Dinâmica da Litosfera e grandes estruturas geológicas Movimentos horizontais da litosfera – da formação de riftes à formação de cadeias montanhosas (Continuação)

Porquê que o Oceano Pacífico não tem Rifte na sua Dorsal? O oceano Pacífico é a maior massa marítima do Globo. Com 180 milhões de Km2, o Pacífico cobre quase um terço da superfície do Planeta. Tem 707,5 Km de Fossas. Nele se localizam as maiores fossas, como a Fossa das Marianas. 88% da sua área apresenta profundidade superior a 3.000m. A sua dorsal tem uma rápida expansão , entre 8,8 e 16,1 cm / ano. Conclusão: Devido às razões dos pontos 3. 4. 5., o oceano Pacífico não pode apresentar Vale de rifte.

As fossas abissais marcam as zonas de subducção, fronteiras em que da colisão de placas resulta que uma placa mergulha sobre a outra.

Os processos de formação de montanhas designam-se por orogenia. Arcos insulares intra – oceânicos) As montanhas continentais sempre causaram curiosidade aos cientistas, que procuravam explicar os processos que estavam na base da sua formação. Os processos de formação de montanhas designam-se por orogenia.

As maiores cadeias de montanha da Terra estão relacionadas com limites convergentes entre placas litosféricas Algumas cadeias montanhosas formaram-se há centenas de milhões de anos, enquanto outras são mais recentes, como por exemplo os Himalaias – 45 M.a.

Principais tipos de cadeias montanhosas

Limites Destrutivos: Colisão Oceano - Continente Fossa Abissal Crosta Oceânica Litosfera Crosta Continental Zona de Subducção Astenosfera

Cadeia montanhosa de subducção – “Margem continental” Cadeia montanhosa dos Andes, entre a Bolívia e o Peru. Subducção da placa oceânica de Nazca sob a placa continental sul-americana. Andes

Exemplos Limites Oceano - Continente ANDES

Cadeias de Subducção A placa mais densa (oceânica antiga) mergulha sob uma placa menos densa( continental ou oceânica jovem) na fossa oceânica profunda. Aos 100Km de profundidade a litosfera sofre alterações mineralógicas e torna-se mais densa do que a astenosfera. Afunda ao nível dos ramos descendentes das correntes de convecção Ao ser transportada para profundidades superiores provoca a fusão parcial da crusta oceânica de composição basáltica (Magma básico). A presença de elevadas quantidades de água e outros voláteis diminui a temperatura de fusão. Os minerais do magma basáltico e os materiais do manto fundem e formam um magma andesitíco.

Magma Andesítico 60% de Sílica Muitos gases Ricos em água

Cadeias de Subducção Como o magma andesítico é menos denso ascende e pode formar : Á superfície, rochas vulcânicas ou extrusivas ( Andesito). Em profundidade, rochas plutónicas ou intrusivas (Diorito). O magmatismo, dobramento, fracturação e metamorfismo formam as cadeias montanhosas de subducção.

Regiões de subducção e actividade sísmica Nas regiões de subducção registam-se os sismos mais profundos. Esta sismicidade foi descoberta por Wadati e Benioff. Devido a isso as zonas de subducção também são chamadas de zonas de Wadati – Benioff.

Regiões de subducção e actividade sísmica

Continental - oceânica A crosta continental afunda sob a crosta oceânica. Forma-se uma cadeia montanhosa de obducção. Alguns fragmentos da crusta oceânica são transportados para cima da crusta continental.

Cadeia montanhosa de obducção – “ Margem continental” A cadeia de Omã , na Península Arábica . Pensa-se que a litosfera oceânica que sofre obducção é aquela que é jovem, fina e leve. Cadeia de Omã

Cadeia montanhosa de obducção Por outro lado tem-se verificado a obducção quando uma placa oceânica de reduzidas dimensões se encontra entre duas placas continentais de elevadas dimensões. A subducção é substituída pelo transporte dos materiais da crusta oceânica para cima da crusta continental, chamado o carreamento. Esse carreamento leva à formação das cadeias montanhosas de obducção.

Limites Destrutivos/Construtivos Colisão Continente-Continente Litosfera Crosta Continental Crosta Continental Astenosfera

Cadeias montanhosas de colisão – “ Margem continental”

Formação dos Himalaias Há 45M.a., a placa Índico-Australiana era mista(continha crusta oceânica e continental) e ao chocar com a placa Euro-Asiática sofre subducção, iniciando a formação de uma cadeia montanhosa semelhante aos Andes.

Formação dos Himalaias No entanto o fecho do oceano levou ao choque entre os continentes e à formação de uma cadeia montanhosa de colisão continental- os Himalaias. Devido a essa colisão o material apresenta-se totalmente deformado(dobras e falhas) e com um alto grau de metamorfismo

Exemplos Limites Continente-Continente Himalaias

Cadeias montanhosas de colisão – “ Margem continental” Colisão de um arco insular com um continente: Placa Euro-asiática Ilha Formosa Poderá formar uma cadeia montanhosa de colisão O mar da China está em fase de subducção na fossa de Manila Arco Insular das Filipinas

Cadeias montanhosas intracontinentais A deformação tectónica também está presente dentro dos continentes, com regimes compressivos que provocam um engrossamento localizado da crusta. Este processo envolve deformação dúctil (associado à formação de dobras), mas principalmente deformação frágil (origina fracturação). As falhas permitem erguer blocos rochosos e formar cadeias montanhosas intracontinentais. Exemplo: Pirenéus

Comportamento Mecânico das Rochas Comportamento Frágil ou Rígido, quando sujeitas a estados de tensão, em condições de baixa temperatura e de baixa pressão, fracturam-se (Falhas ) . Comportamento Dúctil, quando sujeitas a estados de tensão, em condições de elevada temperatura e pressão, deformam-se (Dobras ) .

Cadeias montanhosas intracontinentais

Cadeias montanhosas intracontinentais Actualmente, as montanhas dos Atlas constituem um exemplo de uma cadeia orogénica que se está a formar no continente africano ( Marrocos).

Limites Destrutivos: Colisão Oceano-Oceano Ilhas do Japão Fossa Abissal Crosta Oceânica Litosfera Zona de Subducção Crosta Oceânica Astenosfera Formação dos Arcos insulares intra – oceânicos.

Limites Conservativos: Falhas Transformantes Adaptado de Press e Siever, 1999.