Capítulo 3. Tectónica de Placas
A teoria da tectónica de placas tem a sua origem no inicio do século XX com a ideia da deriva
dos continentes proposta por Alfred Wegener. Na base desta teoria esteve a observação de que
os continetes africano e sul americano se podiam ajustar como peças de um puzle.
Circunstância esta que era sustentada por vários argumentos de índole paleontológicos.
Contudo, as objecções mais severas à teoria de Wegener provinham da falta de um mecanismo
que explicasse a origem do movimento e da impossibilidade física de que blocos de crosta
continental podessem forçar a sua passagem através de um manto mais rígido. Mais tarde, no
final da década de 50 e início da de 60, observações geofísicas acabaram por convencer os
geólogos de que os continentes eram passageiros viajando em grandes “jangadas” (as placas
tectónicas) compostas sobretudo por manto. As condições de pressão e temperatura atingidas
no manto criam uma zona relativamente ductil, ensanduichada entre zonas desse mesmo manto
mais rígidas. Essa zona, a astenosfera, permite que as placas contituidas por crosta e manto
possam deslizar horizontalmente por distâncias de milhares de quilómetros.
3.1 Divisões principais da Terra
Divisão Clássica da Terra
(Diferenciação em densidade
devida a variações da
composição química)
3.3 g/cm3
2 - 3 g/cm3
5.8 g/cm3
2. Manto
Silicatos ricos
em Ferro e
Magnésio
Ferro
10.8 g/cm3
3. Núcleo
1. Crosta
Silicatos
Figura 3.1 Divisão Clássica da Terra. As três zonas de diferentes densidades correspondem a variações de
composição química. 1) A crosta é composta sobretudo por minerais ricos em silica (silício e oxigénio), com
densidades entre 2 e 3 g/cm3 e espessura entre 2 e 70 km. Ocupa menos de 2% do volume da Terra e tem 1% da
sua massa. 2) O manto é composto por silicatos ricos em ferro e magnésio. Estendendo-se entre cerca de 30 e
2900 km, a sua densidade aumenta de 3.3 a 5.8 g/cm3 Contém 82% do volume e 68% da massa. 3) O núcleo é
composto predominantemente por ferro e níquel. Tem uma densidade média de 10.8 g/cm3 e estende-se dos
2900 km até ao centro da Terra a cerca de 6400 km. Tem 16% do volume e 32% da massa da Terra.
1
Divisão Clássica. O conhecimento do interior da Terra deriva principalmente de observações
dos tipos e das velocidades das ondas sísmicas que a atravessam. A visão clássica do interior da
Terra, desenvolvida durante a primeira parte do século 20, estabelece uma diferenciação em
três esferas baseadas na densidade. Diferenças bruscas da densidade estão associadas a
variações na composição química que caracterizam essas três esferas. São elas a crosta (ou
crusta), o manto e o núcleo (figura 3.1).
Divisão Moderna. A instalação de sismómetros em maior número e, sobretudo, de melhor
qualidade durante os anos 60 permitiu obter uma resolução muito mais fina da velocidade das
ondas sísmicas através das três esferas. Resultou daqui uma divisão mais moderna que descreve
o interior da Terra em termos das sua propriedades físicas – sólido rígido; sólido ductil e
líquido. As cinco regiões reconhecidas são: a litosfera; a astenosfera; o manto inferior (ou
mesosfera); o núcleo externo; e o núcleo interno (figura 3.2).
Divisão Moderna da Terra
(Estado Físico devido ao
aumento da Temperatura
e da Pressão com a
profundidade)
Sólido duro
Sólido
macio
Litosfera
Sólido duro
Núcleo
Interno
51
00
29
00
70
km
km
Astenosfera
Sólido
Manto Inferior
(Mesosfera)
Líquido
Núcleo
Externo
0k
0k m
m
15
Figura 3.2 Divisão Moderna da Terra.Cinco zonas com características físicas diferentes devidas ao
aumento da temperatura e pressão com a profundidade. 1) A litosfera é um sólido duro que se estende
desde a superfície até aos 100 – 200 km de profundidade. Ela inclui a crosta e parte do manto superior. 2)
A astenosfera é sólida, mas com uma pequena fracção de fusão parcial. Relativamente ao material acima
e abaixo (de cerca de 150 a 400 km de profundidade) é um sólido macio (plástico) que gradualmente se
torna mais duro a 700 km de fundo. 3) O manto inferior (mesosfera) é um sólido duro e estende-se de
700 a 2900 km de profundidade. 4) O manto externo, entre os 2900 e os 5100 km, está liquefeito. 5) O
manto interno, entre 5100 e 6400 km, está no estado sólido.
