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Tectônica de Placas

Surgimento da Teoria da Deriva Continental

A teoria que os continentes não estiveram sempre nas suas posições atuais foi

conjecturada muito antes do século vinte; este modelo foi sugerido, pela primeira vez,

em 1596 por um fabricante holandês, Abraham Ortelius. Ortelius sugeriu de que as

Américas "foram rasgadas e afastadas da Europa e África por terremotos e inundações"

e acrescentou: "os vestígios da ruptura revelam-se, se alguém trouxer para a sua frente

um mapa do mundo e observar com cuidado as costas dos três continentes." A idéia

de Ortelius foi retomada no século dezenove. Entretanto, só em 1912 é que a idéia do

movimento dos continentes foi seriamente considerada como uma teoria científica

designada por Deriva dos Continentes, escrita em dois artigos publicados por um

meteorologista alemão chamado Alfred Lothar Wegener. Argumentou que, há cerca

de 200 milhões de anos, havia um supercontinente - Pangeia=Pangea - que começou a

fraturar-se. Alexander Du Toit, professor de geologia na Universidade de Joanesburgo

e um dos defensores mais acérrimos das idéias de Wegener, propôs que a Pangeia,

primeiro, se dividiu em dois grandes continentes, a Laurásia no hemisfério norte e a

Gondwana no hemisfério sul. Laurásia e Gondwana continuaram então a fraturar-se,

ao longo dos tempos, dando origem aos vários continentes que existem hoje.

A teoria de Wegener foi apoiada em parte por aquilo que lhe pareceu ser o ajuste

notável dos continentes americano e africano do sul, argumento utilizado por

Abraham Ortelius três séculos antes. Wegener também estava intrigado com as

ocorrências de estruturas geológicas pouco comuns e dos fósseis de plantas e animais

encontrados na América do Sul e África, que estão separados atualmente pelo Oceano

Atlântico . Deduziu que era fisicamente impossível para a maioria daqueles organismos

ter nadado ou ter sido transportado através de um oceano tão vasto. Para ele, a presença

de espécies fósseis idênticas ao longo das costas litorais de África e América do Sul era

a evidência que faltava para demonstrar que, uma vez, os dois continentes estiveram

ligados.

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A figura representa o ajuste, atual, da linha de costa do continente da América do Sul

com o continente de África . Com a cor roxa representam-se as estruturas geológicas e

rochas tipo perfeitamente idênticas. Repare-se na continuidade, nos dois continentes,

das manchas roxas.

Segundo Wegener, a Deriva dos Continentes após a fratura da Pangeia explicava não

só as ocorrências fósseis, mas também as evidências de mudanças dramáticas do

clima em alguns continentes. Por exemplo, a descoberta de fósseis de plantas tropicais

(na formação de depósitos de carvão) na Antártida conduziu à conclusão que este

continente, atualmente coberto de gelo, já esteve situada perto do equador, com um

clima temperado onde a vegetação luxuriante poderia desenvolver-se. Do mesmo modo

que os fósseis característicos de fetos (Glossopteris) descobertos em regiões agora

polares, e a ocorrência de depósitos glaciários em regiões áridas de África , tal como

o Vaal River Valley na África do sul, foram argumentos factuais invocados a favor da

teoria da Deriva dos Continentes.

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Esquema mostrando a distribuição geográfica de fósseis de animais e plantas no

supercontinente da Pangeia

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A teoria da Deriva Continental transformar-se-ia na "bomba" que explodiu na

comunidade científica da época, de tal modo fez surgir uma nova maneira de ver a

Terra. Contudo, apesar das evidências, a proposta de Wegener não foi tão bem recebida,

pela comunidade científica, como se possa pensar, embora estivesse, em grande parte,

de acordo com a informação científica disponível, naquele tempo. Uma fraqueza fatal

na teoria de Wegener era o fato de não poder responder satisfatoriamente à pergunta

mais importante levantada pelos seus críticos: que tipo de forças podia ser tão forte

para mover massas de rocha contínua tão grandes ao longo de tais distâncias tão

grandes? Wegener sugeriu que os continentes se separavam através do fundo do

oceano, mas Harold Jeffreys, um geofísico inglês notável, contra-argumentou, de

modo científico, que era fisicamente impossível para uma massa de rocha contínua tão

grande separar-se através do fundo oceânico sem se fragmentar na totalidade.

