Tec Placas
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Capítulo 3. Tectónica de Placas A teoria da tectónica de placas tem a sua origem no inicio do século XX com a ideia da deriva dos continentes proposta por Alfred Wegener. Na base desta teoria esteve a observação de que os continetes africano e sul americano se podiam ajustar como peças de um puzle. Circunstância esta que era sustentada por vários argumentos de índole paleontológicos. Contudo, as objecções mais severas à teoria de Wegener provinham da falta de um mecanismo que explicasse a origem do movimento e da impossibilidade física de que blocos de crosta continental podessem forçar a sua passagem através de um manto mais rígido. Mais tarde, no final da década de 50 e início da de 60, observações geofísicas acabaram por convencer os geólogos de que os continentes eram passageiros viajando em grandes “jangadas” (as placas tectónicas) compostas sobretudo por manto. As condições de pressão e temperatura atingidas no manto criam uma zona relativamente ductil, ensanduichada entre zonas desse mesmo manto mais rígidas. Essa zona, a astenosfera, permite que as placas contituidas por crosta e manto possam deslizar horizontalmente por distâncias de milhares de quilómetros. 3.1 Divisões principais da Terra Divisão Clássica da Terra (Diferenciação em densidade devida a variações da composição química) 3.3 g/cm3 2 - 3 g/cm3 5.8 g/cm3 2. Manto Silicatos ricos em Ferro e Magnésio Ferro 10.8 g/cm3 3. Núcleo 1. Crosta Silicatos Figura 3.1 Divisão Clássica da Terra. As três zonas de diferentes densidades correspondem a variações de composição química. 1) A crosta é composta sobretudo por minerais ricos em silica (silício e oxigénio), com densidades entre 2 e 3 g/cm3 e espessura entre 2 e 70 km. Ocupa menos de 2% do volume da Terra e tem 1% da sua massa. 2) O manto é composto por silicatos ricos em ferro e magnésio. Estendendo-se entre cerca de 30 e 2900 km, a sua densidade aumenta de 3.3 a 5.8 g/cm3 Contém 82% do volume e 68% da massa. 3) O núcleo é composto predominantemente por ferro e níquel. Tem uma densidade média de 10.8 g/cm3 e estende-se dos 2900 km até ao centro da Terra a cerca de 6400 km. Tem 16% do volume e 32% da massa da Terra. 1 Divisão Clássica. O conhecimento do interior da Terra deriva principalmente de observações dos tipos e das velocidades das ondas sísmicas que a atravessam. A visão clássica do interior da Terra, desenvolvida durante a primeira parte do século 20, estabelece uma diferenciação em três esferas baseadas na densidade. Diferenças bruscas da densidade estão associadas a variações na composição química que caracterizam essas três esferas. São elas a crosta (ou crusta), o manto e o núcleo (figura 3.1). Divisão Moderna. A instalação de sismómetros em maior número e, sobretudo, de melhor qualidade durante os anos 60 permitiu obter uma resolução muito mais fina da velocidade das ondas sísmicas através das três esferas. Resultou daqui uma divisão mais moderna que descreve o interior da Terra em termos das sua propriedades físicas – sólido rígido; sólido ductil e líquido. As cinco regiões reconhecidas são: a litosfera; a astenosfera; o manto inferior (ou mesosfera); o núcleo externo; e o núcleo interno (figura 3.2). Divisão Moderna da Terra (Estado Físico devido ao aumento da Temperatura e da Pressão com a profundidade) Sólido duro Sólido macio Litosfera Sólido duro Núcleo Interno 51 00 29 00 70 km km Astenosfera Sólido Manto Inferior (Mesosfera) Líquido Núcleo Externo 0k 0k m m 15 Figura 3.2 Divisão Moderna da Terra.Cinco zonas com características físicas diferentes devidas ao aumento da temperatura e pressão com a profundidade. 1) A litosfera é um sólido duro que se estende desde a superfície até aos 100 – 200 km de profundidade. Ela inclui a crosta e parte do manto superior. 