limites da placa

Tectônica de Placas
Mecânica das Placas
• Movimentos instantâneos relativos e
absolutos
• Contatos construtivos, destrutivos e
conservativos
• Esforços atuantes: Porque as placas se
movem?
Leis da Tectônica de placas
1) A superficie da terra esta dividida em placas
rígidas (segmentos esféricos da ordem de 100
Km de espessura) que formam a litosfera
(placas litosféricas)
2) As placas se criam nas dorsais oceânicas
(zonas construtivas), zonas de acreção.
3) As placas se movem sem deformação sobre
um meio viscoso: zona de baixa velocidade
4) As placas se destroem nas zonas de subducção
5) A parte continental da placa não submerge
6) Os limites das placas são definidos por sismologia.
7) A energia interna da terra é decipada nas margens das
placas por:
terremotos (mecânico) e vulcanismo (térmico).
8) Os movimentos das placas rígidas seguem leis
matemáticas conforme movimentos de uma esfera.
O movimento entre as placas tem polo de rotação (polo
de Euler) e velocidade angular relativa
As Direção dos movimentos relativos
• são obtidas a partir:
a) direções falhas transformantes das
cadeias meso-oceânicas // vetor do
movimento relativo das placas que o
limitam.
As falhas transformantes são marcantes
em cartas batimétricas dos oceanos.
a) envergamento dos focos sísmicos que
fornece informações dos movimentos
relativos. O vetor deslocamento da
direção e sentido movimento.
Taxas de movimentos relativos
(velocidades relativas)
• são dadas pela distribuição de anomalias
magnéticas simétricas nas cadeias mesooceânicas.
As velocidades são medidas num período de 3
Ma (cinemática instantânea- período mais curto
para medições confiáveis da velocidade),
necessitando-se de uma determinada quantidade
de anomalias.
• Hoje é possível medir os deslocamentos de
placas por meio de satélites geodésicos.
Fornecem medidas precisas do deslocamento
sobre uma dezena de anos.
Tipos de Contatos entre Placas
• O contato entre placas é definida por
um plano que pode ter formas
irregulares. O contato máximo entre
placas é triplo: Estável ou instável.
• Contato estável: Quando o ângulo
entre os limites de placa é de 120º.
• Contato instável: quando o ângulo não
é de 120º, não se mantem a relação
angular.
Existem 3 tipos de limites de placa ( ou margens) :
1.
2.
3.
Convergente -- (compressão)
Divergente -- (extensão)
Transformante -- (movimento strike-slip)
Tipos de limites de Placa:
Divergente
Convergente
Transformante
Os limites da placa ocorre nos continentes, oceanos, ou
ambos ao mesmo tempo.
 O movimento convergente da placa se associa a:
a. Compressão
b. Falhamento inverso
c. Criação de uma zona de subducção.
d. Processos de criação de cinturões montanhosos
e. Colisões de placas:
 limites divergentes oceânicos se associam a:
a. Tração ou extensão (separação)
b. Falhamento normal.
c. Rifting (como nas dorsais meso-oceânicas)
d. Criação de magma dentro da zona de rift
 As Falhas transformantes se associam ao:
a. Movimento horizontal
b. Falhas de escorregamento
c.
Compensação lateral das unidades da rocha
O ciclo de Wilson: 1. Formacao de um rift
Depressoes alongadas onde a espessura
completa da litosfera se deformou sob
influência de forças de extensão.
1. Constituem zonas de fluxo térmico
anomalamente alto e podem estar
associados a vulcanismo alcalino
2. Esta
comumente
associado
espacialmente
a
regiões
de
levantamento domico
3. A litosfera no rift é anomalamente fina e e
invadida por baixa velocidade, baixa
densidade e material de alta temperatura
4. Presença de anomalia gravimétrica
Bouguer negativa
5. Sua embricação é as vezes controlada
por zonas preexistentes de fraqueza
crustal
6. São geralmente menores de 50 km,
7. Estão constituídos por grandes
conjuntos
echelon
de
falhas
normais
em
8. Estão associados com sismos rasos
(aprox. 15 km) com solução de
mecanismos focais de plano de falha
normal.