Entretanto, após a morte de Wegener, em 1930, novas evidências a partir da exploração

dos fundos oceânicos, bem como outros estudos geológicos e geofísicos reacenderam o

interesse pela teoria de Wegener, conduzindo finalmente ao desenvolvimento da teoria

da Tectônica de Placas.

Surgimento da Teoria da Tectônica Global

A Tectônica de Placas provou ser tão importante para as ciências de terra como a

descoberta da estrutura do átomo foi para a Física e Química, assim como a Teoria da

Evolução foi para as Ciências da Vida. Embora, atualmente, a teoria da Tectônica de

Placas seja aceite pela comunidade científica, existem várias vertentes da teoria que

continuam a serem debatidas.

Em termos geológicos, uma placa é uma "grande laje", formada por rochas rígidas. O

termo tectônica vem da raiz grega "construir." Unindo estas duas palavras, passamos a

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ter tectônica de placas, o que quer dizer que a superfície da terra é construída por

placas. A teoria da tectônica de placas diz-nos que a camada superficial da terra

(litosfera) está fragmentada numa meia dúzia de placas maiores, e algumas outras

menores, que estão em movimento relativo umas em conexão com as outras, enquanto

assentam sobre uma camada estrutural mais quente, menos rígida e mais móvel. A

tectônica de placas é um conceito científico relativamente recente, introduzido há cerca

de 50 anos, que revolucionou a nossa compreensão do planeta dinâmico ("Vivo") em

cima do qual nós vivemos. A teoria globaliza o estudo da terra recorrendo a muitos dos

domínios das Ciências da Terra, desde a Paleontologia (o estudo dos fósseis) à

Sismologia (o estudo dos terremotos). Forneceu explicações às perguntas sobre as quais

os cientistas especularam durante séculos, tais como: porque é que os terremotos e as

erupções vulcânicas ocorrem em áreas muito específicas do globo terrestre, e como é

que as grandes montanhas como os Alpes e os Himalaias se formaram?

A Tectônica de Placas é aceita atualmente de forma quase universal, os seus

mecanismos são plausíveis e com bastantes demonstrações. Entretanto, muitos detalhes

dos mecanismos terão ainda que serem comprovados, e algumas teorias que envolvem

vários detalhes da tectônica de placas são bastante questionáveis. Vamos tentar definir

alguns dos princípios básicos do mecanismo global, e examinar seu efeito na criação

das terras continentais.

O que se segue não é um sumário do pensamento atual sobre a tectônica de placas e os

seus mecanismos; freqüentemente, novas, e provavelmente controversas, idéias são

apresentadas à consideração dos cientistas. O que vamos apresentar é uma exposição

simples dos princípios básicos que devem reger os movimentos das placas, algumas

hipóteses sobre os mecanismos de convecxão, o transporte dos continentes e a sua

"reciclagem", bem como alguns cenários previstos para os eventos passados e futuros da

tectônica de placas.

Aproximadamente dois terços da superfície da terra encontram-se abaixo dos oceanos.

Antes do século 19, as profundidades dos oceanos eram matéria de pura especulação, e

a maioria das pessoas pensava que o fundo dos oceanos era relativamente liso e sem

quaisquer aspectos relevantes. A exploração oceânica, durante os tempos seguintes,

melhorou profundamente o nosso conhecimento sobre os fundos dos oceanos e a sua

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expansão. Nós sabemos agora que a maioria dos processos geológicos que ocorrem na

terra estão ligados, diretamente ou indiretamente, à dinâmica dos fundos oceânicos.

Em 1947, os sismologistas que se encontravam no navio de pesquisa Atlantis dos E. U.

