MARGENS OCEÂNICAS (ACTIVAS E ESTÁVEIS)

Loite Lázaro JoséLuís Disse Júnior

Maibeque Francisco João

INTRODUÇÃOAs mais variadas formas do relevo, constituem objecto de estudo desde os primórdios da humanidade, neste último século, foi registado um considerável avanço geológico . Porém, problemas ainda continuam e alguns permanecerão para sempre nos domínios das hipóteses e da especulação, como origem da terra e do universo. A existência desse trabalho tem por objectivo, com significativo e diversificado conteúdo, explanar sobre as forças que soerguem vastas áreas da crosta oceânica.

Relaciona-se então a este processo os fenómenos magmáticos vulcânicos, plutónicos, os terramotos, os dobramentos, os falhamentos, a orogénese e a epirogénese, a deriva continental e a tectónica de placas.

Se na dorsal oceânica havia contínua criação de placas, e não havia evidência de que a Terra estivesse aumentando de tamanho, em algum lugar deveria estar havendo a destruição de material.

A CROSTA OCEÂNICA

A crosta oceânica forma o fundo dos grandes oceanos e

difere essencialmente da crosta continental pela sua pouca

espessura e pela sua ausência de uma camada granítica-

gnaissica.

ZONAS OCEÂNICAS ESTÁVEIS (PLANÍCIES ABISSAIS)

Planícies abissais são áreas extensas e profundas, de relevo relativamente plano, que se estende da base das elevações continentais até os relevos íngremes e abruptos das cordilheiras oceânicas, em profundidades superiores a 5000 m. A parte emersa das irregularidades do relevo das planícies abissais constitui as ilhas oceânicas.

O relevo oceânico apresenta, ainda uma importante feição, denominada fossa submarina. As fossas constituem depressões alongadas e estreitas, com laterais de altas declividades.

SOB UMA ESPESSURA DE SEDIMENTOS TEMOS:

A crosta oceânica superior, a única que foi atingida e em parte atravessada por sondagens (a sondagem mais profunda atravessou cerca de um quilómetro, perto das ilhas Galápagos, e por baixo de 275m de sedimentos pliocénico). Tem uma espessura de cerca de 2km, d=2.8 a 2.7, Vp=5km/s. Mostra escoadas basálticas que contem alguns níveis sedimentares consolidadas.

A crosta oceânica inferior. Espessura de 5 km,

d=2.8 a 2.9, Vp=7 km/s.

CONT.Encontramos ai na crosta oceânica superior (alternância de sedimentos e de escoadas basálticas) e a crosta oceânica inferior. Esta apresenta de cima para baixo (fig. 1): uma camada dolerítica maciça, constituída por um enxame denso de

diques basálticos que, sem dúvida, alimentaram o vulcanismo sobrejacente;

um conjunto gabróico, com texturas cumulados; cumulados ultrabásicos bandados (peridotitos mais ou menos

serpentinizados) que formam a base da costra oceânica, porque mais abaixo vêm os peridotitos do manto superior, muito diferentes dos precedentes pela sua textura de tectonitos.

A paleo–Moho como se verifica por baixo dos continentes, também é difícil de observar porque todos estes peridotitos estão fortemente serpentinizados e correspondem a uma zona de deslizamentos diferenciais entre a crosta e o manto.

CONT.

A- Corte de uma sequência ofiolitica clássica.

B- Conjunto ofolitico atípico observado em certos sectores dos Alpes francos italianos. Espessura de corte é cerca de 1 km.

C- O banco de Goringe, ao largo de Portugal, trata se de um retalho da litosfera oceânica inclinada de cerca de 20 graus e situado perto da fractura Açores – Gibraltar. Permitiu por observação directa por um submersível, reconstituir um corte da crosta oceânica atlântica. Os vulcanitos alcalinos do topo de corte foram implantados posteriormente e não tem nada a ver com a crosta oceânica original.

DORSAIS OCEÂNICAS

São relevos vulcânicos dos fundos oceânicos com a forma de longas cristas

não muito elevadas que se estendem ao longo dos grandes oceanos. Nessas

regiões não há sedimentos na crosta oceânica inferior.

Dorsais mesooceânicas

As dorsais mesooceânicas são os lugares onde a intensidade vulcânica e da

tectónica do assoalho oceânico profundo é maior. O vale em rífte principal é o

centro da acção. As paredes do vale são falhadas e intrudidas com soleiras e

diques de basalto, e o assoalho dos vales é coberto com derrames de basalto

e blocos de tálus provindo das paredes adjacente misturado com um pouco de

sedimento depositado a partir das águas de superfícies.

CONT.

Em muitos locais, as dorsais mesooceânicas e os vales em rift estão deslocados lateralmente por falhas transformantes.

Grandes terramotos ocorrem nessas falhas, a medida que uma placa desliza em relação a outra. As rochas colectadas das paredes das falhas transformantes têm, frequentemente, composições ricas em olivina do manto, em vez da composição basáltica típica da costa oceânica. Isso sugere que os processos magnéticos que originam a crosta oceânica podem ocorrer menos eficientemente onde o centro de expansão encontra uma falha.

