GEODINÂMICA Geofísica - USPeder/EAD/apostilas/plc0010_11.pdf · 2015-01-28 · 10 – placa de Nazca, 11 – Norte-americana, ... será mantido o nome placa Africana para esse segmento

Fernando Brenha RibeiroEder Cassola Molina

Licenciatura em ciências · USP/ Univesp

11.1 Introdução11.2 Os limites de placa11.3 As forças que agem sobre as placas tectônicas11.4 Orogênese: a formação de cadeias montanhosas11.5 ConclusãoReferências

Geof

ísic

a11GEODINÂMICA

263Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2

Geofísica

11.1 IntroduçãoNos sete textos iniciais desta disciplina, parte das diferentes disciplinas que compõem a

geofísica foi apresentada de forma estanque: a sismologia e a estrutura geral da Terra, que é

consequência da observação da propagação das ondas sísmicas, foram introduzidas nos textos

dois Sismicidade, três Ondas elásticas no interior da Terra e quatro Ondas sísmicas e

o interior da Terra. O campo de gravidade terrestre foi discutido no texto cinco O Campo

de Gravidade Terrestre e o campo magnético da Terra foi discutido no texto seis O Campo

Magnético Terrestre. No texto sete A Crosta, a estrutura da parte mais externa da Terra-

crosta e manto superior foi apresentada com maior detalhe.

A partir do oitavo texto Os Movimentos dos Continentes, foi alterado o enfoque em

que os temas são discutidos. Nos sete textos iniciais, foi fornecida uma visão essencialmente

estática do interior do planeta, embora alguns aspectos dinâmicos tenham sido mencionados

quando se discutiu o tema sismicidade. Os três textos seguintes foram dedicados à apresentação

de uma visão essencialmente dinâmica desse interior. As evidências de que segmentos da super-

fície da Terra se movimentam, uns em relação aos outros, começaram a ser discutidas no texto

oito O Movimento dos Continentes e o texto nove Tectônicas de Placas apresentou,

formalmente, a Teoria da Tectônica de Placas e definiu o conceito de placa litosférica. O texto

dez As forças que impulsionam as placas litosféricas discutiu os aspectos da física que

permitem entender como os movimentos das placas litosféricas são possíveis e introduziu uma

disciplina da geofísica, o estudo do fluxo de calor proveniente do interior do planeta, ou do

fluxo térmico terrestre, como se diz no Brasil, que não havia sido considerada nos textos iniciais.

O objetivo deste texto final é resumir os diferentes aspectos da dinâmica interna da Terra

(ou da geodinâmica), que foram apresentados, de forma mais ou menos dispersa, ao longo

do texto, tendo como guia o esquema proposto pela Teoria da Tectônica de Placas. No que

vamos discutir a seguir, para clareza do texto, foi necessária alguma superposição, ou até mesmo

repetição, de temas tratados anteriormente.

264 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2

11 Geodinâmica

11.2 Os limites de placaA Figura 11.1 identifica as principais placas litosféricas que cobrem a superfície da Terra:

Eurasiana, Africana, placa da Anatólia, Árabe, Indiana, placa da Austrália, placa da Antártica,

placa da Scotia, Sul-americana, placa do Caribe, Norte-americana, placa de Juan de Fuca, placa

de Cocos, placa de Nazca, placa do Pacífico e placa das Filipinas. Existe, na literatura, alguma

discordância sobre a identificação das diferentes placas. Alguns autores, por exemplo, não identi-

ficam a placa da Anatólia, mas mencionam a existência de uma placa Somali no leste da África.

A borda oeste dessa placa seria o grande rift continental do leste da África. Outros autores

definem de forma clara a placa da Anatólia e não mencionam a placa Somali. Alguns autores

ainda definem uma placa da Carolina entre a placa das Filipinas, ao norte e a oeste, a placa do

Pacífico ao leste e a placa da Austrália ao sul (Figura 11.2).

Figura 11.1: Principais placas que compõem a litosfera terrestre: 1 – Africana, 2 – Antártica, 3 – Árabe, 4 – Australiana, 5 – placa do Caribe, 6 – placa de Cocos, 7 – Eurasiana, 8 – Indiana, 9 – placa de Juan de Fuca, 10 – placa de Nazca, 11 – Norte-americana, 12 – placa do Pacífico, 13 – placa das Filipinas, 14 – placa da Scotia, 15 – Somali, 16 – Sul-americana, 17 – placa da Anatólia. Além dessas placas principais, existem microplacas, princi-palmente entre a borda sudeste da placa Eurasiana e a borda sudoeste da placa do Pacífico. Alguns autores definem ainda uma placa das ilhas Carolinas entre as placas Australiana, das Filipinas e do Pacífico, na altura do Equador, latitude 0o (mapa base The Earth’s Fractured Surface, National Geographic Maps, 1999, com modificações e adições).


Geofísica

Além das placas principais, existem, principalmente no sudeste asiático, regiões definidas

como microplacas tectônicas: a microplaca de Burma, entre a fossa oceânica de Java e o litoral

sul das ilhas de Sumatra e Java; a microplaca das Marianas entre as fossas oceânicas das Ilhas

Marianas e de Izu-Bonin, a leste, e a depressão das Marianas1 a oeste; e as microplacas de Tonga,

das ilhas Fiji, das ilhas Bismarck e das ilhas Solomon, identificadas

pelos nomes dos arquipélagos correspondentes, entre as placas da

Austrália e do Pacífico (Figura 11.2).