2) A astenosfera é sólida, mas com uma pequena fracção de fusão parcial. Relativamente ao material acima e abaixo (de cerca de 150 a 400 km de profundidade) é um sólido macio (plástico) que gradualmente se torna mais duro a 700 km de fundo. 3) O manto inferior (mesosfera) é um sólido duro e estende-se de 700 a 2900 km de profundidade. 4) O manto externo, entre os 2900 e os 5100 km, está liquefeito. 5) O manto interno, entre 5100 e 6400 km, está no estado sólido. A figura 3.3 mostra contudo que a visão clássica não está desactualizada, pois as divisões maiores são ainda baseadas nas transições da composição química entre a crosta, o manto e o núcleo. O esquema moderno descreve o estado físico do material, com uma dada constituição química típica, sob condições de constante aumento da pressão e temperatura. Os silicatos, constituintes principais da crosta, estão normalmente tão frios que são rígidos, formando a parte superior da litosfera. Os silicatos ricos em ferro e magnésio que formam a parte superior do manto estão também relativamente frios e rígidos e formam a parte restante da litosfera. A profundidades superiores a 150 km, esse mesmo material do manto sofre uma fusão parcial ligeira que resulta na astenosfera. A pressão atinge valores tão elevados para profundidades de 2 350 a 700 km que o material do manto inferior se comporta como um sólido duro. O material do núcleo externo (rico em ferro) está liquefeito às temperaturas e pressões encontradas entre os 2900 e os 5100 km. No entanto, a pressão é tão elevada perto do centro da Terra que o mesmo material se encontra aí no estado sólido. 150 700 290 Moderna km (Estado Físico) km Litosfera Clássica (Composição Química) 0k Núcleo Núcleo Interno 00 Núcleo Externo 51 Astenosfera m Manto Inferior (Mesosfera) Manto Crosta Figura 3.3 Comparação entre as divisões Clássica e Moderna. 3.2 O sistema Listosfera – Astenosfera O desenvolvimento e aceitação geral da teoria tectónica das placas só occoreu durante as décadas de 60 e 70, quando um número elevado de evidências geológicas e geofísicas foi acumulado através de observações feitas nos fundos oceânicos. Datações de amostras provenientes de perfurações e o padrão de anomalias magnéticas sugeriam que as rochas basálticas da crosta oceânica formadas nas dorsais médio-oceânicas eram tanto mais velhas quanto mais distavam dessas dorsais. O conceito de abertura dos fundos oceânicos fornece então um mecanismo aceitável para explicar como é que os continentes derivam uns em relação aos outros. Uma rede global de estações sísmicas (criada para monitorizar os testes núcleares do antigo bloco Soviético) mostrou que a maioria dos sismos ocorre ao longo de bandas estreitas que delimitam as fronteiras das placas. Em certas regiões, faixas mais largas de sismicidade revelam uma muito maior gama de profundidades focais e são associadas a zonas onde uma placa parece mergulhar por debaixo de outra. A teoria tectónica das placas conclui que a camada exterior e rígida da Terra, a litosfera, é constituida por um mosaico de grandes placas (algumas delas até nem são muito grandes) que “flutuam” e derivam sobre uma astenosfera mesnos densa e “macia” a uma taxa de alguns cm por ano. A esta velocidade a astenosfera tem um comportamento ductil. A maioria dos fenómenos geológicos de larga escala resultam do movimento relativo das várias placas e das interacções ao longo das suas fronteiras. 