Rift ativo.
• Sucessão de eventos: doming, vulcanismo,
rifting.
Rift passivo
• Sucessão de eventos: Rift, vulcanismo.
Este mecanismo também requer uma
fraqueza para localizar a deformação.
A extensão posorogênica
• Em alguns casos, a fonte de tensões
extensionais que leva ao estiramento
litosférico pode originar-se na propria
litosfera
2. Extensão, Formação de rift valleys
• os sedimentos continentais sao depositados em
grabens ou em hemi- grabens
• a sedimentacao continental inicial e substituida por
sedimentação marinha
• comunicação restrita com águas oceânicas
• afundamento lento, pouco aporte terrestre.
2. Extensão, Formação de rift valleys
• condicoes anaeróbicas + sedimentos sapropelíticos
 boas fontes de rochas para petróleo
• potencias armadilhas estruturais (falhas, domos
salinos)  boas armadilhas
• magmas continentais toleíticos chegam a superfície
como diques e fluxos
• Eventualmente podemos ter crosta oceânica
• Rifting: pode ser simétrico o assimétrico
O Vale de Marineris, corresponde a um acidente
importante do hemisferio em Marte. Situado a S
do equador. Apresenta cerca de 5000 Km. de
comprimento e 400 Km. de largura. Sua
semelhança com os rifts da Terra é considerada
como uma prova de atividade tectônica.
Divergencia
• As forcas tensionais adelgaçam a
litosfera
• novos materiais são formados entre as
placas e material mantélico ascendente
3. Etapa Proto-oceânica
• a crosta oceânica começa a se formar (sea-floor spreading).
• as linhas magnéticas comecam a se desenvolver.
• a parte central divide o oceano ao meio com histórias
deposicionais diferentes.
• generalmente o início e bastante simétrico.
• A cunha terrígena basal na periferia reflete subsidência termotectônica rápida.
• a separação acelerada pode conduzir a uma transgressão
global.
3. Etapa Proto-oceânica
Litofacies
• Fase 1:
– Evaporitos e depósitos salinos profundos
– Basaltos toleíticos
– Arrecifes de corais
• Fase 2:
– negras: sapropelitos e barras carbonatadas.
– Salmoras hidrotermais enriquecidas em Cu, Pb
e Zn
2) O Mar Vermelho
• Fases diferentes de evolução no
sudeste:
– Golfo de Suez : RIFT
– Setor norte: últimos estágios de Rifting
– Setor central: Transição Zabargaad:
peridoditos precambrianos
– Setor Sul: PROTO_OCEANO
• 300 x 2000 Km., sistema de diques alcalinos
• complexos anelares de diques eocênicos
• gabros, tonalitos e riolitos
1) O triangulo de Afar
• As series estratoides (stratoid-series):
basaltos e riolitos alcalinos.
• Vulcanismo continental: central e marginal
contaminados
• Vulcanismo oceanico: axial e fissural
(toleítico + alcalino)
4. Bacia oceanica Madura
•
•
•
•
•
•
Continua produção de crosta oceânica
" margens passivas " existem em ambos os lados
Não são limites de placa
São em geral assimétricos
Subsidência por flexura devido ao peso sedimentar
As taxas de subsidência são muito mais lentas que
em etapas anteriores; podem desenvolver
plataformas carbonáticas (e.g., Bahamas).
Subsidência de uma margem
continental passiva ( Steckler e Watts
1978, Sclatter e Christie 1980, Bond e
Kominz 1988, Boillot 1990).
• Uma margem continental passiva e
a borda de um rift cuja evolução
terminou na criação de um oceano.
Esta situação tem três
consequências principais que
controlam a subsidência da
margem.