1 Os termos “fossa oceânica” e “depressão oceânica” estão sendo usados aqui antes de serem definidos. A definição formal desses termos será apresentada alguns parágrafos abaixo

Figura 11.2a: Microplacas do sudeste asiático e do sudoeste do Pacífico: I – microplaca de Burma, II – microplaca das Marianas, III – microplaca de Tonga, IV – microplacas das ilhas Fiji, V – microplaca das ilhas Bismarck, VI – microplaca das ilhas Solomon. Figura 11.2 b: A placa das ilhas Carolinas é definida por alguns autores entre a placa das Filipinas, ao norte e a oeste, a placa do Pacífico ao leste e a placa da Austrália ao sul, na altura da latitude 0o (recortado do mapa base The Earth’s Fractured Surface, National Geographic Maps, 1999, com simplificações).

b

a


11 Geodinâmica

Os limites entre as placas, ou as bordas das placas como são algumas vezes chamados, são iden-

tificados como divergentes, onde as placas litosféricas se afastam umas das outras, essencialmente

as cadeias meso-oceânicas e, eventualmente, o grande rift continental da África; convergentes,

onde as placas litosféricas colidem entre si, como, por exemplo, na costa leste, a América do Sul e

o limite norte da placa Indiana; transformantes, onde as placas deslizam uma em relação à outra,

como, por exemplo, na costa da Califórnia, a famosa falha de Santo André (Figura 11.3).

Algumas placas têm limites mal definidos no que diz respeito às características das bordas.

Por exemplo, o limite entre a placa Indiana e a placa da Austrália consiste em uma faixa com

uma largura muito grande, variando entre centenas e milhares de quilômetros2, onde as

deformações ocorrem de forma difusa. Na realidade, alguns autores não

separam as duas placas e definem uma única placa Indo-Australiana. O

mesmo ocorre com o segmento sudoeste do limite entre a placa Somali

e a placa Africana3, localizado no oceano Índico, um pouco ao leste do

cabo da Boa Esperança na África do Sul. Outro exemplo é o limite

entre a placa da América do Norte e a placa da América do Sul,

Figura 11.3: Distribuição dos diferentes tipos de limites de placa sobre a superfície da Terra: em vermelho, zonas de espalhamento do assoalho oceânico e extensas zonas continentais carac-terizadas por grandes falhamentos normais (rifts continentais); em azul, zonas de convergência entre placas litosféricas; em preto, falhas transformantes; em verde, tracejado com o símbolo de interrogação em verde, zonas de deformação com caráter indefinido; faixas pontilhadas com pontos verdes, zonas de deformação difusa, dispersa em áreas significativas, com caráter indefinido. Os números correspondem aos da legenda da Figura 11.1, onde as diversas placas são identificadas.

2 Ver “The Earth’s Fractured Surface”, National Geographic Maps, The National Geographic Society, 1999.

3 Quando a placa Somali é definida e destacada da placa Africana, alguns autores chamam o restante da placa Africana de placa Núbia. Para evitar um acúmulo exagerado de nomes e termos, será mantido o nome placa Africana para esse segmento da litosfera.


Geofísica

aproximadamente na altura do paralelo 15o N. Parte do limite entre a placa Somali e a placa

Africana é mal definida e tem posição incerta, o mesmo ocorrendo com o limite entre a placa

da América do Norte e a Eurasiana, no extremo nordeste da Rússia.

Os limites de placas divergentes são, principalmente,as bordas de placa onde a crosta oceânica

é produzida e, por isso, são chamados de limites construtivos. As cadeias meso-oceânicas são

grandes fraturas, onde ocorre a injeção do magma basáltico que irá formar as rochas extrusivas

observadas na superfície do assoalho oceânico dessas regiões e os diques que formam a maior

parte do volume da crosta oceânica ao longo das cadeias. O eixo das cadeias é caracterizado

por uma topografia elevada em relação às bacias oceânicas adjacentes (~2.000 m de diferença

de profundidade entre os dois ambientes) e pela presença de grande atividade sísmica. Essa

atividade está associada principalmente a falhas normais, onde se manifesta através da ocorrência

de sismosrasos e de profundidade intermediária e com magnitude moderada, entre 5,0 e 6,0

(Figuras 2.3, 2.9 e 2.11). Ao lado da atividade sísmica intensa, também são observados altos

valores de fluxo de calor (ver texto 10 As forças que impulsionam as placas tectônicas).

O grande rift continental do leste da África tem sido interpretado como limite divergente, em

estágio inicial, entre a placa da África e a placa Somali.

Os limites de placas convergentes são bordas onde as placas litosféricas colidem, o que

significa que a velocidade relativa entre as placas tem uma componente de aproximação na

direção perpendicular ao limite entre elas. No texto 2 Sismicidade, foram descritas a margem

continental do tipo andino e os arcos de ilha. Esses dois ambientes são limites convergentes de

placa, algumas vezes chamados de limites destrutivos, porque neles a placa oceânica é consumida.

Um pouco mais adiante a forma como a placa é consumida será descrita em maior detalhe.

O terceiro ambiente de convergência de placas litosféricas corresponde à colisão de duas placas

onde se opõem na zona de convergência dois segmentos litosféricos que contêm crosta

continental. Uma grande fração do cinturão de atividade sísmica que se estende dos Açores no

Atlântico Norte até o território de Mianmar, antiga Birmânia, no

leste da Ásia (descrito no texto 2 Sismicidade), é composta por

ambientes tectônicos4 desse tipo. Os Alpes e o Himalaia são

cordilheiras geradas nesse ambiente.

As zonas de convergência que envolvem segmentos da litosfera

que contêm crosta oceânica podem ser agrupadas em três categorias.