A. descobriram que a camada de sedimento no fundo do Oceano Atlântico era muito

mais fina do que pensavam inicialmente. Os cientistas acreditavam que os oceanos

existiam, pelo menos, há 4 bilhões de anos, logo a camada de sedimento deveria de ser

muito espessa. Porque é que havia tão pouca acumulação de sedimento e de restos e

fragmentos sedimentares no fundo do oceano? A resposta a esta e outras perguntas, que

surgiram após uma exploração mais pormenorizada e avançada, provaria ser vital para o

surgimento do conceito de tectônica de placas.

No início dos anos de 1950, os cientistas, usando instrumentos de medida do

magnetismo (magnetômetros), começaram a reconhecer variações magnéticas impares

através do fundo dos oceanos. Esta descoberta, embora inesperada, não foi inteiramente

surpreendente porque se sabia que o basalto -- uma rocha vulcânica rica em ferro e que

faz parte dos fundos dos oceanos -- contêm um mineral fortemente magnético

(magnetita), que pode localmente obrigar à distorção das leituras da bússola. Sabendo

que a presença da magnetita dá ao basalto propriedades magnéticas mensuráveis, estas

variações magnéticas, recentemente descobertas, forneceram novos meios para o estudo

dos fundos dos oceanos profundos.

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Um modelo teórico da formação da banda de anomalias magnéticas. A nova crosta oceânica que resulta da consolidação do magma que sai, de forma praticamente contínua, da crista médio-oceânica, esfria e torna-se cada vez mais velha enquanto se move (sentido dado pelas setas - bandas de cor laranja e creme) afastando-se da crista médio-oceânica originando a expansão do fundo oceânico (veja o texto): a. a crista médio-oceânica e a banda magnética há, aproximadamente, 5 milhões de anos; b. há, aproximadamente, 2 a 3 milhões de anos; e c. atualmente.

Modelo do relevo do fundo oceânico, ao longo de uma crista médio-oceânica (vermelho

acastanhado). O azul corresponde às regiões mais baixas (vales), enquanto, do verde

passando pelo amarelo até ao castanho-avermelhado, corresponde às regiões elevadas

(montanhas).

Como, durante os anos das décadas de 1950 e 60, foram sendo traçados mais mapas das

anomalias magnéticas dos fundos oceânicos, logo mais informação, ficou provado que

as variações magnéticas não eram aleatórias mas obedeciam a padrões determinados.

Quando estes padrões magnéticos foram traçados sobre grandes regiões, o fundo do

oceano apresentou um padrão do tipo “zebra” (Ver figura da página anterior-

formação da banda de anomalias magnéticas-). As bandas alternas de diferente

polaridade magnética estavam colocadas, do lado de fora, em faixas, de um e do outro

lado da crista médio-oceânica (meso-oceânica): uma faixa com polaridade normal e a

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faixa adjacente com polaridade invertida. O teste padrão total, definido por estas

faixas alternadas de rocha magnetizada com polarização normal e inversa, tornou-se

conhecido como o “listado” magnético.

A descoberta do “listado” magnético alertou, naturalmente, para mais perguntas: como

se forma o teste padrão magnético do “listado”? E por que são as faixas simétricas em

torno das cristas ou dorsais médio-oceânicos? Estas perguntas não poderiam ser

respondidas sem se saber o significado destas dorsais. Em 1961, os cientistas

começaram a teorizar sobre a estrutura das zonas das dorsais da crista médio-

oceânica onde o fundo oceânico era rasgado em dois, longitudinalmente, ao longo da

crista. O magma novo, proveniente de grandes profundidades da terra, subia

facilmente, ao longo destas zonas de fraqueza, e era expelido ao longo da crista,

criando uma crosta oceânica nova. Este processo, operado durante muitos milhões e

anos construiu o sistema de 50.000 quilômetros ao longo das cristas ou dorsais médio-

oceânicos. Esta hipótese era suportada por diversas linhas da evidência: (1) junto da

crista, as rochas são muito novas, e tornam-se progressivamente mais velhas quando

afastadas da crista; (2) a rocha, mais nova, junto à crista, tem sempre uma polaridade

(normal) atual; e (3) as “listas” das rochas paralelas e simétricas à crista alternam na

polaridade magnética (normal-invertida-normal, etc.), sugerindo que o campo

magnético da terra se inverteu muitas vezes.