TIPOS DE MARGENS DE PLACAS TECTÔNICAS

A teoria da Tectónica de Placas representa um arcabouço

teórico sólido no qual inúmeras observações da Terra se

combinam para formar um modelo geral da dinâmica de crosta

terrestre, onde a origem e a evolução das feições estruturais da

Terra são resultantes de um sistema de placas litosféricas em

movimento.

As margens entre as placas tectónicas podem assumir, de uma

maneira geral, um carácter divergente, convergente (por

colisão ou subducção) ou transformante.

MOVIMENTO DE PLACAS TECTÓNICASAs placas tectónicas têm-se movimentado ao longo do tempo geológico. Várias evidências têm mostrado que a velocidade de uma certa placa tectónica raramente foi constante. De fato, tais movimentos apresentaram fases de aceleração e/ou desaceleração ao longo do tempo geológico. Os registos mostram, também, que a velocidade pode variar muito de placa para placa.

Por exemplo, enquanto a Placa Sul-americana apresenta velocidade entre 2 e 5cm/ ano, a Placa do Pacífico apresenta valores entre 9 e 18cm/ ano. Acredita-se que tais diferenças de velocidade estão relacionadas, entre outros factores, à quantidade de crosta existente na placa. Dessa forma, o movimento das placas sem a presença de crosta continental em suas bordas (Placa do Pacífico) tenderiam a ser mais rápidas do que aquelas com a presença de crosta continental, como a da Placa Sul-americana.

PLACAS TECTÓNICAS

O princípio chave da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectónicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direcções.As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comummente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões activos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e activa. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante.

TIPOS DE LIMITES DE PLACAS

Oceânico / ContinentalOceânico / Oceânico

Continental / Continental

CAUSAS DO MOVIMENTO DAS PLACAS

Movimento das placas; baseado em dados de satélites GPS (NASA) JPL. Os vectores mostram a direcção e a magnitude do movimento.

Conforme foi referido acima, as placas movem-se graças à fraqueza relativa da astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária para produzir este movimento seja a dissipação de calor a partir do manto. Imagens tridimensionais do interior da Terra (tomografia sísmica) mostram a ocorrência de fenómenos de convecção no manto (Tanimoto 2000). De alguma forma, esta energia tem de ser transferida para a litosfera de forma que as placas se movam.

TEORIA DA TECTÓNICA DE PLACAS

Durante a década de 1960 fizeram-se grandes progressos e mais foram despoletados por várias descobertas, sobretudo a da dorsal meso-atlântica. Salienta-se a publicação, em 1962, de uma comunicação do geólogo americano Harry Hess.Hess sugeriu que os continentes não se moveriam através da crusta oceânica (como sugerido pela deriva continental) mas que uma bacia oceânica e o continente adjacente moviam-se conjuntamente numa mesma unidade crustal ou placa.Em 1967, Jason Morgan propôs que a superfície da Terra consiste de 12 placas rígidas que se movem umas em relação às outras. Dois meses mais tarde, em 1968, Xavier Le Pichon publicou um modelo completo baseado em 6 placas principais com os seus movimentos relativos.

EXPANSÃO DOS FUNDOS OCEÂNICOS

Alternância de polaridade magnética nos fundos oceânicos.

A descoberta da alternância de polaridade magnética das rochas

dos fundos marinhos e da sua simetria relativamente às cristas

meso-oceânicas sugeria uma relação. Em 1961, os cientistas

começaram a teorizar que as cristas meso-oceânicas

corresponderiam a zonas estruturalmente débeis onde o fundo

oceânico estava a ser rasgado em dois, segundo o comprimento

ao longo da crista.

O magma fresco proveniente das profundezas do interior da Terra sobe facilmente através destas zonas de fraqueza e eventualmente flui ao longo das cristas criando nova crusta oceânica.

A evidência do padrão simétrico de anomalias magnéticas trazia uma questão importante: “qual o processo de formação da crosta oceânica que explica este padrão?” A hipótese do afastamento do assoalho oceânico e consequente reciclagem da crosta oceânica

As teorias da época (1961) diziam que as dorsais mesooceânicas eram zonas de fraqueza da crosta.

CONCLUSÃO

Vivemos sobre um território mutante, palco de enfrentamento de forças geológicas de diferentes origens accionadas pela geodinâmica interna e externa e toda gama de fenómenos relacionados. Ao analisarmos a tectónica de placas, bem como, a formação das cordilheiras continentais e das cadeias oceânicas, reconhecemos que a história não termina com os fenómenos derivados dos processos geodinâmicos internos. A erosão e a erostasia continuam, de forma combinada, a modificar o relevo em suas faixas de mobilidade crustal. Factos que comprovavam a teoria do espalhamento do assoalho oceânico.

OBRIGADO PELA ATENCAO !