Tectônica de Placas.

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1 Tectônica de Placas

2 Mecânica das Placas Movimentos instantâneos relativos e absolutos
Contatos construtivos, destrutivos e conservativos Esforços atuantes: Porque as placas se movem? ¿Qué son las placas tectónicas?         Son segmentos rígidos de la litósfera que están dotados de una movilidad relativa. Se pueden mover con respecto a los otros segmentos y tienen una composición variable lateralmente. Tres rasgos que definen una placa         a) segmentos rígidos         b) movilidad relativa         c) presentan grandes cambios laterales de composición

3 Leis da Tectônica de placas
A superficie da terra esta dividida em placas rígidas (segmentos esféricos da ordem de 100 Km de espessura) que formam a litosfera (placas litosféricas) As placas se criam nas dorsais oceânicas (zonas construtivas), zonas de acreção.  As placas se movem sem deformação sobre um meio viscoso: zona de baixa velocidade

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5 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 Los procesos tectónicos están controlados por el movimiento de las placas, ellas se mueven como un conjunto por encima de la zona de baja velocidad (zbv). Cuando se mueven se originan fallas, fracturas, plegamientos y una serie de deformaciones que afectan a la corteza superior.    La diferencia más importante entre la corteza continental y la corteza oceánica es la localización de la deformación. Esta está distribuida sobre las superficies mayores, en la corteza continental a causa de sus propiedades reológicas particulares. Los materiales ácidos, como los granitos, le confieren una resistencia media más débil. Estos materiales adquieren un comportamiento dúctil cuando las temperaturas sobrepasan una centena de grados, a partir de los Km. de profundidad. Los continentes son sometidos a deformaciones intensas en los limites de placa o en las zonas de creación de nuevos limites de placa.          Uno de los objetos de la tectónica de placas es mostrar como los movimientos relativos de las grandes placas o en el interior de las placas inducen deformaciones en las regiones de limites de placa o en el interior de las placas, y si es o no posible determinar esos desplazamientos. 

6 As Direção dos movimentos relativos
são obtidas a partir: 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. envergamento dos focos sísmicos que fornece informações dos movimentos relativos. O vetor deslocamento da direção e sentido movimento.  La unidad de comportamiento mecánico es la litósfera conformada por los primeros 100 Km. incluyendo la corteza y parte del manto superior. El límite inferior de la litósfera corresponde a la isoterma de 1250ºC. El material por encima de ella está lo suficientemente frío como para comportarse rígidamente. Mientras que por debajo puede deformarse fácilmente debido a su temperatura. La litósfera se comporta como una unidad rígida en contraste con la capa subyacente, la astenósfera: capa débil y en estado de semifusión. Esta capa permite el desplazamiento sobre ella. La litósfera esta dividida en una serie de placas que incluyen parte de corteza continental y oceánica.

7 Taxas de movimentos relativos (velocidades relativas)
são dadas pela distribuição de anomalias magnéticas simétricas nas cadeias meso-oceânicas. 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. Cuando los datos geodésicos son completos dispondremos de una velocidad verdaderamente instantánea. Comparando los resultados obtenidos por los satélites y los calculados, deducidos de las anomalías magnéticas, sobre 3 Ma, se observa una muy buena congruencia. Los resultados muestran una gran constancia de velocidades de desplazamiento sobre largos periodos de tiempo. Consideraremos que la tradicionalmente llamada cinemática instantánea es reflejo de la cinemática actual.

8 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.

9 Existem 3 tipos de limites de placa ( ou margens) :
1.      Convergente -- (compressão) 2.     Divergente -- (extensão) 3.     Transformante -- (movimento strike-slip)

10 Tipos de limites de Placa:
Divergente Convergente Transformante

11 Os limites da placa ocorre nos continentes, oceanos, ou ambos ao mesmo tempo.
O movimento convergente da placa se associa a: Compressão Falhamento inverso Criação de uma zona de subducção. Processos de criação de cinturões montanhosos Colisões de placas: limites divergentes oceânicos se associam a: Tração ou extensão (separação) Falhamento normal. Rifting (como nas dorsais meso-oceânicas) Criação de magma dentro da zona de rift As Falhas transformantes se associam ao: Movimento horizontal Falhas de escorregamento Compensação lateral das unidades da rocha

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25 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.