A figura 3.3 mostra contudo que a visão clássica não está desactualizada, pois as divisões
maiores são ainda baseadas nas transições da composição química entre a crosta, o manto e o
núcleo. O esquema moderno descreve o estado físico do material, com uma dada constituição
química típica, sob condições de constante aumento da pressão e temperatura. Os silicatos,
constituintes principais da crosta, estão normalmente tão frios que são rígidos, formando a parte
superior da litosfera. Os silicatos ricos em ferro e magnésio que formam a parte superior do
manto estão também relativamente frios e rígidos e formam a parte restante da litosfera. A
profundidades superiores a 150 km, esse mesmo material do manto sofre uma fusão parcial
ligeira que resulta na astenosfera. A pressão atinge valores tão elevados para profundidades de
2
350 a 700 km que o material do manto inferior se comporta como um sólido duro. O material
do núcleo externo (rico em ferro) está liquefeito às temperaturas e pressões encontradas entre
os 2900 e os 5100 km. No entanto, a pressão é tão elevada perto do centro da Terra que o
mesmo material se encontra aí no estado sólido.
150
700
290
Moderna
km
(Estado Físico)
km
Litosfera
Clássica
(Composição Química)
0k
Núcleo
Núcleo
Interno
00
Núcleo
Externo
51
Astenosfera
m
Manto Inferior
(Mesosfera)
Manto
Crosta
Figura 3.3 Comparação entre as divisões Clássica e Moderna.
3.2 O sistema Listosfera – Astenosfera
O desenvolvimento e aceitação geral da teoria tectónica das placas só occoreu durante as
décadas de 60 e 70, quando um número elevado de evidências geológicas e geofísicas foi
acumulado através de observações feitas nos fundos oceânicos. Datações de amostras
provenientes de perfurações e o padrão de anomalias magnéticas sugeriam que as rochas
basálticas da crosta oceânica formadas nas dorsais médio-oceânicas eram tanto mais velhas
quanto mais distavam dessas dorsais. O conceito de abertura dos fundos oceânicos fornece
então um mecanismo aceitável para explicar como é que os continentes derivam uns em relação
aos outros. Uma rede global de estações sísmicas (criada para monitorizar os testes núcleares
do antigo bloco Soviético) mostrou que a maioria dos sismos ocorre ao longo de bandas
estreitas que delimitam as fronteiras das placas. Em certas regiões, faixas mais largas de
sismicidade revelam uma muito maior gama de profundidades focais e são associadas a zonas
onde uma placa parece mergulhar por debaixo de outra.
A teoria tectónica das placas conclui que a camada exterior e rígida da Terra, a litosfera, é
constituida por um mosaico de grandes placas (algumas delas até nem são muito grandes) que
“flutuam” e derivam sobre uma astenosfera mesnos densa e “macia” a uma taxa de alguns cm
por ano. A esta velocidade a astenosfera tem um comportamento ductil. A maioria dos
fenómenos geológicos de larga escala resultam do movimento relativo das várias placas e das
interacções ao longo das suas fronteiras.
3
Estado físico do manto superior. Os gráficos da figura 3.4 mostram como é que a pressão e a
temperatura aumentam desde a superfície até à profundidade de 700 km. Note-se que, devido ao
aumento contínuo da carga, a pressão aumenta a uma taxa aproximadamente constante (linear)
com a profundidade. Por seu lado, o aumento da temperatura é não linear. Ele começa por ser
acentuado para pequenas profundidades, mas diminui progressivamente com o aumento da
profundidade.