A primeira engloba as zonas de convergência onde a interação entre

4 A palavra tectônica deriva do grego clássico tektoniké, que significa a arte de construir. Essa palavra é utilizada para nomear a área das Ciências da Terra,que estuda as deformações da litosfera, as suas causas e a geração das feições fisiográficas, cadeias montanhosas e bacias, por exemplo, decorrentes dessa deformação. Ambiente tectônico se refere a uma região onde ocorre um determinado tipo de processo de deformação ou um conjunto de processos associados.


11 Geodinâmica

as placas ocorre entre segmentos da litosfera que contêm apenas crosta oceânica,ou seja, muito

longe de massas continentais. Nesse ambiente, um dos segmentos de litosfera mergulha em direção

ao manto superior, em um processo conhecido como subducção da placa oceânica, enquanto o

outro segmento se mantém na superfície. Nesse segundo segmento, desenvolve-se um arquipélago

com forma de arco de ilhas vulcânicas, grosseiramente semelhante a um croissant. Os exemplos desse

tipo de ambiente, ou zona de subducção, são muitos e a maioria está identificada na Figura 11.4:

o limite leste da placa de Scotia, no sul do Atlântico Sul, o arco das Antilhas Menores, entre o

Atlântico e o Mar do Caribe, o arco de ilhas Tonga-Kermadec ao norte da Nova Zelândia e os

arcos de ilhas Vanuatu e Solomon, no sudoeste do Pacífico entre a Nova Guiné e a Nova Zelândia,

os arcos das IlhasMarianas eFilipinas, no leste do oceano Pacífico.

A segunda categoria envolve a oposição de um segmento de litosfera que contém apenas

crosta oceânica e um segmento que contém crosta continental próxima à borda da placa em

que também se desenvolve, no segmento que contém crosta continental, um sistema de arcos

de ilha separado do continente por uma bacia marginal. Nesse ambiente, o segmento litosférico

que contém crosta oceânica entra em subducção. Os arcos de ilha do Japão, das ilhas Kurilas e

das ilhas Aleutas são os principais exemplos.

Figura 11.4: Zonas de convergência indicadas pelos contornos em azul (ver o significado das demais cores na legenda da Figura 11.3): I – interação entre segmentos que contêm apenas crosta oceânica, II – interação entre um segmento de litosfera que contém crosta oceânica e um segmento de litosfera que contém crosta continental, com o desenvolvimento de uma bacia marginal, III – interação entre um segmento de litosfera que contém crosta oceânica e um segmento de litosfera que contém crosta continental, sem a presença de uma bacia marginal (tipo andino). Os segmentos em azul e não identificados correspondem a zonas de colisão continental como o Himalaia, por exemplo. Os números em algarismos arábicos correspondem à identificação das placas feita na Figura 11.1.


Geofísica

A terceira categoria envolve a colisão de um segmento de litosfera que contém apenas crosta

oceânica, que entra em subducção, e um segmento que contém crosta continental, mas neste

caso não há o desenvolvimento de arco de ilhas nem de uma bacia marginal. O contato entre

os segmentos litosféricos é muito próximo à separação entre a bacia oceânica e o continente

emerso. O exemplo típico desse tipo de zona de colisão é dado pela costa oeste da América do

Sul e da América Central. Outros exemplos são as regiões da Cascádia e do Alaska, no noroeste

da América do Norte. Em alguns casos, o contato ocorre coma crosta continentalrecoberta por

um mar raso. Esse é o caso, por exemplo, do mar de Andaman, próximo à península da Malásia

e da ilha de Sumatra onde o contato entre as placas da Eurásia e Indo-australiana está pratica-

mente localizado no litoral sul das ilhas de Java e Sumatra (Indonésia).Convém lembrar aqui

que a tectônica dessa região em particular é complexa, envolvendo, além das placas principais

da região, a microplaca de Burma. Outro exemplo ocorre ao sul do segmento leste da trincheira

de Java e ao sul da trincheira da Nova Guiné, onde se localizam o golfo da Carpentária e um

segmento extenso da plataforma continental do norte da Austrália.

Os três ambientes apresentam dois aspectosestruturais comuns (Figuras 11.5, 11.6 e 11.7).

O primeiro aspecto é a presença, no lado da litosfera em subducção, de uma estrutura alongada

com forma de uma calha profunda no assoalho oceânico, conhecida como fossa oceânica.

Trata-se de uma faixa estreita, tipicamente com uma largura da ordem de algumas dezenas

de quilômetros e com profundidades de 8.000 a 11.000 metros. A fossa das ilhas Marianas é a

mais profunda e aque se tornou popularmente famosa quando o seu fundo foi atingido, pela

primeira vez na década de 1950, pelo batiscafo projetado pelo físico suíço, Auguste Piccard.

Associado ao termo “fossa oceânica” existe o termo “depressão oceânica”. Trata-se de uma

estrutura similar, mas mais rasa.

Figura 11.5a: Perfil de profun-didade perpendicular ao arco das Ilhas Marianas. A fossa das Marianas é bem evidente a leste do arco de Ilhas. A oeste do arco aparecem, em sequência, a bacia de retroarco e o início da bacia marginal correspondente ao Mar das Filipinas.


11 Geodinâmica

O segundo aspecto estrutural comum é a presença, caminhando em direção ao interior da

placa que não entra em subducção, de uma faixa paralela à fossa oceânica, com uma largura de

várias centenas de quilômetros, onde ocorre atividade vulcânica e plutônica. No caso dos arcos

de ilha, esquematizado nas Figuras 11.5 e 11.6, essa região corresponde às ilhas vulcânicas e

ao volume da litosfera afetado pelo plutonismo associado ao vulcanismo.

