PLACAS LITOSFÉRICAS E DERIVA CONTINENTAL

Origem da teoria da Tectônica de Placas: Início do século XX - Alfred Wegener Idéia baseada na observação de um mapa-múndi no qual as linhas de costa atlântica atuais da América do Sul e África se encaixariam como um quebra-cabeças gigante, de que todos os continentes poderiam se aglutinar formando um único megacontinente. ► Pangea Pan (todo) e Geo (Terra), e considerou que a fragmentação do Pangea teria iniciado há cerca de 200 milhões de anos, durante o Triássico, e prosseguido até hoje.

O Pangea teria iniciado sua fragmentação dividindo-se em dois continentes, sendo o setentrional chamado de Laurásia e a austral de Gondwana.

Feições geomorfológicas: Wegener foi o primeiro cientista a pesquisar seriamente a idéia da Deriva Continental e a influenciar outros pesquisadores. Evidências: Feições geomorfológicas: cadeia de montanhas da Serra do Cabo na África do Sul, que seria a continuação da Sierra de la Ventana, na Argentina. Planalto da Costa do Marfim (África) que teria continuidade no Brasil. Fósseis de Glossopteris (gimnosperma primitiva) em regiões da África e Brasil, cujas ocorrências se relacionavam perfeitamente, ao se juntarem os continentes. Evidências de glaciação, há aproximadamente 330 Ma na região sudeste do Brasil, sul da África, Índia, Oeste da Austrália e Antártica.

Entretanto ele não conseguiu responder a questões fundamentais: Em 1915 Wegener lançou a teoria da Deriva Continental em seu livro A origem dos Continentes e Oceanos. Entretanto ele não conseguiu responder a questões fundamentais: Que forças seriam capazes de mover os imensos blocos continentais? Como uma crosta rígida como a continental deslizaria sobre uma outra crosta rígida como a oceânica, sem que fossem quebradas pelo atrito?

Chave da Resposta: fundo dos oceanos Em 1940 - durante a Segunda guerra mundial, geocientistas iniciaram a exploração sistemática do assoalho oceânico, inicialmente por razões militares e econômicas, com trabalhos de mapeamento do fundo submarino que levaram à descoberta da Dorsal ou Cadeia Meso-Oceânica (a mais ampla e extensa cadeia de montanhas da Terra com 84.000 km de extensão e largura da ordem de 1.000 km) Emerge na Islândia.

Foi constatado que ao longo desta cadeia o fluxo térmico era mais elevado que nas áreas contíguas de crosta oceânica, e que esta era uma zona de forte atividade ígnea e vulcânicas. Outra importante observação é que esta dorsal meso-oceânica dividia a crosta submarina em duas partes, podendo representar, portanto, a ruptura ou a cicatriz produzida durante a separação dos continentes. Com o aperfeiçoamento da Geocronologia (década de 50-60), constatou-se que faixas de rochas de mesma idade situam-se simetricamente dos dois lados da dorsal, com as mais jovens próximas da dorsal e as mais velhas ficando mais próximas dos continentes, idades estas sempre inferiores à 200 milhões de anos.

Esses estudos levaram à formulação da teoria da expansão do assoalho oceânico e daí, à proposta de um modelo geral para a origem de toda a crosta oceânica e, consequentemente, à base para o desenvolvimento da teoria de tectônica de placas. Essa teoria é um modelo para a Terra, em que a litosfera rígida e fria "flutua" sobre uma Astenosfera plástica e quente. A litosfera é segmentada por fraturas, formando um mosaico com sete grandes placas e algumas outras menores, que deslizam horizontalmente, arrastando os continentes por cima da Astenosfera.

PLACAS LITOSFÉRICAS São as seguintes as principais placas litosféricas: africana, norte-americana, sul-americana, eurasiática, pacífica, indo-australiana, antártica e nazca, que se movem com velocidades que variam de 1,3 a 18,3 cm por ano. A velocidade absoluta da placa sul-americana é de aproximadamente 4 cm/ano para oeste. Por outro lado, as placas são geradas junto às dorsais oceânicas, com, a formação do assoalho oceânico basáltico, e são destruídas nas fossas oceânicas, ditas como zonas de subducção, onde mergulham no manto. Nessas regiões, somente as partes oceânicas são digeridas, conquanto os continentes, mais leves, não são submergíveis.

Importantes fenômenos geológicos e estruturas geomorfológicas de ordem maior são desenvolvidos, segundo um ou outro quadro geotectônico dos acima referenciados Destacando-se, além das cordilheiras, tanto continentais como oceânicas, o intenso magmatismo (plutônico e vulcânico), a excepcional deformação no ambiente colisional, o rifteamento continental (rift africano) e os arcos de ilhas, como no Pacífico ocidental.

Tipos de Limites entre Placas Litosféricas Os limites das placas tectônicas podem ser de três tipos distintos: Limites Divergentes: marcados pelas dorsais meso-oceânicas, onde as placas tectônicas afastam-se uma da outra, com a formação de nova crosta oceânica. CADEIA MESO ATLÂNTICA GRANDE RIFT AFRICANO

Tipos de Limites entre Placas Litosféricas Limites Convergentes: onde as placas tectônicas colidem, com a mais densa mergulhando sob a outra, gerando uma zona de intenso magmatismo a partir de processos de fusão parcial da crosta que mergulhou. Ex: a placa de Nazca subductando sob a placa sul-americana no Pacífico

Tipos de Limites entre Placas Litosféricas Limites Conservativos: onde as placas tectônicas deslizam lateralmente uma em relação à outra, sem destruição e geração de crostas, ao longo de fraturas denominadas de Falhas Transformantes Por exemplo, a falha de Santo André, na Califórnia, onde a placa do Pacífico desloca-se para o norte com relação à placa norte-americana.