3 Estado físico do manto superior. Os gráficos da figura 3.4 mostram como é que a pressão e a temperatura aumentam desde a superfície até à profundidade de 700 km. Note-se que, devido ao aumento contínuo da carga, a pressão aumenta a uma taxa aproximadamente constante (linear) com a profundidade. Por seu lado, o aumento da temperatura é não linear. Ele começa por ser acentuado para pequenas profundidades, mas diminui progressivamente com o aumento da profundidade. Figura 3.4 Variação da pressão e temperatura nos primeiros 700 km de profundidade. Figura 3.5 Diagrama de fases da peridotite (manto). As percentagens referem-se ao volume de líquido vs sólido da fusão parcial. 4 O estado físico dos materiais depende das condições de pressão e temperatura. O diagrama de fases (diagrama P – T) da figura 3.5 ilustra o estado físico da peridotite (um rocha ígnea) para as condições de pressão e temperatura encontradas no manto superior. Com o aumento da temperatura, a peridotite funde, mas a temperatura necessária para a fusão da rocha aumenta com o aumento da pressão, ou seja, com o aumento da profundidade. Perto da superfície, a pressões baixas, a fusão dos minerais das rochas com alto teor em sílica começa a cerca de 1200 ºC. O grau de fusão parcial aumenta progressivamente até a rocha ficar totalmente no estado líquido por volta dos 1900 ºC. A profundidades de 300 km é necessária uma temperatura consideravelmente mais elevada para iniciar a fusão parcial e chegar à fusão total (2000 ºC e 2700 ºC, respectivamente). A linha tracejada do diagrama de fases da figura 3.5 mostra como se comporta o gradiente geotérmico no manto superior. O facto deste gradiente ser não linear significa que ele atravessa limites de transições de fase, dando origem a três regiões distintas: 1) nos primeiros 100 km a peridotite está “fria” e rígida e forma a litosfera; 2) entre os cerca de 100 e 350 km o aumento de temperatura provoca uma pequena fracção de fusão parcial, a camada que corresponde a esta fase é a astenosfera; 3) abaixo dos 350 km a pressão é tão elevada que, mesmo para os valores elevados da temperatura aí existentes, o material sofre nova mudança de fase tornando-se de novo sólido, é a mesosfera. Crosta Continental Crosta Oceânica Placa ≈ 100 km Moho Litosfera (dura) Astenosfera (ductil) Manto Aumento ≈ 700 km ≈ 35 km ≈ 150 km Resistência ≈ 10 km ≈ 700 km Mesosfera (dura) Figura 3.6 As condições de temperatura relativamente altas e pressões baixas do manto entre 150 e 400 km criam uma situação especial. As placas litosféricas deslizam sobre uma astensofera plástica. A crosta forma a parte superior da litosfera, sendo a crosta oceânica substancialmente mais fina que a continental. Enquanto que a fronteira química entre a crosta e o manto (Moho) é nítida, a variação do estado físico entre a litosfera e a astenosfera é mais subtil. A transição entre a astenosfera e a mesosfera dá-se através de uma zona de crescente aumento da resistência. A litosfera compreende tanto a crosta como a parte mais superior do manto. A fronteira entre estas duas camadas, conhecida por descontinuidade de Mohorovičić, ou simplesmente Moho, está localizada no interior da listosfera (fig 3.6). O Moho foi identificado ainda no início do século 20 quando Mohorovičić descobriu que as ondas sísmicas compressivas (ondas-P), deslocando-se a uma velocidade próxima de 6.5 km/s na crosta inferior, eram refractas na interface de uma camada onde a velocidade passava a ser perto de 8.2 km/s. Este fronteira é bem pronunciada pois ela separa regiões com composições químicas distintas. A crosta inferior tem uma composição gabróica ( ≈ 50% de sílica), enquanto que o manto superior é composto de peridotite ( ≈ 30% de sílica). 