Figura 11.5b: Perfil esquemático da litosfera na região do arco das Ilhas Marianas e perfil esquemático da variação do fluxo de calor na região.

Figura 11.6a: Perfil de profundidade perpendicular ao arco do Japão, na altura do paralelo xxo.


Geofísica

Atrás dos arcos de ilha, a litosfera se afina por processos de distensão, formando uma bacia sedimentar

algumas vezes chamada de bacia de retroarco. No caso das zonas de subducção formadas sobre o

assoalho oceânico, o afinamento crustal pode gerar em alguns casos, como no arco das ilhas Marianas,

uma zona de expansão de assoalho oceânico. A Figura 11.5a apresenta a variação da topografia ao

longo de um perfil perpendicular a esse arco de ilhas. A Figura 11.5b representa esquematicamente a

estrutura do arco das ilhas Marianas e um perfil do fluxo de calor, onde as zonas de atividade magmática

e de expansão oceânica ficam bem marcadas.Outros arcos de ilha formados na litosfera oceânica, como

o arco das Antilhas Menores, não apresentam zonas de expansão de assoalho oceânico.

Figura 11.6b: Perfil esquemático da litosfera na região do arco do Japão nessa região. O arco de ilha se desenvolve sobre a litosfera continental, mas entre o continente eurasiano e o arco de ilha se desenvolveu uma bacia oceânica marginal, com litosfera característica. Aproximando-se do arco de ilha pelo oceano Pacífico existe uma fossa oceânica, que, ao contrário do que ocorre nas ilhas Marianas, acumula sedimentos em um prisma de acreção.

Figura 11.7: Perfil esquemático da litosfera na costa do Chile na mesma região. Aproximando-se da costa oeste da América do Sul existe, próximo à linha de costa, uma fossa oceânica, sem prisma de acreção ou bacia de antearco. A cordilheira dos Andes, que é formada em parte pela deformação da crosta continental sul-americana e de sedimentos depositados na margem continental, é local também de intensa atividade magmática, vulcanismo e plutonismo. Avançando em direção ao interior da América do Sul desenvolve-se uma zona de deformação intensa, a chamada pré-cordilheira e uma bacia de retroarco continental.


11 Geodinâmica

As bacias marginais, definidas como no texto 7 A Crosta, podem ser subdivididas, em

função da distância do contato entre as duas litosferas oceânicas, em três segmentos distintos:

bacia marginal ativa, que corresponde à bacia de retroarco, bacia marginal inativa, mas caracte-

rizada por valores altos de fluxo de calor, e bacia marginal inativa, caracterizada por um fluxo

de calor normal. Essa variação de fluxo de calor pode ser observada na Figura 10.10f.

A definição adotada de bacia marginal é a dada, por exemplo,

por K.C. Condie5, enquanto outros autores6 se referem a bacias

marginais e a bacias de retroarco, desenvolvidas em litosfera oce-

ânica, como se fossem equivalentes. O leitor precisa ficar atento a

isso quando consultar a literatura.

No ambiente do tipo andino (Figura 11.7, ver também o perfil topográfico da Figura 2.8),

a atividade vulcânica ocorre sobre o continente emerso na região onde se forma uma cadeia

montanhosa de altas elevações. Caminhando da fossa oceânica em direção ao continente, desen-

volvem-se, após a cadeia montanhosa, bacias sedimentares de retroarco.

Convém aqui introduzir uma palavra de precaução. No texto 7 A Crosta, as bacias marginais foram definidas como os segmentos de crosta oceânica contidos entre dois arcos de ilha ou entre um arco de ilha e uma margem continental. O primeiro caso foi exemplificado pelo mar das Filipinas e o segundo, pelo mar de Okhotsk. Muitas das bacias de retroarco definidas no parágrafo anterior coincidem com a definição adotada de bacia marginal. Esse é o caso do mar de Okhotsk e do mar do Japão. Em outros casos, como no do mar das Filipinas, usando a definição adotada de bacia marginal, os dois conceitos não coincidem: abacia de retroarco, próxima ao arco das ilhas Marianas, que está inserida dentro de uma bacia marginal maior.

5 Condie, K.C. Plate Tectonics and Crustal Evolution. 2. ed. Pergamon Press, 1991;Moores, e.M; Twiss, r.j. Tectonics. W.H. Freeman and Company, 1995.

6 Lowrie, W. Fundamentals of Geophysics. Cambridge University Press, 1997; FrisCh, w.; MesChede, M.; BLakey, R. Plate tectonics: continental drift and mountain building, Springer-Verlag, 2011.

É importante ter em conta que a classificação das bacias sedimentares, do ponto de vista tectônico, é assunto de debate atual e é possível que, em um futuro próximo, a forma de classificar as bacias seja revista e modificada.


Geofísica

As fossas oceânicas recebem continuamente umaporte de sedimentos: sedimentos

depositados nas bacias oceânicas e transportados pela placa em subducção e sedimentos de

origem continental. Parte dos sedimentos é carregada em direção ao manto sublitosférico e a

quantidade de sedimento acumulada nas fossas depende do balanço entre o fornecimento de

sedimentos e a sua remoção por processos tectônicos. Algumas fossas oceânicas, como a das ilhas

Marianas, não acumulam significativamente sedimentos. Por outro lado, algumas fossas, como

a existente na costa do noroeste dos Estados Unidos (Cascádia), são completamente atulhadas

de sedimento. A fossa oceânica, nesse caso, não existe como feição topográfica, e o sedimento

acumulado tende a se nivelar com o sedimento depositado na placa em subducção.