Evolução de uma
margem continental
passiva ( Ingersoll
1988)
Controles da subsidência
• primeiras etapas: térmica
• últimas etapas: por carga sedimentar
• falhas normais indo ate ao centro da
bacia
• blocos basculados ate o setor externo
definidos como hemi-graben
• estiramento plástico da crosta inferior
• interface dúctil-rúptil (nível de
descolamento)
Litofácies
• facies grosseira de sedimentos aluviais (relevo
abrupto)
• facies fluviais proximais (volcanicas básicas)
• facies fluviais distais (destruicao do relevo)
• com os mares rasos (facies litorânea e
evaporítica)
• facies regressiva e lacustre (máxima expansão
da subsidência)
Sedimentação
•Facies de plataforma
•Facies de Talude
•Facies de margem
continental ou Prominência
•Progradação de margem
No limite entre o continente e o oceano aparece
coberto por sedimentos da margen continental, para
distinguí-lo se recorre a gravimetria ou
magnetometria o que da uma idéia aproximada do
limite.
Parâmetros para a definição de
uma Margem Passiva
1) Gravimetria
• Margens atuais: tem uma anomalia de ar
livre continua em uma posição próxima ao
talude continental. Excesso de massa.
• Margens antigas: tem uma anomalia de
Bouguer positiva, da ordem de 20 ou mais
miligals entre o craton e a seção oceânica
obliterada.
• Gravidade: pode servir para detectar
antigas zonas de colisão, por ex. O mar
Iapetus e a colisão dos Apalaches.
(clinotemas confirmados pela sísmica de
reflexão profunda.
2) Magnetometria
• Magnetic quiet zone: influência do
corpo sedimentar da margem
continental
• Anomalia magnética "E" (embasamento
oceânico anomalo ?; outras
alternativas)
3) Sísmica
• Clinoformas e plataformas
• Sísmica de reflexao
• Sismoestratigrafia
• Clinoformas por debaixo do
precambriano (Apalaches)
4) Magmatismo
• De natureza passiva
• Rochas máficas características de etapas
previas ao rift e proto-oceanicas
• Underplating em alguns modelos
• Magmatismo extensional
• Magmatismo: não existe na margem
passiva, em algumas vezes temos a
interseção com falhas transformantes
com magmatismo localizado
5. Fechamento da Bacia oceânica
• A nova produção de crosta oceânica esta balanceada pelo
consumo de crosta oceânica por subducção (arco de ilhas)
• Plato de fundo marinho envelhece, se esfria, chegando a ser
eventualmente bastante denso (frío) , ex., Pacífico W.
• Se a taxa de subducção excede a taxa de crescimento do fundo
oceânico (sea-floor spreading ), o oceano comeca a fechar-se
• Materiais como ilhas oceânicas, sedimentos, etc., não podem
subductar-se, gerando cunhas acrecionárias.
Os Orógenos
Classificação de Dewey & Bird (1969)
– Orógenos
simples
– Orógenos
complexos
– Orógenos
colisionais
Os Orógenos
• Classificacção de Uyeda
(1982), segundo o esforço
– Tipo andino (CO-CC)
alta compressão Vrb > 0
– Tipo Marianas (CO-CO)
baixa compressão Vrb < 0
– Extensão em
subducção
– A diferença
fundamental esta
no antearco, a
trincheira avança
ate o arco
– Tipo Guatemala, (COCC) Regime tracional
margens convergentes em extensão
A fossa da América central possue margens convergentes
em extensão. Demets et al. (1990) sugeriram que a
convergência entre a placa de Cocos e as placas NAM e do
Caribe tem o mesmo valor -8 cm/ano e um azimute ao
longo da fossa da América central.
Os Orógenos
• Clasificação de Barazangi & Isacks
(1976), em função do magmatismo
– Subduccao fría
– Subduccao quente
• Clasificação em função do grau de
encurtamento
– Tipo Chileno:
• com FPC
– Tipo Oregon:
• sem FPC
Os Orógenos
• Classificação em função de sua
mobilidade
Elementos atrás do arco
magmático
F P e C sintéticas e antitéticas
Classificação geral de uma FPC segundo sua posição no
orógeno.
• Roeder (1973) classificou as FPeC em sintéticas (S) e
antitéticas (A) segundo sua relação geométrica com a
zona de subducção
S
A
Obducção
• Processo tectônico pelo qual as rochas ofiolíticas
são emplaçadas em superfície: a crosta oceânica
cavalga sobre a continental (oposto a subducção).