5 s Placa Juan de Fuca Fornteiras: E Divergente Convergente Placa da Escócia r Pi Alp as 30˚ Carp B.P. led ón i Placa Africana Americana Andes t as ca Médio 0˚ ud I nd a ian Do rsa l 120˚ 180˚ Placa das Filipinas 150˚ In di an a Mal Definida Este Indu-Australiana Placa alai as Him Transformante Placa Antártica s r Do S al c Euroasiática ste oe Ca u 90˚ Placa 60˚ Indiana ic Placa de Nazca Placa Sul Placa das Caraíbas al s or D A tlâ nti -30˚ o l Centro Pacif Placa de Cocos F S. alha An d dre e Americana -60˚ r Ma Placa Pacífica ta Aleu Placa Norte A t -90˚ es Ca as -120˚ ch pa la -150˚ M on an h 180˚ sa Rise elh rm Ve Rifts Af. r Do Figura 3.7 Placas litosféricas. A maioria destas têm partes cobertas por crosta continental espessa e crosta oceânica (mais fina). Ao contrário da transição abrupta entre a crosta e o manto, as fronteiras no manto são mais suaves. Variações ligeiras da velocidade de propagação das ondas-P permitem reconhecer a existência das três zonas: litosfera, astenosfera e mesosfera. A velocidade das ondas-P no 6 -60˚ -30˚ 0˚ 30˚ 60˚ manto superior decresce dos 8.2 km/s para cerca de 7.8 km/s, aprofundidades de 75 a 200 km, indicando a transição para a astenosfera. De seguida, a velocidade aumenta gradualmente devido ao aumento da “dureza” da astenosfera e a variação culmina com um aumento brusco para 12 km/s quando se entra na mesosfera, a cerca de 700 km de profundidade. Figura 3.8 As placas litosféricas deslizam sobre a astenosfera, provavelmente conduzidas por um mecanismo misto de transferência de calor e massa e de variações horizontais de densidade. A listosfera é criada onde as placas divergem e destruida onde elas convergem. A litosfera da Terra está retalhada em sete placas principais e várias placas menores (fig 3.7). Estas placas movem-se com velocidades relativas da ordem dos cm/ano (embora haja algumas que se desloquem a velocidades da ordem da dezena de cm/ano). Esta velocidade é importante, não só porque é reduzida, mas também porque permite que as placas se desloquem por grandes distâncias, à escala de tempo geológico. A 1 cm/ano, ao fim de um milhão de anos acumula-se um deslocamento de 10 km. A importância de ser um velocidade reduzida adevém do facto de que a esta taxa de deslocamento, a astenosfera tem um comportamento ductil e permite, para períodos da ordem centenas de milhões de anos, a construção de estruturas do tipo das extensas bacias oceânicas e as cadeias de montanhas. É talvez bom recordar que, se não fosse esta capacidade “reconstructiva” proporcionada pelo movimento das placas, a erosão meteorológica já teria aplanado quase completamente, senão mesmo completamente, os continentes e não restaria quase nenhuma superfície acima do nível do mar. Acredita-se que o movimento das placas litosféricas resulta de correntes de convecção no manto superior (fig 3.8). Nas regiões onde as correntes são ascendentes, elas separam as placas e geram novo magma a partir de material do manto. Este magma arrefece e passa a formar a nova litosfera. Onde as correntes de conveção têm o sentido descencente as placas convergem. Nestas situações, normalmente uma das placas mergulha sob a outra e é destruida no manto. O movimento das placas litosféricas contribui assim para fazer uma reciclagem contínua das rochas. Nova litosfera é criada nas dorsais médio-oceânicas e a litosfera mais velha é deformada e consumida nas fossas abissais (zonas de subducção). 3.3 Tipos de fronteiras de placas Existem três tipos de fronteiras de placas: as fronteiras divergentes, as fronteiras convergentes e as fronteiras transformantes (fig 3.9). A maioria das estruturas geológicas de grande escala – 7 montanhas, continentes, bacias oceânicas – e os processos – sismos, vulcanismo, metamorfisimo – estão associados às interacções que ocorrem ao longo das fronteiras de placas. Figura 3.9 Os três tipos gerais de fronteiras de placas (linhas espessas). (a) As placas crescem nas fronteiras divergentes. (b) são destruidas nas fronteiras convergentes e (c) deslizam uma pela outra, sem criação ou destruição, nas fronteiras transformantes. Alguns vulcões ocorrem bem no interior das placas (fig 3.10) e pensa-se que são provocados pela passagem da placa sobre pontos quentes que permanecem fixos no interior do manto inferior. Figura 3.10 Alinhamentos de vulcões podem ser provocados por movimentos de placas sobre pontos quentes devidos à ascenção de plumas de material quente no manto. 