Nas fossas oceânicas que acumulam sedimentos, o sedimento carregado pela placa em sub-

ducção é como que raspado da superfície da placa, formando sobre a outra placa um depósito

de sedimentos dobrados, conhecido como prisma de acreção (Figura 11.8). Esse depósito, que

forma uma topografia elevada paralela ao eixo da fossa oceânica, pode servir como barreira para

sedimentos vindos do continente, que se depositam, formando uma bacia sedimentarentre a

linha de costa e a fossa oceânica, algumas vezes chamada de bacia de antearco.

Figura 11.8: Prisma de acreção formado por um depósito de sedimentos dobrados e deformados que foram como que raspados da superfície da placa em subducção. Esse depósito forma uma topografia elevada paralela ao eixo da fossa oceânica que serve como barreira para sedimentos vindos do continente e que se depositam, formando uma bacia sedimentar entre a linha de costa e a fossa oceânica, algumas vezes chamada de bacia de antearco.


11 Geodinâmica

O segmento central da costa oeste da América do Sul, que corresponde, em linhas gerais,

à zona de subducção da placa de Nazca, não apresenta a formação de prisma de acreção.

O mesmo acontece com o arco das ilhas Kurilas e das ilhas Marianas. A Figura 11.9 indica as

zonas de subducção que não apresentam essa feição.

A colisão de dois segmentos litosféricos que contêm crosta continental leva ao desenvolvi-

mento de um ambiente tectônico diferente dos três ambientes que acabaram de ser discutidos.

A Figura 11.10 esquematiza esse ambiente. Em um primeiro estágio do processo, as massas

continentais são separadas por, pelo menos, um segmento que contém crosta oceânica, que

entra em subducção. À medida que o processo se desenvolve no tempo, as massas continentais

se aproximam e colidem. Os segmentos das placas continentais que contêm crosta continental,

ao contrário do que acontece com os segmentos que contêm crosta oceânica, não entram em

subducção. Como resultado as duas massas continentais são comprimidas e como que soldadas

uma à outra. A placa em subducção se rompe, interrompendo o mecanismo inicial do processo,

enquanto a compressão da região permanece ativa. O resultado é uma litosfera deformada com

uma estrutura complexa, cuja descrição é difícil e não será discutida aqui.

Figura 11.9: Identificação das zonas de subducção que apresentam (azul) e não apresentam (verde) prisma de acreção. Os demais contornos têm a posição indicada, mas não são identificados. Os números expressos em algarismos arábicos correspondem aos da legenda da Figura 11.1 onde as diversas placas são identificadas.


Geofísica

Figura 11.10: Dois segmentos de litosfera que contêm crosta continental, separados por um segmento oceânico, se aproximam. O segmento continental da litosfera em subducção contém um cráton, que corresponde a uma região antiga com uma raiz fria e comparativamente mais rígida do que a de outro segmento. b) O oceano se fecha e o processo de colisão se inicia. c) Com a raiz cratônica ainda afastada da frente de colisão, ambas as litosferas continentais se encurtam através de um processo de deformação intensa, caracterizada por alta sismicidade e metamorfismo. d) Com a aproximação da raiz cratônica, a resistência da litosfera aumenta e a deformação migra para o interior da outra placa.


11 Geodinâmica

O exemplo mais conhecido desse tipo de ambiente de colisãoé o norte da península da Índia,

que além da própria República da Índia inclui parte do Paquistão e Bangladesh. A placa da Índia,

ou a placa Indo-australiana, estaria inicialmente em subducção sob a placa Eurasiana. Quando

as massas continentais colidiram, os esforços desenvolvidos geraram, na placa Eurasiana,uma

deformação intensa associada aplutonismo, que elevou,nos limites norte e nordeste da penín-

sula, uma série de cadeias montanhosas, sendo as mais conhecidas as cordilheiras do Himalaia,

do Karakoram e KünLun. Em direção ao interior da placa Eurasiana,a colisão elevou o planalto

do Tibete. No noroeste da península, a colisão elevou uma série de cadeias montanhosas entre

as quaisas cordilheiras do Hindu Kush, do Pamir e do Pamir Meridional, onde hoje se localiza

parte do Paquistão e do Afeganistão (Figura 11.11).

Figura 11.11: Localização do limite sul da faixa de deformação produzida pela colisão do subcontinente Indiano com a Eurásia. Do ponto de vista morfológico, a deformação se manifesta através de uma sequência de cordilheiras, sendo as mais conhecidas as cordilheiras do Himalaia, do Karakoram e KünLun. Em direção ao interior da placa Eurasiana, a colisão elevou o planalto do Tibete. No noroeste da península indiana, a colisão elevou uma série de cadeias montanhosas entre as quais as cordilheiras do Hindu Kush, do Pamir e do Pamir Meridional. A figura mostra também a posição das principais falhas de empurrão (reversas) e transcorrentes ativas na região e zonas de sutura, que são falhas antigas que delimitam diferentes blocos continentais, que foram justapostos pela convergência das placas tectônicas (figura redesenhada de E.M. Moores e r.J. Twiss Tectonics, 1995, W.H. Freeman and Company).


Geofísica

A colisão da península da Índia com a placa Eurasiana teve consequências tectônicas impor-

tantes, além da formação dessas cadeias montanhosas e do Tibete. A propagação dos esforços

gerados na colisão foi fator determinante na evolução tectônica de toda a porção sul-sudeste

da Ásia nos últimos 50 Ma a 60 Ma, com a deformação estendendo-se ao norte, atingindo o

sul da Rússia, ao leste e a sudeste da Eurásia. A distribuição dos sismos de magnitude grande

e moderada, que ocorrem nessa região (Figura 2.3), indica que o processo de deformação

permanece ativo. A posição atual em superfície do contato entre as duas placas corresponde,

grosseiramente, ao sopé e parte das encostas das cadeias montanhosas que bordejam o norte da

península da Índia (Figura 11.11).

