

Nesta figura, Gonduana estende-se à direita e à esquerda

na região do Polo Sul. Siberia e Baltica (NW da Europa)

separam-se do Gonduana há cerca de 600 Ma.

No Câmbrico, Laurencia (aproximadamente a América do

Norte), Siberia e Baltica encontram-se separadas por

largas bacias oceânicas, sendo a maior o Oceano Iapetus

Durante o Ordovícico, Avalonia (Inglaterra, Gales e parte

de França e da Espanha) separam-se do Gonduana.

Como Baltica e Avalonia se aproximam de Laurencia, o

Oceano Iapetus começa a fechar.

Durante o Silúrico, Baltica, Avalonia e Siberia começam a

colidir com Laurencia.

Durante o Carbónico, Laurencia-Baltica colidem com

Gonduana, Casaquistão colide com Siberia e o Sul da

China, Norte da China e a Indochina separam-se da

Australia.

No final do Paleozóico, a America do Sul e Stiquinia

colidem com Laurencia, e o Casaquistão colide com

Baltica. A Indonésia e a Malásia separam-se da Australia,

e a China do Norte colide com Amuria (Mongólia) à

medida que o Oceano Tetis começa a abrir.

Durante o Triássico, a Turquia, Iraque, Irão e Tibete

separam-se da Antarctida-Australia e começam os seus

percursos de colisão com a Eurasia. O Golfo do México

começa a abrir e Verkhoyansk separa-se da América do

Norte, para mais tarde fazer parte da Siberia.

No início do Jurássico, forma-se o SE da Asia devido à

colisão de diversas placas. Logo após atingir o seu

máximo, Pangea, começa a separação da America e da

Africa. Africa começa a separar-se da India-Antarctida.

Amuria colide com a Asia de Leste, e Madagascar separa-

se da Africa Leste.

Mar do Labrador

Durante o Cretácico, o Mar de Labrador começa a abrir e

o Oceano de Tétis continua a fechar. India começa a

separar-se da Antarctida-Australia iniciando a rota de

colisão com o Tibete, Wrangellia colide com a parte

ocidental da America do Norte, e Nova Zelândia separa-

se da Antarctida.

Atlântico Norte

Durante o Tercário Médio, a India colide com o Tibete, o

Atlântico Norte começa a abrir, o Mar do Japão começa a

abrir, e a Australia separa-se da Antarctida. O Mar

Vermelho começa a abrir e a Cordilheira do Pacífico Este

inicia a subdução na parte ocidental America do Norte, à

cerca de 30Ma.

No final do Terciário, O Arco do Panamá liga a America

do Norte e a America do Sul, desenvolve-se o Sistema de

Rifte do Este Africano, e o Golfo de Aden começa a abrir.

Há cerca de 4 Ma a Baja California separa-se do Mexico

ao longo da Falha Transformante de Santo André, à

medida que o Golfo da California abria.

O presente. As diversas placas que colidiram para formar

a Asia nos últimos 200 Ma podem corresponder ao início

da formação de um novo supercontinente. A última

colisão está em curso, com a trajectória da Australia em

convergência para o SE da Asia.

… daqui a 50 Ma

Esta apresentação baseou-se no CD ROM interactivo

Plate Tectonics and How the Earth Works