26 Constituem zonas de fluxo térmico anomalamente alto e podem estar associados a vulcanismo alcalino
Esta comumente associado espacialmente a regiões de levantamento domico A litosfera no rift é anomalamente fina e e invadida por baixa velocidade, baixa densidade e material de alta temperatura Presença de anomalia gravimétrica Bouguer negativa

27 Sua embricação é as vezes controlada por zonas preexistentes de fraqueza crustal
São geralmente menores de 50 km, Estão constituídos por grandes conjuntos de falhas normais em echelon Estão associados com sismos rasos (aprox. 15 km) com solução de mecanismos focais de plano de falha normal.

28 Sucessão de eventos: doming, vulcanismo, rifting.
Rift ativo. El Rifting es iniciado por los magma de plumas que ascienden hacia la superficie. Las plumas se distribuyen aleatoriamente sobre la tierra; la mayoría se presentan bajo una cuenca continental u océanica, pero algunas pueden existir en los límites de la placa. El magma alcanza comúnmente la superficie para causar los volcanes en el punto caliente. Los plumas que causan puntos calientes son estacionarios en el manto; diferente de las placas sobrepuestas que cambian de lugar continuamente, las plumas no se mueven. Por lo tanto como una placa se mueve a través de un punto caliente la actividad tectónica y volcánica en la superficie marca el cambio de lugar. Una cadena larga de volcanes puede formarse. Las islas hawaianas son un ejemplo de un punto caliente oceánico, y parque de Yellowstone de un punto caliente continental. Hay muchos ejemplos antiguos y modernos de puntos calientes. La mayoría se aíslan y pasan con su historia entera sin iniciar un rifting. A veces, sin embargo, varios puntos calientes se ensamblan y comienzan un encadenamiento de los procesos que dan lugar a un rifting, a una cuenca oceánica, y a un nuevo límite divergente de la placa. El levantamiento térmico puede producir un domo que puede erosionarse y adelgazar la corteza. Está asociado a plumas anomalía astenosférica. Sucessão de eventos: doming, vulcanismo, rifting.

29 Rift passivo El Rift pasivo es cuando el continente es estirado por fuerzas en un plano originado a lo largo de los límites de los continentes y la astenosfera subyacente es pasivamente levantada; este modelo alternativo se llama a menudo como Rift pasivo y se piensa que no es capaz de generar bastante fuerza extensional para causar rotura de la litosfera. El stress horizontal de las placas causa la extensión. La respuesta inicial puede ser subsidencia y levantamiento. Sucessão de eventos: Rift, vulcanismo. Este mecanismo também requer uma fraqueza para localizar a deformação.

30 A extensão pos-orogênica
Por ej. Baikal se desarrolla perpendicular al orógeno Krenkel (1922) definió el término tafrógeno para designar la contraparte extensional de un orógeno. Em alguns casos, a fonte de tensões extensionais que leva ao estiramento litosférico pode originar-se na propria litosfera

31 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.

32 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

33 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. El de Tharsis presenta fracturación paralela importante y aparatos volcánicos periféricos equivalentes al Rift del Rhin, del E Africano. En Venus, el Atla y Thetis presentan apariencias similares a los rift continentales, tales como juntas triples y desarrollo de rifts paralelos.

34 Divergencia As forcas tensionais adelgaçam a litosfera
novos materiais são formados entre as placas e material mantélico ascendente

35 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 termo-tectônica rápida. a separação acelerada pode conduzir a uma transgressão global. PALEOMAGNETISMO  A partir del estudio del magnetismo fósil se puede deducir como han sido las variaciones del campo magnético, esto es con  el estudio de rocas y restos de alfarería, ya que pequeñas cantidades de materias ferromagnéticas, que debieron imanarse en la dirección del campo magnético terrestre existente cuando se enfriaron. Si conocemos de qué modo ha cambiando el campo magnético terrestre (declinación e inclinación) en los últimos miles de años.Apartir del estudio de las lavas emitidas al enfriarse se imanan de manera paralela al campo magnético de dicho lugar. Cuando oscila la dirección del campo magnético terrestre, al solidificarse las coladas registran el hecho, de modo que, a uno y otro lado del eje a partir  del cual se derraman las lavas, se forma ese tejido magnético bandeado tan caracteristico de los fondos oceánicos.