Figura 3.4 Variação da pressão e temperatura nos primeiros 700 km de profundidade.
Figura 3.5 Diagrama de fases da peridotite (manto). As percentagens referem-se ao volume de líquido vs
sólido da fusão parcial.
4
O estado físico dos materiais depende das condições de pressão e temperatura. O diagrama de
fases (diagrama P – T) da figura 3.5 ilustra o estado físico da peridotite (um rocha ígnea) para
as condições de pressão e temperatura encontradas no manto superior. Com o aumento da
temperatura, a peridotite funde, mas a temperatura necessária para a fusão da rocha aumenta
com o aumento da pressão, ou seja, com o aumento da profundidade. Perto da superfície, a
pressões baixas, a fusão dos minerais das rochas com alto teor em sílica começa a cerca de
1200 ºC. O grau de fusão parcial aumenta progressivamente até a rocha ficar totalmente no
estado líquido por volta dos 1900 ºC. A profundidades de 300 km é necessária uma temperatura
consideravelmente mais elevada para iniciar a fusão parcial e chegar à fusão total (2000 ºC e
2700 ºC, respectivamente).
A linha tracejada do diagrama de fases da figura 3.5 mostra como se comporta o gradiente
geotérmico no manto superior. O facto deste gradiente ser não linear significa que ele atravessa
limites de transições de fase, dando origem a três regiões distintas: 1) nos primeiros 100 km a
peridotite está “fria” e rígida e forma a litosfera; 2) entre os cerca de 100 e 350 km o aumento
de temperatura provoca uma pequena fracção de fusão parcial, a camada que corresponde a esta
fase é a astenosfera; 3) abaixo dos 350 km a pressão é tão elevada que, mesmo para os valores
elevados da temperatura aí existentes, o material sofre nova mudança de fase tornando-se de
novo sólido, é a mesosfera.
Crosta Continental
Crosta Oceânica
Placa
≈ 100 km
Moho
Litosfera (dura)
Astenosfera
(ductil)
Manto
Aumento
≈ 700 km
≈ 35 km
≈ 150 km
Resistência
≈ 10 km
≈ 700 km
Mesosfera (dura)
Figura 3.6 As condições de temperatura relativamente altas e pressões baixas do manto entre 150 e
400 km criam uma situação especial. As placas litosféricas deslizam sobre uma astensofera plástica.
A crosta forma a parte superior da litosfera, sendo a crosta oceânica substancialmente mais fina que a
continental. Enquanto que a fronteira química entre a crosta e o manto (Moho) é nítida, a variação do
estado físico entre a litosfera e a astenosfera é mais subtil. A transição entre a astenosfera e a
mesosfera dá-se através de uma zona de crescente aumento da resistência.
A litosfera compreende tanto a crosta como a parte mais superior do manto. A fronteira entre
estas duas camadas, conhecida por descontinuidade de Mohorovičić, ou simplesmente Moho,
está localizada no interior da listosfera (fig 3.6). O Moho foi identificado ainda no início do
século 20 quando Mohorovičić descobriu que as ondas sísmicas compressivas (ondas-P),
deslocando-se a uma velocidade próxima de 6.5 km/s na crosta inferior, eram refractas na
interface de uma camada onde a velocidade passava a ser perto de 8.2 km/s. Este fronteira é
bem pronunciada pois ela separa regiões com composições químicas distintas. A crosta inferior
tem uma composição gabróica ( ≈ 50% de sílica), enquanto que o manto superior é composto de
peridotite ( ≈ 30% de sílica).