11.3 As forças que agem sobre as placas tectônicas

No texto 10 As forças que impulsionam as placas tectônicas foram discutidos, de

uma forma geral, os processos físicos que, em última análise, permitem que a Terra tenha uma

dinâmica interna. A convecção térmica, com o manto em estado sólido, foi identificada como

o grande motor dessa dinâmica, e a origem dos processos tectônicos observados em superfície

foi associada à ação desse motor.

Em um fluido homogêneo em convecção livre, a força que induz o movimento é a força

da gravidade. A gravidade age diretamente sobre qualquer elemento de volume que possa

ser idealmente isolado dentro do fluido. Por outro lado, a gravidade atua também de forma

indireta, uma vez que a força de flutuação(ou o empuxo) corresponde ao peso do volume do

fluido circundante que é deslocado pelo movimento do elemento imaginariamente isolado

(princípio de Arquimedes).

A convecção que ocorre no manto terrestre não é uma convecção inteiramente livre. Existem

outros processos, além da flutuação induzida pela diferença de temperatura, que possivelmente

contribuem para manter o manto em convecção. Um desses processos seria a pressão exercida

pela intrusão dos diques basálticos que formam parte da camada 2 (2B) ou do embasamento

oceânico. Um outro possível processo é conhecido como empurrão gravitacional.


11 Geodinâmica

A topografia da superfície das placas é elevada na região das cadeias meso-oceânicas e essa

topografia se deve à variação lateral da densidade do material que as compõe, induzida pela

variação da temperatura. Próximo da cadeia, onde o magma basáltico é injetado, a temperatura

é maior e a densidade menor, e mais afastado a temperatura é menor e a densidade maior.

A tendência ao equilíbrio isostático (ver texto 1 Sismologia) gera o perfil topográfico.

A elevação das cadeias meso-oceânicas é acompanhada por uma elevação do manto astenos-

férico (Figura 11.12). Por ser plasticamente deformável e parcialmente fundido, o manto aste-

nosférico se comporta aproximadamente como um fluido viscoso e a elevação do manto gera,

na região das cadeias meso-oceânicas, um perfil vertical de pressão, chamado perfil litostático,

semelhante ao perfil de pressão de um fluido em repouso no campo gravitacional. A pressão

litostática exerce uma força perpendicular à interface litosfera–astenosfera. Como a interface

não é horizontal nessa região, a força exercida pela coluna de fluido tem uma componente

horizontal, que tende a empurrar lateralmente a placa litosférica. .

Figura 11.12: Esquema da origem do chamado “empurrão gravitacional” que atua sobre as bordas das placas litosféricas na região das cadeias meso-oceânicas. O manto sublitosférico se aproxima muito do assoalho oceânico, gerando uma coluna de material parcialmente fundido e plasticamente deformável. A pressão litostática dessa coluna gera, na interface litosfera-astenosfera uma força que é perpendicular à interface. Como a interface tem uma inclinação diferente de zero, próxima ao eixo da cadeia, a força na interface tem uma componente horizontal, que empurra lateralmente as placas. Essa força tende a se anular para distâncias grandes do eixo da dorsal, porque a interface se torna progressivamente mais próxima da horizontal


Geofísica

Existem dois tipos de subducção que devem ser identificados. O primeiro é a subducção

espontânea e o segundo é a subducção forçada7. À medida que um

segmento de placa litosférica se afasta da cadeia meso-oceânica, a sua

densidade média aumenta. Para um ponto da litosfera muito afastado

do centro de espalhamento do assoalho oceânico, a densidade da

placa se torna maior do que a densidade do topo da astenosfera e tende a afundar, iniciando o

processo que levará à subducção. A flexão da placa sob a ação do seu peso leva, eventualmente,

à fratura da placa e um dos segmentos formados entra em subducção, ou seja, afunda no manto

sublitosférico. Através de uma sequência de processos, onde o aumento da pressão como função

da profundidade tem um papel importante, o material do segmento da placa em subducção se

mantém mais denso do que o manto sublitosférico circundante. Nessa situação, a ação da força

de gravidade é puxar a placa em subducção pelo seu extremo8. A

subducção que ocorre no arco das ilhas Marianas é um exemplo de

subducção espontânea.

A subducção forçada ocorre quando um dos segmentos litosféricos que estão em oposição

ao longo da zona de convergência contém crosta continental. A litosfera sob os continentes

é, do ponto de vista da sua composição, menos densa do que o manto sublitosférico e, por

isso, flutua sobre ele. Essa diferença de densidade força o segmento oceânico a afundar sob o

continental, mesmo que a densidade do segmento oceânico seja menor do que a do manto

sublitosférico. Com isso, o segmento da placa imediatamente abaixo da litosfera mantém, por

algum tempo, a tendência de flutuar na astenosfera. Para distâncias maiores, a tendência se altera

(ver esquema da Figura 11.7).

Ao lado das forças ligadas à ação do campo de gravidade da Terra, agem sobre a placa

litosférica forças associadas à viscosidade do manto sublitosférico. A direção e o sentido das

velocidades do manto litosférico e da astenosfera imediatamente abaixo são os mesmos, uma

vez que se trata de uma única célula de convecção. A ação das forças de natureza viscosa

depende da relação entre a magnitude da velocidade das placas e a magnitude da velocidade

do manto sublitosférico logo abaixo da separação entre as duas camadas. Se as forças de origem

impulsionam as placas a uma velocidade maior do que a do manto sublitosférico, a placa

arrasta o manto mesmo que haja uma componente do movimento, devido à convecção livre

e, como consequência, o manto sublitosférico exerce sobre a placa uma força que se opõe ao

seu movimento. Por outro lado, se o efeito isolado das forças de origem gravitacional não for

7 Ver, por exemplo, FrisCh, w.; MesChede, M.; BLakey, R. Plate tecto-nics: continental drift and mountain building. Springer-Verlag, 2011.