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A evidência adicional da expansão do fundo oceânico veio de uma fonte inesperada, a

exploração do petróleo ao longo das margens continentais, nas plataformas marinhas.

Quando as idades das amostras foram determinadas por métodos de datação

paleontológica e isotópica (datação radiométrica - "absoluta"- ver apostila de Tempo

geiológico), forneceram a evidência que faltava para provar a hipótese da expansão dos

fundos oceânicos. Uma conseqüência profunda da expansão dos fundos oceânicos seria

que a nova crosta oceânica, sendo, continuamente, criada ao longo das cristas oceânicas,

implicava um grande aumento no tamanho da terra desde a sua formação. A maioria

dos geólogos sabe que a terra mudou pouco no tamanho desde sua formação há 4,6

bilhões de anos, levantando uma pergunta chave: como pode a nova crosta oceânica

ser adicionada, continuamente, ao longo das cristas oceânicas sem aumentar o tamanho

da terra? Esta pergunta intrigou, particularmente, Harry H. Hess e Robert S. Dietz. Hess

formulou o raciocínio seguinte: se a crosta oceânica se expandia ao longo das cristas

oceânicas, ela tinha de ser "consumida" noutros lugares da terra. Deste modo,

sugeriu que a nova crosta oceânica espalhou-se, continuamente, afastada das cristas,

segundo um movimento de transporte do tipo "correia" . Milhões de anos mais tarde, a

crosta oceânica desce, eventualmente, nas fossas oceânicas, onde seria "consumida".

De acordo com Hess, enquanto o Oceano Atlântico estava a expandir-se o Oceano

Pacífico estava a contrair-se. Assim, as idéias de Hess, davam uma explicação clara

porque a terra não aumentava de tamanho.

Durante o século 20, os cientistas chegaram à conclusão que os sismos (tremores de

terra) tendem a concentrar-se em determinadas áreas, ao longo das fossas e das cristas

oceânicas. Os sismologistas começaram a identificar diversas zonas proeminentes dos

tremores de terra. Estas zonas tornaram-se, mais tarde, conhecidas como zonas de

Wadati-Benioff, ou simplesmente zonas de Benioff. Os dados permitiram que os

sismologistas traçassem com precisão as zonas de concentração dos sismos de todo o

planeta Terra.

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Mapa mostrando a concentração dos terremotos ao longo de zonas, estreitas e muito

específicas (cristas e fossas), assinaladas por pontos e áreas tracejadas.

Mas qual era o significado da relação entre os sismos e as fossas e cristas oceânicas?

O reconhecimento de tal conexão ajudou a confirmar a hipótese da expansão-consumo

da crosta oceânica, localizando as zonas onde Hess tinha previsto que a crosta oceânica

estava a ser gerada (ao longo das cristas) e as zonas aonde a litosfera se afunda para

dentro do manto (abaixo das fossas). São zonas onde se geram e libertam quantidades

de energia muito elevadas.

Os cientistas têm, agora, uma compreensão razoavelmente boa de como as placas se

movem, e de como tais movimentos se relacionam com a atividade sísmica. Grande

parte do movimento ocorre ao longo das zonas estreitas entre placas, onde os resultados

das forças tectônicas são mais que evidentes.

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Placas Tectônicas

Esquema mostrando um mecanismo de transporte das placas. Por exemplo, o calor

radioativo acumulado no interior da Terra e não completamente dissipado pelo

vulcanismo será suficiente para aquecer as camadas do manto e gerar correntes de

convecção térmica ascendentes, semelhantes às que se formam com a água a ferver, que

transportam as placas por arrastamento ("efeito de correia").