5
s
Placa
Juan de
Fuca
Fornteiras:
E
Divergente
Convergente
Placa da
Escócia
r
Pi
Alp
as
30˚
Carp
B.P.
led
ón
i
Placa
Africana
Americana
Andes
t
as
ca
Médio
0˚
ud
I
nd
a
ian
Do
rsa
l
120˚
180˚
Placa das
Filipinas
150˚
In
di
an
a
Mal Definida
Este
Indu-Australiana
Placa
alai
as
Him
Transformante
Placa Antártica
s
r
Do
S
al
c
Euroasiática
ste
oe
Ca
u
90˚
Placa
60˚
Indiana
ic
Placa de
Nazca
Placa
Sul
Placa das
Caraíbas
al
s
or
D
A
tlâ
nti
-30˚
o
l Centro
Pacif
Placa
de
Cocos
F
S. alha
An d
dre e
Americana
-60˚
r
Ma
Placa
Pacífica
ta
Aleu
Placa
Norte
A
t
-90˚
es
Ca
as
-120˚
ch
pa
la
-150˚
M
on
an
h
180˚
sa
Rise
elh
rm
Ve
Rifts Af.
r
Do
Figura 3.7 Placas litosféricas. A maioria destas têm partes cobertas por crosta continental espessa e crosta
oceânica (mais fina).
Ao contrário da transição abrupta entre a crosta e o manto, as fronteiras no manto são mais
suaves. Variações ligeiras da velocidade de propagação das ondas-P permitem reconhecer a
existência das três zonas: litosfera, astenosfera e mesosfera. A velocidade das ondas-P no
6
-60˚
-30˚
0˚
30˚
60˚
manto superior decresce dos 8.2 km/s para cerca de 7.8 km/s, aprofundidades de 75 a 200 km,
indicando a transição para a astenosfera. De seguida, a velocidade aumenta gradualmente
devido ao aumento da “dureza” da astenosfera e a variação culmina com um aumento brusco
para 12 km/s quando se entra na mesosfera, a cerca de 700 km de profundidade.
Figura 3.8 As placas litosféricas deslizam sobre a astenosfera, provavelmente conduzidas por um
mecanismo misto de transferência de calor e massa e de variações horizontais de densidade. A listosfera é
criada onde as placas divergem e destruida onde elas convergem.
A litosfera da Terra está retalhada em sete placas principais e várias placas menores (fig 3.7).
Estas placas movem-se com velocidades relativas da ordem dos cm/ano (embora haja algumas
que se desloquem a velocidades da ordem da dezena de cm/ano). Esta velocidade é importante,
não só porque é reduzida, mas também porque permite que as placas se desloquem por grandes
distâncias, à escala de tempo geológico. A 1 cm/ano, ao fim de um milhão de anos acumula-se
um deslocamento de 10 km. A importância de ser um velocidade reduzida adevém do facto de
que a esta taxa de deslocamento, a astenosfera tem um comportamento ductil e permite, para
períodos da ordem centenas de milhões de anos, a construção de estruturas do tipo das extensas
bacias oceânicas e as cadeias de montanhas. É talvez bom recordar que, se não fosse esta
capacidade “reconstructiva” proporcionada pelo movimento das placas, a erosão meteorológica
já teria aplanado quase completamente, senão mesmo completamente, os continentes e não
restaria quase nenhuma superfície acima do nível do mar.
Acredita-se que o movimento das placas litosféricas resulta de correntes de convecção no
manto superior (fig 3.8). Nas regiões onde as correntes são ascendentes, elas separam as placas
e geram novo magma a partir de material do manto. Este magma arrefece e passa a formar a
nova litosfera. Onde as correntes de conveção têm o sentido descencente as placas convergem.
Nestas situações, normalmente uma das placas mergulha sob a outra e é destruida no manto. O
movimento das placas litosféricas contribui assim para fazer uma reciclagem contínua das
rochas. Nova litosfera é criada nas dorsais médio-oceânicas e a litosfera mais velha é
deformada e consumida nas fossas abissais (zonas de subducção).
3.3 Tipos de fronteiras de placas
Existem três tipos de fronteiras de placas: as fronteiras divergentes, as fronteiras convergentes e
as fronteiras transformantes (fig 3.9). A maioria das estruturas geológicas de grande escala –
7
montanhas, continentes, bacias oceânicas – e os processos – sismos, vulcanismo,
metamorfisimo – estão associados às interacções que ocorrem ao longo das fronteiras de placas.