3.3.1 Fronteiras divergentes Quando duas placas se afastam uma da outra, a litosfera é adelgaçada e, por isso, a astenosfera com uma capacidade de flutuação ascende e eleva uma vasta região (fig 3.11). Dependendo de se a litosfera está coberta por crosta continental ou oceânica, assim essas regiões elevadas constituirão zonas de rift continental ou dorsais médio-oceânicas. 8 c) Litosfera Continental Normal Crosta Continental ≈ 35 km Litosfera ≈ 150 km Astenosfera Topografia Fronteira Crosta/Manto Fronteira Litosfera Astenosfera Região Elevada Moho b) Zona de Rift Continental Litosfera Astenosfera Água a) Dorsal Médio-Oceânica Crista ≈ 11 km Crosta Oceânica ≈ 5 km Moho Litosfera ≈ 100 km Astenosfera Figura 3.11 Topografia, descontinuidade Crosta/Manto (Moho) e Litosfera/Astenosfera em fronteiras de placas divergentes. a) Espessuras tipicas da crosta e litosfera num cratão continental. b) toda a litosfera é adelgaçada com o rifting do continente; todas as três fronteiras são elevadas. c) a nova litosfera formada na dorsal oceânica contém uma crosta com cerca de 1/6 da espessura de uma crosta continental típica. As fronteiras do tipo divergente são caracterizadas por forças de tracção que produzem falhas normais e vales de rift (fig 3.12a). Se um continente for completamente rasgado, os dois segmentos podem derivar um do outro, formando duas placas litosféricas distintas (fig 3.12b) e entre eles forma-se uma nova litosfera oceânica. Se o processo continuar por um período suficientemente longo, podem-se formar grandes bacias oceânicas (fig 3.12c). A fronteira de placas fica então situada numa dorsal médio-oceânica, longe das margens que separam a crosta continental da crosta oceânica. Estas margens são referidas com o termo de margens continentais passivas. 3.3.1.1 Zonas de rift continental Quando um continente é estirado a crosta e toda a litosfera são adelgaçadas (fig 3.11b) ao longo de uma vasta região. Esta região é então elevada pela astenosfera quente subjacente devido à sua flutuabilidade positiva. A parte mais superficial da crosta sofre uma deformação britle provocando sismos e cristas elevadas (“horsts”), separadas por vales (“grabens”). Os grabens são depois preenchidos por sedimentos, com espessuras que podem ir até aos 8 km, e subsidem formando bacias. Os blocos adjacentes do horst permanecem como altas cadeias de montanhas. A região chamda “Basin and Range Province” do oeste da América do Norte; a “Pannonian Basin” da Europa central e o “Rift Este Africano” são exemplo de áreas de rift continetal activo (fig. 3.7). 3.3.1.2 Dorsais Médio-Oceânicas Quando um continente é rasgado forma-se nova crosta litosférica entre os dois blocos, tal como está actualmente a acontecer com o Mar Vermelho que separa a Arábia Saudita da África. Com 9 a continuação da divergência a astenosfera mais flutuante eleva uma crista no fundo mar que pode ter desde algumas centenas até tanto quanto 4000 km de largura, dependendo de quão rápido as placas se afastam uma da outra. Eventualmente o processo pode abortar ao fim de “algum tempo” e o processo de rifting parar. Foi o que sucedeu com a abertura entre a Groenlândia e a América do Norte. Apesar da região da crista ser quente, a parte mais superior da crosta oceânica está fria sendo a sua deformação britle, causando sismos e falhas normais. A cadeia de dorsais médio-oceânicas, que inclui a dorsal médio-Atlântica, a “East Pacific Rise” e a crista do Oceano Índico estendem-se de um modo mais ou menos contínuo por mais de 50000 km (fig 3.7). Ainda que esteja quase completamente coberta por água (a excepção acontece na Islândia), o sistem de crista médio-oceânicas é de longe a maior cadeia de montanhas da Terra. Figura 3.12 Evolução das estruturas em fronteiras divergentes. 