Esquema de seção do globo terrestre, mostrando, noutra perspectiva o mecanismo do

movimento das placas ("Tração da placa") por efeito de correntes de convecção térmica.

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Há quatro tipos de limites de placaHá quatro tipos de limites de placaHá quatro tipos de limites de placaHá quatro tipos de limites de placa: · Limites divergentes· Limites divergentes· Limites divergentes· Limites divergentes -- onde a nova crosta é geradanova crosta é geradanova crosta é geradanova crosta é gerada, enquanto as placas são "empurradas" afastando-se. · Limites convergentes· Limites convergentes· Limites convergentes· Limites convergentes -- onde a crosta é destruídaa crosta é destruídaa crosta é destruídaa crosta é destruída, enquanto uma placa "mergulha" sob outra. · Limites transformantes· Limites transformantes· Limites transformantes· Limites transformantes -- onde a crosta nem está a ser produzida nem a ser crosta nem está a ser produzida nem a ser crosta nem está a ser produzida nem a ser crosta nem está a ser produzida nem a ser destruídadestruídadestruídadestruída, enquanto as placas deslizam horizontalmente uma em relação à outra. · Zonas dos limites entre placas· Zonas dos limites entre placas· Zonas dos limites entre placas· Zonas dos limites entre placas -- as largas bandas em que os limites entre os limites entre os limites entre os limites entre placas não estão bem definidosplacas não estão bem definidosplacas não estão bem definidosplacas não estão bem definidos, e os efeitos da interação das placas não são claros.

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Modelo esquemático da representação dos limites das placas, bem como dos principais

aspectos determinantes da tectônica das placas. É notável a ligação entre a atividade

vulcânica e as placas oceânicas e continentais, particularmente nos limites das placas.

Deste modo, podemos falar em vulcanismo de subducção resultante do choque de

placas oceânicas, originando, por exemplo, os arcos insulares ativos, e do choque de

uma placa oceânica com uma placa continental, originando a formação de cadeias

montanhosas costeiras com atividade vulcânica (limites convergentes); vulcanismo no

interior das placas oceânicas, o vulcanismo associado aos pontos quentes, o qual resulta

da ascensão de plumas de material sobre aquecido nos níveis mais profundos do manto;

vulcanismo de crista oceânica em expansão, originando a libertação do magma com

formação de nova crosta oceânica (limites divergentes); no interior das placas

continentais, a formação de riftes continentais precursores de cristas médio-oceânicas

explica a existência de vulcanismo em locais afastados do limite das placas.

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Modelo de placas Modelo de placas Modelo de placas Modelo de placas Modelo de placas

de limites convergentes, de limites transformantes,de limites transformantes,de limites transformantes,de limites transformantes,

mostrando o movimento mostrando o movimento relativomostrando o movimento relativomostrando o movimento relativomostrando o movimento relativo

relativo das placas. das placas.das placas.das placas.das placas.

Em princípio os interiores das placas são geologicamente calmos. Existem, contudo,

algumas exceções. Por exemplo, uma observação a um mapa do oceano Pacífico revela

muitas ilhas na placa pacífica, afastadas dos seus limites. Todas elas são ou foram

vulcões, isto é, tiveram origem no vulcanismo do fundo do mar. As ilhas do Havai são

um exemplo típico, formando um arquipélago alinhado. A datação de lavas da cadeia

havaiana (e outras) mostrou que as suas idades aumentam à medida que nos

afastamos do vulcão atualmente ativo.

Esquema mostrando uma secção (a) e um plano (b) de parte da placa pacífica, na região da cadeia havaiana. Observa-se o ponto quente estático dando

origem a novas ilhas (Hawai-vulcanismo ativo). As ilhas mais velhas, vulcanismo extinto (inativo), foram arrastadas pela placa pacífica, na direção

Noroeste, sendo a mais velha a ilha de Kauai.

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Bloco diagrama mostrando o mecanismo de formação da cadeia havaiana, constituída

por ilhas vulcânicas assentes na placa pacífica e longe dos limites desta.