8 Ver, por exemplo, donaLd L. Turcotte e Gerald Schubert, “Geodynamics”. 2. ed. Cambridge University Press, 2002


11 Geodinâmica

o suficiente para impulsionar as placas litosféricas com a velocidade que elas têm, a convecção

livre contribui para gerar o deslocamento observado. Nesse caso, a força viscosa age na base da

litosfera no sentido de reforçar o efeito de tracionar as placas,ou seja, nessa segunda hipótese, as

duas forças se combinam para movimentar as placas litosféricas.

À medida que mergulha em direção ao manto superior, a placa litosférica encontra a resistência

do meio circundante e é submetida a esforços de compressão. Esses esforços acumulados ao longo

do tempo induzem ao fraturamento da placa e esse fraturamento é observado na superfície pela

ocorrência de terremotos, sendo muitos de grande magnitude (ver Figuras 2.3 e 2.4).

A Figura 2.12 mostra a distribuição de terremotos como função da profundidade na zona

de convergência da Placa de Nazca, no norte do Chile. A atividade sísmica fornece uma imagem

clara da placa em subducção, que pode ser identificada até uma profundidade de aproximada-

mente 600 km e a uma distância horizontal da ordem de 900 km do eixo da trincheira.

A ocorrência dos terremotos mais profundos representa um problema geodinâmico, que ainda

não foi totalmente esclarecido. Ensaios de laboratório mostram que nas condições de pressão e

temperatura existentes a profundidades da ordem de 600 km, o material que compõe a litosfera

oceânica se comporta de forma dúctil e não rúptil. Se isso é verdade, como é o fraturamento se

processa? Existem modelos que propõem que, nesses terremotos não há, de fato, o desenvolvi-

mento de fraturas, mas um escorregamento brusco, sem ruptura, do material já dúctil da placa.

Esse escorregamento brusco decorreria do aquecimento devido a um acúmulo localizado da

deformação, com a consequente diminuição da viscosidade do material que compõe a placa.

O fim do registro de terremotos que ocorrem sobre as placas em subducção indica que o

material que as compõe passa a ter o mesmo comportamento reológico do manto sublitosférico

e, por isso, são incorporadas ao movimento convectivo dessa região.

Outro processo importante que ocorre nas zonas de subducção é a geração de magma,

que irá fornecer o material para a atividade vulcânica e plutônica observada nessas regiões.

A parte superior do material que compõe a litosfera oceânica é composta, em parte, por

minerais hidratados, que contêm água na sua estrutura cristalina. Esses minerais, que são estáveis

a pressões e temperaturas baixas, à medida que são submetidos a condições mais extremas

liberam a água contida na sua estrutura. A água liberada reage quimicamente com o material

circundante do manto e da própria litosfera em subducção, produzindo metamorfismo e

baixando a temperatura de fusão de parte dos minerais presentes, o que leva à fusão parcial das

rochas. Esse material sobe em direção ao segmento da litosfera, que não entra em subducção

onde se aloja como corpos plutônicos ou extravasa na superfície na forma de lava.


Geofísica

11.4 Orogênese: a formação de cadeias montanhosas

O assunto orogênese e a descrição da formação e evolução geológica das cadeias montanhosas

são extremamente complexos e ricos em detalhes que variam de local para local. É importante

ter em conta que o esquema tectônico proposto pela Teoria da Tectônica de Placas prevê e

explica de uma forma geral, válida para todos os processos orogênicos, aspectos importantes

desse processo. O primeiro aspecto é a possibilidade de movimentos horizontais de grande

escala, que permitem justificar, por exemplo, a grande extensão de sedimentos depositados

de forma horizontal ou sub-horizontal, cujo enrugamento é necessário para a formação de

cadeias montanhosas como, por exemplo, os montes Apalaches (ver texto1 Sismologia). Outro

exemplo ainda mais impressionante, que pode ser entendido dentro do esquema da Tectônica

de Placas,é o encurtamento crustal observado na formação das cadeias montanhosas no norte

do subcontinente Indiano. Nessa região, estima-se que um segmento da ordem de 2.500 km

foi encurtado de um fator de pelo menos 5, em um intervalo de tempo que começou há

60 Ma ou 50 Ma e permanece até hoje. Isso significa uma taxa de encurtamento média de

aproximadamente 5 cm por ano.

A origem do material que é retrabalhado nos processos orogênicos também pode ser

entendida, pelo menos em termos gerais, dentro do esquema proposto pela Tectônica de

Placas: sedimentos depositados em bacias de antearco e blocos continentais mais antigos que se

deformam com o processo de colisão entre diferentes placas, por exemplo.

O processo de formação e evolução das cadeias montanhosas do noroeste da América

do Norte tem sido interpretado como se fosse, em parte, devido à colagem de diferentes

blocos continentais (ou “terrenos”, como algumas vezes são chamados),muito distintos

entre si pela sua geologia e separados uns dos outros por um sistema de falhas. Esses

blocos teriam tido origem muito longe da posição que ocupam atualmente no continente

norte-americano e o seu transporte ao longo dessas distâncias é difícil de entender fora do

esquema da Tectônica de Placas.