3.3.2 Fronteiras convergentes Quando duas placas litosféricas convergem, a placa mais densa (devido ao arrefecimento a densidade aumenta com a idade da placa) mergulha sob a outra. A região onde a placa mergulha profundamente no manto chama-se zona de subducção. Existem dois tipos de zonas de subducção. Numa dá-se a convergência de duas placas cobertas por crosta oceânica e na outra a convergência processa-se entre uma placa coberta de crosta oceânica e outra de crosta continental (muito mais espessa). É isto que acontece, por exemplo, ao longo da costa Oeste da América do Sul. Por vezes, devido à subducção, um oceano inteiro pode desaparecer provocando a colisão de blocos de crosta continental. Foi o que sucedeu entre o bloco indiano e a Ásia dando origem à cadeia dos Himalaias, e é o que está para acontecer entre a Europa e a África com o consequente desaparecimento do Mediterrâneo. 10 3.3.2.1 Zonas de subducção oceano/oceano Se ambas as placas em convergência contiverem crosta oceânica acontece que ainda assim uma das placas mergulha sob a outra (fig 3.13a). Formam-se então duas cadeias de montanhas, uma estrutural e outra vulcânica, paralelamente à fossa oceânica que formada na zona de junção das duas placas. Nas imediações da fossa, no sentido de terra, onde o topo da placa é pouco profundo e frio, alguns dos sedimentos e rochas subjacentes são arrancados e deformados adquirindo uma forma de cunha que é acrecionada à placa cavalgante. Partes desta cunha acrecionária podem elevar-se acima do nível do mar como rochas sedimentares comprimidas, dobradas e fracturadas formando cristas longas ladeadas de vales. Barbados, no mar das Caraíbas e Timor são exemplos de situações destas. Figura 3.13 Formação de estruturas em zonas de colisão. Formam-se duas cadeias de montanhas paralelas, uma estrutural (cunha acrecionária) e outra vulcânica (arco vulcânico). Mais afastado das fossas, o topo da placa descendente atinge profundidades de 100 - 150 km onde está tão quente (em parte devido ao atrito) que os fluidos são retirados da crosta. Estes fluidos ascendem e derretem os silicatos do manto e da crosta da placa cavalgante. O magma resultante deste processo engrossa a crosta da placa cavalgante até duas a três vezes o valor normal de uma placa oceânica. O magma que consegue atingir a superfície vai dar origem a uma cadeia de ilhas vulcânicas chamadas arco insular. A depressão entre a cunha acrecionária e o arco insular, onde se acumulam sedimentos, é chamada forearc basin. As Aleutas, as Antilhas Menores e as ilhas da Filipinas são exemplos do resultado do funcionamento de um sistema deste tipo. 11 3.3.2.2 Zonas de subducção oceano/continente A crosta continental é mais espessa que a crosta oceânica e por isso tem maior poder de flutuabilidade. Uma placa com crosta oceânica, quando colide com outra placa coberta de crosta continetal, mergulhará sempre sob esta (fig 3.13b). A morfologia que resulta desta colisão é semelhante à desenvolvida em zonas de subducção oceano/oceano, incluindo uma fossa oceânica muito profunda, a cunha acrecionária e a forearc basin. O arco vulcânico está situado na crosta continetal porque essa crosta faz parte da placa cavalgante. As zonas de subducção oceano/continente são muitas vezes designadas por margens continentais activas. Exemplos destas colisões incluem o Japão, o Oeste da América do Sul e o Noroeste Pacífico da América do Norte. 