Figura 3.9 Os três tipos gerais de fronteiras de placas (linhas espessas). (a) As placas crescem nas fronteiras
divergentes. (b) são destruidas nas fronteiras convergentes e (c) deslizam uma pela outra, sem criação ou
destruição, nas fronteiras transformantes.
Alguns vulcões ocorrem bem no interior das placas (fig 3.10) e pensa-se que são provocados
pela passagem da placa sobre pontos quentes que permanecem fixos no interior do manto
inferior.
Figura 3.10 Alinhamentos de vulcões podem ser provocados por movimentos de placas sobre pontos quentes devidos
à ascenção de plumas de material quente no manto.
3.3.1 Fronteiras divergentes
Quando duas placas se afastam uma da outra, a litosfera é adelgaçada e, por isso, a astenosfera
com uma capacidade de flutuação ascende e eleva uma vasta região (fig 3.11). Dependendo de
se a litosfera está coberta por crosta continental ou oceânica, assim essas regiões elevadas
constituirão zonas de rift continental ou dorsais médio-oceânicas.
8
c) Litosfera
Continental
Normal
Crosta Continental
≈ 35 km
Litosfera
≈ 150 km
Astenosfera
Topografia
Fronteira
Crosta/Manto
Fronteira
Litosfera
Astenosfera
Região Elevada
Moho
b) Zona de
Rift Continental
Litosfera
Astenosfera
Água
a) Dorsal
Médio-Oceânica
Crista
≈ 11 km
Crosta Oceânica
≈ 5 km
Moho
Litosfera
≈ 100 km
Astenosfera
Figura 3.11 Topografia, descontinuidade Crosta/Manto (Moho) e Litosfera/Astenosfera em fronteiras de
placas divergentes. a) Espessuras tipicas da crosta e litosfera num cratão continental. b) toda a litosfera é
adelgaçada com o rifting do continente; todas as três fronteiras são elevadas. c) a nova litosfera formada
na dorsal oceânica contém uma crosta com cerca de 1/6 da espessura de uma crosta continental típica.
As fronteiras do tipo divergente são caracterizadas por forças de tracção que produzem falhas
normais e vales de rift (fig 3.12a). Se um continente for completamente rasgado, os dois
segmentos podem derivar um do outro, formando duas placas litosféricas distintas (fig 3.12b) e
entre eles forma-se uma nova litosfera oceânica. Se o processo continuar por um período
suficientemente longo, podem-se formar grandes bacias oceânicas (fig 3.12c). A fronteira de
placas fica então situada numa dorsal médio-oceânica, longe das margens que separam a crosta
continental da crosta oceânica. Estas margens são referidas com o termo de margens
continentais passivas.
3.3.1.1 Zonas de rift continental
Quando um continente é estirado a crosta e toda a litosfera são adelgaçadas (fig 3.11b) ao longo
de uma vasta região. Esta região é então elevada pela astenosfera quente subjacente devido à
sua flutuabilidade positiva. A parte mais superficial da crosta sofre uma deformação britle
provocando sismos e cristas elevadas (“horsts”), separadas por vales (“grabens”). Os grabens
são depois preenchidos por sedimentos, com espessuras que podem ir até aos 8 km, e subsidem
formando bacias. Os blocos adjacentes do horst permanecem como altas cadeias de montanhas.
A região chamda “Basin and Range Province” do oeste da América do Norte; a “Pannonian
Basin” da Europa central e o “Rift Este Africano” são exemplo de áreas de rift continetal activo
(fig. 3.7).