36 3. Etapa Proto-oceânica Fase 1: Fase 2:
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

37 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

38 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)   El Triángulo de Afar está formado por rocas volcánicas muy recientes, lo que indica que se formó más o menos al mismo tiempo que comenzó la separación de las placas africana y arábiga. La zona de sismicidad anómala de África oriental comienza en el Triángulo de Afar y se continúa a lo largo de una serie de grabens conocidos como Valles de ruptura de África. Estos pueden indicar el comienzo de una nueva cordillera oceánica que partiría la placa de África en las placas de Nubia y de Somalia.

39 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). Upper plate: tienen abundante volcanismo, se concentra en las zonas de alto gradiente térmico, ej: Sudafrica Lower plate: pequeño desarrollo de actividad magmática, depósitos de syn-rift, ej: Gabón

40 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.

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42 Evolução de uma margem continental passiva ( Ingersoll 1988)
- Desde un punto de vista tectónico, la evolución de una margen pasiva empieza por un evento distensivo (nfting) asociado con levantamiento y erosión de los bordes y la subsidencia del centro (graben), que lleva al adelgazamiento de la corteza continental. Por lo tanto, la margen pasiva empieza su evolución por una subsidencia inicial, que da lugar a una sedimentación "syn-rift continental y mayormente detrítica, o de medio marino muy somero y confinado (evaporitas, lutitas negras). - Desde un punto de vista térmico, el estado de rift está asociado con un alto flujo térmico provocando un abombamiento térmico, mientras que, ya que aparece el océano, el flujo térmico (así como la distensión) se traslada hacia la dorsal oceánica, y comienza la contracción térmica de la zona, que se vuelve margen pasiva s.s. .

43 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) Subsidencia La subsidencia es un fenómeno tectónico por el cual la superficie de una placa litosférica asciende o desciende, respecto a una posición previa. Comunmente se utiliza el término  subsidencia para referirse al  hundimiento del substrato de una cuenca sedimentaria. La subsidencia  puede ser positiva (hundimiento) o negativa (levantamiento). El estudio preciso del tipo de subsidencia es permite conocer el tipo de acumulación, hiatos, que dependerán del  contexto  tectónico y geodinámico de la cuenca. La subsidencia esta controlada por: la isostasia (astenosfera), térmicamente (genera variaciones de volumen y de densidad) y los esfuerzos geotectónicos, que pueden adelgazar o engrosar la corteza (variaciones de peso, volumen y temperatura, o flexiones de la corteza), y.  determinan varios tipos de subsidencia caracterizados por  amplitud, extensión y velocidad. 

44 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)

45 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.

46 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.

47 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)

48 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

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50 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. Océanos Remanentes         Producto final de la evolución del ciclo de Wilson cuando se cierra un océano. Cuando subducimos la corteza oceánica, el océano termina siendo subducido, pero antes tenemos el océano remanente .  Cuando se cierra un océano las placas continentales se acercan (A y B). El choque es paulatino ya que A y B tienen bordes subparalelos. La sutura po colisión  forma una montaña, se generan dteritos que van al océano remanente, son miles de metros de turbiditas. la corriente es unidireccional. El diastrofismo migra con el tiempo. Aportes longitudinales muy importantes.

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59 Os Orógenos Classificação de Dewey & Bird (1969) Orógenos simples
Orógenos complexos Orógenos colisionais Tenemos distintos límites convergentes: CO-CO con formación de arcos islándicos CO-CC con formación de arcos continentales, deformación, actividad ígnea CC-CC con engrosamiento cortical, deformación

60 Classificacção de Uyeda (1982), segundo o esforço
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, (CO-CC) Regime tracional

61 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.

62 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 Tipo Chileno: con FPC velocidad de roll-back > 0, alta compresión, alto acople Tipo Oregon: sin FPyC velocidad de roll-back = 0, régimen neutro, no hay contracción detrás del arco, no hay acople.