3.3.2.3 Zonas de colisão continental Duas placas que estejam cobertas por uma crosta continental espessa, quando colidem formam uma cadeia de montanhas. No caso em que uma das placas seja delimitada por um arco insular, a colisão ocorre após a parte menos espessa da crosta oceânica do arco insular ter sofrido subducção (fig 3.14b). Quando as crostas continentais se encontram nenhuma delas mergulha sob a outra porque ambas são demasiado leves para mergulhar no manto. As crostas espessas são então comprimidas, deformadas, metamofirzadas e elevadas. Se a convergência prosseguir, um dos blocos crostais pode cavalgar o outro (tal como acontece actualmente com o subcontinente Indiano que a estender-se sob a Ásia). O resultado é a formação de uma larga região de grandes elevações. Figura 3.14 Desenvolvimento de uma zona de colisão continental. a) as margens continentais aproximamse à medida que a litosfera oceânica é consumida pela subducção. b) forma-se uma cadeia de montanhas quando as crostas continentais (espessas) colidem. As montanhas mais altas da Terra, os Himalaias, fazem parte de uma cadeia de montanhas que se estende desde a Ásia Central até ao Leste da Europa. Esta cadeia é formada pela convergência da Eurásia com outros fragmentos continentais incluindo a India, a Arábia Saudita e de pequenos fragmentos de crosta continental espessa empurrados para norte pelo movimento de África em direcção à Europa. Outras montanhas de zona de colisão são o Cáucaso, os Cárpatos, os Alpes e os Pirinéus. Os Apalaches e as montanhas Caledónias no sul 12 da Groenlândia, nas ilhas Britânicas e Escandinávia são partes de uma zona de colisão continental que se formaram durante a era Paleozóica, à cerca de 300 a 400 milhões de anos. Um episódio posterior de rifting continental provocou a abertura do oceano Atlântico que isolou as montanhas em continentes diferentes. 3.3.2 Fronteiras transformantes Placa 1 Fronteiras divergentes Placa 2 Sismo Falha transformante Dorsal Médio-Oceânica Zona de Fractura Figura 3.15 Mapa esquemático de uma fronteira de placas tipo transformante. Onde as placas deslizam uma pela outra não há criação nem destruição de litosfera. Fronteiras deste tipo são designadas por transformantes. Um exemplo comum deste tipo de fronteiras é o do offset que liga segmentos das dorsais médio-oceânicas (fig 3.15). O movemento relativo entre as placas acontece apenas entre os segmentos de dorsal, onde ocorrem os sismos. As extensões inactivas das fronteiras transformantes são chamadas zonas de fractura. Exemplos importantes de fronteiras transformantes que se estendem em terra são dados pela falha da Anatólia na Turquia e a falha de S. André na Califórnia (fig 3.7). 3.3.3 Pontos quentes Alguns vulcões estão situados, não ao longo das fronteiras, mas no interior das placas litosféricas. Também se observa normalmente que esses vulcões são progressivamente mais velhos para distâncias maiores dos vulcões mais activos (fig ??). Pensa-se que estes vulcões são formados sobre plumas de calor localizadas que ascendem do manto inferior. Com o movimento das placas sobre os pontos quentes formam-se cadeias lineares de vulcões. O exemplo mais evidente (na verdade foi baseado nele que foi avançada a teoria dos pontos quentes) destas cadeias vulcânicas lineares é dado pela cadeia de ilhas Havaianas. Pensa-se também que os pontos quentes permanecem fixos em relação ao manto, bem como relativamente uns aos outros. Isto é importante porque o sistema de referência dos pontos quentes fornece um referencial em relação ao qual os movimentos absolutos das placas podem ser determinados. 13
