Tectónica de Placas

Tectónica de Placas
Plate Tectonics
Uma visão global da Geologia da Terra
A global view of Earth Geology
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.
O Modelo da Tectónica de Placas baseia-se
em duas premissas principais:
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.
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.
A estrutura interna
da Terra
Principais geo-esferas: crosta, manto, núcleo externo e
núcleo interno
Litosfera = crosta + manto superior
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
dividem a Terra numa crusta, manto e núcleo:
ordem
(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.
Zona LVZ (low velocity zone)
Camada “D”
Estas camadas coincidem com gradientes de temperatura
muito acentuados, e por isso são consideradas como
camadas térmicas limite.
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 deriva aparente dos polos permite a
reconstituição dos supercontinentes do passado
A colidiu com B
C colidiu com A-B
D colidiu com A-B-C
(supercontinente A-B-C-D)
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.
Início da Abertura
do Atlântico
180
FORMAÇÃO DO PANGEA
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
ocorrem nos dois lados do Atlântico Sul
(Pérmico)
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.
Pangea, o último supercontinente
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.
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 separase 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 separase 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