• Comumente reconhecida em zonas colisionais.
• Alguns ofiólitos são de fundo oceânico (e.g.
Papua)
Coleman (1971) descreveu os mecanismos
básicos de obducção:
a) Obducção sem colisão por incremento
da velocidade de convergência (Pouco
provável)
• Para que uma porção da crosta oceânica
seja obductada por este mecanismo
devem suceder vários fenômenos que são
pouco prováveis que ocorram juntos:
– crosta oceânica com alta temperatura e
portanto de alta flotabilidade
– crosta oceânica muito fragmentada
– alta velocidade de convergência
– aceleração da convergência
b) Obducção por troca da polaridade em uma colisão (Mais
provável)
• É o caso mais comum de alojamento de ofiolitos
• Quando a subducção da crosta oceânica - crosta oceânica
esta longe do continente, em determinado momento a crosta
oceanica do lado do continente e totalmente subductada,
assim o continente chega ao complexo de subducção. Nessa
situação o mais frequente e que a crosta oceanica cavalgue
sobre a continental.
• Como o arco de ilha é menos denso que a crosta oceanica e
mais comum que a obducção de arcos de ilha.
• No sentido estrito os arcos de ilha obductados não são
ofiolitos e se distinguem dos ofiolitos s.s. por sua química.
Processos de obducção:
• Normalmente e mais frequente que se produza
em uma crosta oceânica quente
• Alojamento por descolamento completo da
subducção (scrapping off) Ex. Madre de Dios
• Suturacao entre os blocos continentais Ex . A
Puna ofioliticas
• Fechamento da bacia marginal Ex. Ofiolitos do
Canal de Beagle.
• Fechamento da bacia de antepaís com crosta
atenuada Ej. Bacia de Tepuel gabros toleíticos
• Delaminação crustal (subducção do tipo A) por
colisao Ex , Fiambalá ultramaficas e gabros de
raízes de arcos magmáticos, anfiboliticas e
gneisses
Obducção
Papua
Australia
New
Britain
6a. Colisao Arco-Continente
• Na colisão Arco-Continente ocorre: encurtamento
crustal, dobramento, estiramento, metamorfismo,
intrusao
• Cunha acrecionária e fragmentos de fundo oceânico
podem ser empurrados até a margem continental
• A litosfera oceânica continua sendo subductada por
debaixo do continente
• A litosfera oceânica subducta sempre. ex., Andes
6b. Colisao Continente-Continente
Orógenos Colisionais:
COLISÃO
• Fenômeno ligado diretamente ao
fechamento de um oceano.
• Ciclo de Wilson completo
• Colisão e acreção tectônica: não deve
associar-se a um mesmo mecanismo
geotectônico
6b. Colisão Continente-Continente
• Os ofiólitos podem preservar ao longo da sutura, ou estar
estirada e preservada como klippes
• O soerguimento resulta em desgaste pela ação atmosférica e
erosão
• Se formam molassas (depositadas no continente ou águas
rasas) e flysch (depositado em águas profundas, geralmente
mais longes)
• A restrição geográfica das bacias oceânicas dão lugar
comumente a bacias isoladas (ej., Mar Cáspio)
• Se continuar a colisão pode produzir-se um processo
denominado indentação tectônica
Morfologia e Geología
• As montanhas do Himalaya constituem uma
cadeia que tem uma longitude de 3.000 km
desde Afeganistão até Burma, sua largura
varia de 250 a 350 km e está constituída
por uma série de unidades litológicas e
tectônicas que correm paralelas ao cinturão
de montanhas por grandes distâncias
Mapa geológico dos
Himalaias,
mostrando os
mecanismos focais
(Molnar, 1984)
7. Nova Ruptura
• Se eventualmente termina a colisão, os movimentos
da placa se ajustam, e um novo continente maior se
forma.
• o calor se acumula debaixo, do manto ascendente.
• o rifting começa.
• onde ocorre o rifting?.
– podería imbricar-se na região onde o manto ascende
– podería estar ao longo de uma linha de fraqueza (sutura
anterior). e.g., oceano de Iapetus, oceano Atlântico.