3.3.1.2 Dorsais Médio-Oceânicas
Quando um continente é rasgado forma-se nova crosta litosférica entre os dois blocos, tal como
está actualmente a acontecer com o Mar Vermelho que separa a Arábia Saudita da África. Com
9
a continuação da divergência a astenosfera mais flutuante eleva uma crista no fundo mar que
pode ter desde algumas centenas até tanto quanto 4000 km de largura, dependendo de quão
rápido as placas se afastam uma da outra. Eventualmente o processo pode abortar ao fim de
“algum tempo” e o processo de rifting parar. Foi o que sucedeu com a abertura entre a
Groenlândia e a América do Norte. Apesar da região da crista ser quente, a parte mais superior
da crosta oceânica está fria sendo a sua deformação britle, causando sismos e falhas normais. A
cadeia de dorsais médio-oceânicas, que inclui a dorsal médio-Atlântica, a “East Pacific Rise” e
a crista do Oceano Índico estendem-se de um modo mais ou menos contínuo por mais de 50000
km (fig 3.7). Ainda que esteja quase completamente coberta por água (a excepção acontece na
Islândia), o sistem de crista médio-oceânicas é de longe a maior cadeia de montanhas da Terra.
Figura 3.12 Evolução das estruturas em fronteiras divergentes.
3.3.2 Fronteiras convergentes
Quando duas placas litosféricas convergem, a placa mais densa (devido ao arrefecimento a
densidade aumenta com a idade da placa) mergulha sob a outra. A região onde a placa mergulha
profundamente no manto chama-se zona de subducção. Existem dois tipos de zonas de
subducção. Numa dá-se a convergência de duas placas cobertas por crosta oceânica e na outra a
convergência processa-se entre uma placa coberta de crosta oceânica e outra de crosta
continental (muito mais espessa). É isto que acontece, por exemplo, ao longo da costa Oeste da
América do Sul. Por vezes, devido à subducção, um oceano inteiro pode desaparecer
provocando a colisão de blocos de crosta continental. Foi o que sucedeu entre o bloco indiano e
a Ásia dando origem à cadeia dos Himalaias, e é o que está para acontecer entre a Europa e a
África com o consequente desaparecimento do Mediterrâneo.
10
3.3.2.1 Zonas de subducção oceano/oceano
Se ambas as placas em convergência contiverem crosta oceânica acontece que ainda assim uma
das placas mergulha sob a outra (fig 3.13a). Formam-se então duas cadeias de montanhas, uma
estrutural e outra vulcânica, paralelamente à fossa oceânica que formada na zona de junção das
duas placas. Nas imediações da fossa, no sentido de terra, onde o topo da placa é pouco
profundo e frio, alguns dos sedimentos e rochas subjacentes são arrancados e deformados
adquirindo uma forma de cunha que é acrecionada à placa cavalgante. Partes desta cunha
acrecionária podem elevar-se acima do nível do mar como rochas sedimentares comprimidas,
dobradas e fracturadas formando cristas longas ladeadas de vales. Barbados, no mar das
Caraíbas e Timor são exemplos de situações destas.
Figura 3.13 Formação de estruturas em zonas de colisão. Formam-se duas cadeias de montanhas
paralelas, uma estrutural (cunha acrecionária) e outra vulcânica (arco vulcânico).
Mais afastado das fossas, o topo da placa descendente atinge profundidades de 100 - 150 km
onde está tão quente (em parte devido ao atrito) que os fluidos são retirados da crosta. Estes
fluidos ascendem e derretem os silicatos do manto e da crosta da placa cavalgante. O magma
resultante deste processo engrossa a crosta da placa cavalgante até duas a três vezes o valor
normal de uma placa oceânica. O magma que consegue atingir a superfície vai dar origem a
uma cadeia de ilhas vulcânicas chamadas arco insular. A depressão entre a cunha acrecionária e
o arco insular, onde se acumulam sedimentos, é chamada forearc basin. As Aleutas, as Antilhas
Menores e as ilhas da Filipinas são exemplos do resultado do funcionamento de um sistema
deste tipo.
11
3.3.2.2 Zonas de subducção oceano/continente
A crosta continental é mais espessa que a crosta oceânica e por isso tem maior poder de
flutuabilidade. Uma placa com crosta oceânica, quando colide com outra placa coberta de
crosta continetal, mergulhará sempre sob esta (fig 3.13b). A morfologia que resulta desta
colisão é semelhante à desenvolvida em zonas de subducção oceano/oceano, incluindo uma
fossa oceânica muito profunda, a cunha acrecionária e a forearc basin. O arco vulcânico está
situado na crosta continetal porque essa crosta faz parte da placa cavalgante.