11 Geodinâmica

11.5 ConclusãoApesar do seu enorme sucesso e da sua aceitação praticamente universal, a Teoria da Tectônica

de Placas não apresenta uma explicação totalmente satisfatória para todos os processos geoló-

gicos conhecidos. A ocorrência de vulcanismo no interior das placas tectônicas e a sismicidade

intraplaca são dois exemplos importantes.

A Figura 11.13 apresenta a distribuição das localizações de atividade vulcânica afastadas dos

limites de placas litosféricas, que são, com frequência, chamadas de pontos quentes. Trata-se de

uma atividade vulcânica, cuja origem não se enquadra no esquema discutido até o momento.

Esses locais, além de afastados das bordas de placas, estão associados, nos oceanos, a feições

topográficas elevadas em relação às bacias oceânicas, cuja origem parece estar associada ao

movimento da placa sobre uma anomalia de temperatura, em primeira aproximação fixa no

manto. Os pontos quentes observados atualmente se localizam no extremo dessas feições.

Figura 11.13: Distribuição dos pontos quentes na superfície da Terra: 1 - Bowie; 2 - Cobb; 3 - Havaí; 4 - Socerro; 5 - Marquesas; 6 - Samoa; 7 - Society; 8 - Pitcairn; 9 - Austral; 10 - Páscoa; 11 - Galápagos; 12 - São Félix; 13 - Juan Fernandez; 14 - Louisville; 15 - Jan Meyen; 16 - Islândia; 17 - Açores; 18 - Bermudas; 19 - Nova Inglaterra; 20 - Canárias; 21 - Cabo Verde; 22 - Fernando de Noronha; 23 - Ascensão; 24 - Santa Helena, 25 - Martin Vaz; 26 - Tristão da Cunha; 27 - Discovery; 28 - Shona; 29 - Bouvet; 30 - Afar; 31 - Comores; 32 - Reunião; 33 - Marion; 34 - Crozet; 35 - Kerguelen; 36 - Austrália Oriental; 37 - Tasmânia; 38 - Lord Howe; 39 - Carolina; 40 - Hoggar; 41 - Tibesti; 42 - Dafur; 43 - Camarões; 44 - África Oriental; 45 - Yellowstone; 46 - Balleny. Dados de: R.A. Duncan, M.A. Richards “Hot spots, mantle plumes, flood basalts and true polar wander”, Reviews of Geophysics, 29, 31-50, 1991; W. Frisch, M. Meschede, R. Blakey, “Plate tectonics: continental drift and mountain building”, 2011, Springer-Verlag.


Geofísica

A anomalia térmica que dá origem a essas estruturas está, ao que tudo indica, associada

também a uma forma de convecção do manto, mas de origem profunda, talvez na descontinui-

dade manto – núcleo em uma região ainda mal conhecida, chamada camada D’’. A discussão

sobre a origem dos pontos quentes e o seu significado geodinâmico não serão tratados aqui.

Para isso seria necessária a inclusão de um material extenso em um texto introdutório com

muita informação.

Embora a Teoria da Tectônica de Placas tenha representado um avanço extraordinário na

compreensão da evolução do planeta Terra ao longo do tempo, pelo menos desde o Período

Cambriano, existe ainda um número enorme de questões e problemas a serem resolvidos, a

começar pela evolução do planeta no início da sua história. Há três ou quatro bilhões de anos

o calor era gerado, por desintegração radioativa no interior da Terra, a taxas significativamente

maiores do que a taxa atual. Esse período de tempo corresponde a uma fração importan-

te das meias-vidas dos principais elementos calorígeros existentes no interior do planeta. A

maior geração de calor implica uma maior temperatura média e propriedades físicas fortemen-

te dependentes da temperatura, como a viscosidade das rochas, significativamente menores.

A consequência é uma dinâmica interna mais vigorosa e não necessariamente semelhante ao

que se observa atualmente.

A Tectônica de Placas nasceu, em grande medida, como consequência do desenvolvimento

da geologia marinha e explica, com bastante detalhe, muitos aspectos da tectônica dos oceanos.

A geologia dos continentes é muito mais complexa e, comparativamente muito menos conhe-

cida. A origem da sismicidade no interior das placas litosféricas, só para ficar em um exemplo

simples e importante, é ainda mal conhecida e constitui tema de intensa pesquisa atualmente.

Conhecer os mecanismos responsáveis pela origem da sismicidade de uma região não é apenas

um tema de pesquisa acadêmica. Embora não se possa prever, nos dias de hoje, a ocorrência de

terremotos, e a perspectiva de que isso se torne algum dia possível pareça tão distante ou até

mesmo impossível, conhecer as causas mais imediatas da atividade sísmica tem consequências

importantes, por exemplo, para o planejamento energético e urbano de muitos países.


11 Geodinâmica

ReferênciasCondie, K.C.Plate Tectonics and Crustal Evolution. 2.ed.Pergamon Press, 1991.

donaLd L. Turcotte e Gerald Schubert, “Geodynamics”. 2.ed. Cambridge University

Press, 2002.

FrisCh, w.; MesChede, M.; BLakey, R.Plate tectonics: continental drift and mountain

building, Springer-Verlag, 2011.

Lowrie, W. Fundamentals of Geophysics. Cambridge University Press, 1997.

Moores, e.M; Twiss, r.J.Tectonics. W.H. Freeman and Company, 1995.

National Geographic Maps. The Earth’s Fractured Surface.The National Geographic

Society, 1999.

Documents

GEODINÂMICA Geofísica - USPeder/EAD/apostilas/plc0010_11.pdf · 2015-01-28 · 10 – placa de Nazca, 11 – Norte-americana, ... será mantido o nome placa Africana para esse segmento