63 Características generales de una zona de convergencia CO-CC
metamorfismo flujo térmico anomalías gravimétricas

64 Os Orógenos Classificação em função de sua mobilidade
Como hemos visto existen distintos tipos de límites convergentes CO-CO: con formación de arcos islándicos, con deformación, actividad ígnea y metamórfica CO-CC: con desarrollo de arcos continentales caracterizado también por deformación, actividad ígnea y metamorfismo regional CC-CC: que comienza como un arco continental. Las fuerzas compresionales causan engrosamiento cortical, corrimientos y levantmientos de sedimentos costeros y rocas continentales. Los continentes son suturados.

65 Elementos atrás do arco magmático
Elementos del retroarco, localización de la FPyC donde se dan los corrimientos. Las FPyC de las cuencas de back-arc son muy similaes a las de retroarco, en lo que concierne a deformación. Las fallas y pliegues caracterizan la estructura de una FPyC y en general se encuentran intimamente relacionadas entre si. Los pliegues sólo se pueden dar desvinculados a fallas en sectores de alta ductilidad o en secuencias que tengan, aunque sea en parte, rocas poco competentes, de lo contrario en rocas donde predomina el comportamiento frágil, los pliegues importantes siempre se vinculan al fallamiento, por lo que en FPyC en general predominan estructuras mixtas de fallamiento y plegamiento. Para entender una estructura hay que hacer un análisis geométrico, cinemático y dinámico y asi reconstruir la estructura en profundidad a partir de datos superficiales y subsuperficiales, y calcular el acortamiento orogénico. Muy útiles desde el punto de vista académico y económico (prospección de recursos naturales:petróleo, gas ...)

66 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 Las fajas Sintéticas tienen poco desarrollo o pueden no existir, la deformación del complejo de subducción (si existe) se puede considerar una faja S. Las fajas Antitéticas generalmente alcanzan una amplio desarrollo cuando aparecen.

67 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)

68 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

69 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.

70 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

71 Obducção Papua New Britain Australia

72 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

73 6b. Colisao Continente-Continente

74 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 Ciclo de Wilson completo: tendremos por lo tanto unidades de rocas heredadas que representan etapas tectónicas anteriores (por ej. Arcos de islas, intrusivos de tipo Andino y complejos ofiolíticos) Colisión y acreción tectónica: no deben asociarse a un mismo mecanismo geotectónico. Las cadenas montañosas son rasgos geomorfológicos positivos de la corteza terrestre, algunas son muy impresionantes por que alcanzan mas de 8000 m. Existen distintos procesos geológicos que producen montañas pero ninguno tan importante como la colisión continental. 2 placas continentales o 2 bloques de cualquier tamaño que se ponen en contacto y debido a su flotabilidad la subducción es imposible. Zonenshain y Kuzmir (1997) propusieron 5 tipos de colisiones: 1) continente-continente 2) continente-terreno 3) continente-arco 4) arco-arco 5) arco-terreno Las colisiones mas espectaculares son entre dos continentes y forman los fold belts, nappes, estructuras orogénicas

75 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

76 Morfologia e Geología As montanhas do Himalaya constituem uma cadeia que tem uma longitude de 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 Hall (1997) sugirió tres grandes períodos en el desarrollo regional de los Himalayas: ca. 45 Ma: el límite de las placas cambió seguramente debido a la colisión India-Asia ca. 25 Ma: otro cambio y movimiento de las placas, debido seguramete a la colisión del margen Australiano con arcos en el N despues de 25 Ma la región E de Eurasia sufrió rotaciones Los Himalayas sufren un rápido levantamiento con tasas de 0,5 y 4 mm/año, por lo tanto experimentan una rápida erosión dando lugar a partir del Mioceno sedimentos terrígenos en la cuenca de ganga, en la zona conocida como los sub – himalayas y son denominadas molassa SIWALIK

77 Mapa geológico dos Himalaias, mostrando os mecanismos focais (Molnar, 1984)
Debajo de los Himalayas inferiores se ven mecanismos focales de fallamiento inverso Con planos inclinados al N Fallamiento normal inclinado, debido a la extensión post colisional.

78 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.

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