As zonas de subducção oceano/continente são muitas vezes designadas por margens
continentais activas. Exemplos destas colisões incluem o Japão, o Oeste da América do Sul e o
Noroeste Pacífico da América do Norte.
3.3.2.3 Zonas de colisão continental
Duas placas que estejam cobertas por uma crosta continental espessa, quando colidem formam
uma cadeia de montanhas. No caso em que uma das placas seja delimitada por um arco insular,
a colisão ocorre após a parte menos espessa da crosta oceânica do arco insular ter sofrido
subducção (fig 3.14b). Quando as crostas continentais se encontram nenhuma delas mergulha
sob a outra porque ambas são demasiado leves para mergulhar no manto. As crostas espessas
são então comprimidas, deformadas, metamofirzadas e elevadas. Se a convergência prosseguir,
um dos blocos crostais pode cavalgar o outro (tal como acontece actualmente com o
subcontinente Indiano que a estender-se sob a Ásia). O resultado é a formação de uma larga
região de grandes elevações.
Figura 3.14 Desenvolvimento de uma zona de colisão continental. a) as margens continentais aproximamse à medida que a litosfera oceânica é consumida pela subducção. b) forma-se uma cadeia de montanhas
quando as crostas continentais (espessas) colidem.
As montanhas mais altas da Terra, os Himalaias, fazem parte de uma cadeia de montanhas que
se estende desde a Ásia Central até ao Leste da Europa. Esta cadeia é formada pela
convergência da Eurásia com outros fragmentos continentais incluindo a India, a Arábia
Saudita e de pequenos fragmentos de crosta continental espessa empurrados para norte pelo
movimento de África em direcção à Europa. Outras montanhas de zona de colisão são o
Cáucaso, os Cárpatos, os Alpes e os Pirinéus. Os Apalaches e as montanhas Caledónias no sul
12
da Groenlândia, nas ilhas Britânicas e Escandinávia são partes de uma zona de colisão
continental que se formaram durante a era Paleozóica, à cerca de 300 a 400 milhões de anos.
Um episódio posterior de rifting continental provocou a abertura do oceano Atlântico que
isolou as montanhas em continentes diferentes.
3.3.2 Fronteiras transformantes
Placa 1
Fronteiras
divergentes
Placa 2
Sismo
Falha
transformante
Dorsal
Médio-Oceânica
Zona de
Fractura
Figura 3.15 Mapa esquemático de uma fronteira de placas tipo transformante.
Onde as placas deslizam uma pela outra não há criação nem destruição de litosfera. Fronteiras
deste tipo são designadas por transformantes. Um exemplo comum deste tipo de fronteiras é o
do offset que liga segmentos das dorsais médio-oceânicas (fig 3.15). O movemento relativo
entre as placas acontece apenas entre os segmentos de dorsal, onde ocorrem os sismos. As
extensões inactivas das fronteiras transformantes são chamadas zonas de fractura. Exemplos
importantes de fronteiras transformantes que se estendem em terra são dados pela falha da
Anatólia na Turquia e a falha de S. André na Califórnia (fig 3.7).
3.3.3 Pontos quentes
Alguns vulcões estão situados, não ao longo das fronteiras, mas no interior das placas
litosféricas. Também se observa normalmente que esses vulcões são progressivamente mais
velhos para distâncias maiores dos vulcões mais activos (fig ??). Pensa-se que estes vulcões são
formados sobre plumas de calor localizadas que ascendem do manto inferior. Com o
movimento das placas sobre os pontos quentes formam-se cadeias lineares de vulcões. O
exemplo mais evidente (na verdade foi baseado nele que foi avançada a teoria dos pontos
quentes) destas cadeias vulcânicas lineares é dado pela cadeia de ilhas Havaianas.
Pensa-se também que os pontos quentes permanecem fixos em relação ao manto, bem como
relativamente uns aos outros. Isto é importante porque o sistema de referência dos pontos
quentes fornece um referencial em relação ao qual os movimentos absolutos das placas podem
ser determinados.
13