Margens Continentais Ativas e Passivas Margens continentais são regiões onde a crosta continental encontra a crosta oceânica. Existem dois principais tipos de margens continentais: Margens Continentais Passivas: desenvolvem-se durante o processo de formação de novas bacias oceânicas quando da fragmentação de continentes. Este processo é denominado de rifteamento, onde rift significa um vale de grande extensão formado a partir de um movimento distensivo na crosta, que produz falhas subverticais e abatimento de blocos. Este processo ocorre no Oceano Atlântico, onde as costas leste a América do Sul e oeste da África constituem margens continentais passivas. Portanto, este tipo de margem continental situa-se ao longo de limites divergentes de placas tectônicas e não sofre tectonismo importante em escala regional

Margens Continentais Ativas, situadas nos limites convergentes de placas tectônicas onde ocorrem zonas de subducção e falhas transformantes. Nessas regiões encontramos uma estreita depressão do assoalho oceânico, denominada fossa, ausência de plataforma continental bem estendida, como na margem passiva, e forte atividade tectônica, caracterizada por intensa sismicidade, significativa atividade vulcânica e plutônica, formação de montanhas, metamorfismo, etc. A costa oeste andina, da América do Sul, é um bom exemplo dessas margens, que também são denominadas do tipo pacífico, na literatura geológica.

Arcos de Ilhas e Cordilheiras Oceânicas Os Arcos de Ilhas são resultantes da colisão entre placas oceânicas, onde a placa mais densa, mais antiga, mais fria e mais espessa mergulha sob a outra placa, em direção ao manto, carregando consigo parte dos sedimentos acumulados sobre ela, que irá se fundir em conjunto com crosta oceânica em subducção. O processo produz intensa atividade vulcânica de composição andesítica, comumente manifestada sob a forma de arquipélagos, conhecidos com "Arcos de Ilhas", de 100 a 400 km atrás da zona de subducção. Na zona de subducção forma-se uma fossa que será mais próxima do arco de ilhas, quanto mais inclinado for o ângulo de mergulho. Ex.: Ilhas do Japão

Cordilheiras Oceânicas: São cadeias montanhosas que rodeiam o globo como a costura de uma bola de beisebol. É o maior sistema montanhoso da Terra, que se estende por 84.000 km, com mais de 1.000 km de largura. Geralmente se elevam em torno de 3 km sobre o assoalho submarino adjacente e vão desde o Oceano Ártico ao Pólo Sul, através da cadeia meso-atlântica, onde inflete para este, no Oceano Índico, cruza o Pacífico Sul e se desvia para o norte, para dentro do Golfo da Califórnia, e, depois, continuando na costa de Oregon, nos Estados Unidos. Essa cadeia montanhosa é a mais impressionante feição da superfície do planeta que seria vista do espaço, caso não existissem os oceanos, e é diferente das cadeias continentais, formadas de basaltos isentos de deformação e gerados no limite de placas divergentes. Dorsais: Meso-Atlântica, Dorsal do Leste-Pacífico, Dorsal do Sudeste-Indiano

Soerguimento de Montanhas e Evolução do Relevo Terrestre Grande parte da atividade tectônica terrestre ocorre no limite de placas litosféricas, em contraste com o interior delas, normalmente inativo tectonicamente. Como resultado, praticamente todas as montanhas e as cadeias montanhosas, na Terra, são formadas nos limites de placas, e, por isso, sua evolução é comumente acompanhada de dobramentos e falhamentos de rochas, terremotos, erupções vulcânicas, intrusões de plútons e metamorfismo, principalmente nas zonas de subducção de margens continentais ativas.

Os esforços compressivos, gerados nas zonas de colisão de placas convergentes, associados ao intenso magmatismo que introduz corpos ígneos no material crustal afetado, edificam vulcões na superfície, criam as condições necessárias para o enrugamento da "pele" do planeta por vastas áreas e, em determinados períodos de tempo,orogênese nas faixas móveis. Montanhas são, então, formadas pelo envolvimento de uma série de agentes internos. Por isso, as montanhas quase sempre se apresentam como cadeias ou cordilheiras, porque as forças que as criaram operavam por vastas regiões da crosta terrestre, associadas a fenômenos de grande transcendência geodinâmica interna, sejam montanhas vulcânicas, de blocos falhados ou de dobramento e empurrão, como os Alpes e o Himalaia.

HIMALAIA ALPES

O relevo terrestre, em seus grandes traços, está intimamente ligado aos episódios de grande mobilidade crustal, que confere inúmeros aspectos morfológicos à superfície da Terra, durante o passar do tempo geológico. Vivemos sobre um território mutante, palco de enfrentamento de forças geológicas de diferentes origens, acionado pela geodinâmica interna e toda a gama de fenômenos relacionados. A história das cadeias montanhosas, reconhecemos que ela não termina com o paroxismo orogenético, onde os fenômenos derivados da geodinâmica interna atingiram o seu clímax, mas a erosão e a isostasia continuam, de forma combinada, a modificar o relevo das episódicas faixas de maior mobilidade crustal.

ALPES - ÁUSTRIA

PIRINEUS