A maior parte dos vulcões que surgem no interior das placas serão criados por pontos de

erupção, fontes fixas de material vulcânico (magma) que se erguem das profundezas do

manto. À sua expressão atual, como no Havai, chamamos pontos quentes (Hot Spots).

A maior parte dos grandes vulcões ativos no interior das placas apresenta um rasto de

vulcões extintos cada vez mais velhos que assinala o percurso da placa litosférica sobre

o ponto de erupção. Os pontos quentes parecem ter origem a grande profundidade,

talvez até nos limites entre o núcleo e o manto; muitos deles estão ativos há muito

tempo. Os vulcões mais antigos originados pelo ponto havaiano têm idades próximas

dos 80 milhões de anos.

Os limites divergentes ocorrem ao longo das placas que estão em movimento de

separação (afastamento; divergente) e a nova crosta é criada pelo magma que se eleva

do manto. A imagem, é a de duas "correias" gigantes transportadoras, semelhantes a

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tapetes rolantes, enfrentando-se mas movendo-se, lentamente, em sentidos opostos

transportando a crosta oceânica recentemente formada a partir da crista oceânica.

Talvez, os limites divergentes melhor conhecidos sejam os da crista oceânica Médio-

Atlântica (Meso-Atlântica). Esta gigantesca montanha submersa estende-se desde o

Oceano Ártico até ao extremo sul de África. A velocidade de expansão (afastamento)

das placas ao longo da crista oceânica Médio-Atlântica é de aproximadamente 2,5

centímetros por ano (cm/ano), ou de 25 quilômetros num milhão de anos. Esta

velocidade de expansão pode parecer lenta para os padrões humanos, mas porque este

processo teve a sua origem há cerca de 200 milhões de anos, resultou num afastamento

das placas da ordem dos milhares de quilômetros. A expansão do fundo oceânico ao

longo dos 200 milhões de anos passados fez com que o Oceano Atlântico crescesse a

partir de uma minúscula entrada de água, entre os continentes da Europa, África e das

Américas, dando origem ao vasto oceano que hoje existe. A Islândia é um país

vulcânico, que está sobre a dorsal Médio-Atlântica, oferecendo aos cientistas um

laboratório natural para estudarem, em terra, os processos que ocorrem ao longo das

partes submersas de uma crista médio-oceânica. A Islândia está a abrir ao longo do

centro, expandindo-se entre as placas Norte-Americana e Euro-Asiática, dado que a

América do Norte está em movimento para Oeste relativamente a Euro-Ásia.

Já anteriormente foi referido que o tamanho da terra não mudou significativamente

durante os últimos 600 milhões de anos, e muito provavelmente logo após sua formação

há 4,6 bilhões de anos. O tamanho da terra, praticamente constante desde a sua

formação, implica que a crosta tem de ser destruída segundo uma velocidade mais ou

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menos idêntica à que está a ser criada. Tal destruição (reciclagem) da crosta ocorre ao

longo dos limites convergentes das placas que se movem uma contra a outra. Uma placa

afunda-se (subducção) sob a outra. A região onde uma placa mergulha por baixo de

outra é chamada zona de subducção. O tipo de convergência -- chamada por alguns uma

" colisão muito lenta " -- que ocorre entre placas depende do tipo de litosfera envolvido.

A convergência pode ocorrer entre uma placa oceânica e uma continental, entre duas

placas oceânicas, ou entre duas placas continentais.

A zona entre duas placas que deslizam horizontalmente, uma em relação à outra, é

chamada um limite de falha transformante, ou simplesmente um limite transformante. O

conceito de falhas transformantes foi proposto pelo geofísico canadense J. Tuzo Wilson,

tendo determinado que estas falhas ou grandes zonas de fratura ligam dois centros de

expansão (limites divergentes de placas) ou, menos freqüentemente, centros de

destruição, as fossas (limites convergentes de placas). A maioria das falhas

transformantes são encontrados no fundo oceânico. Deslocam, geralmente, as dorsais

ativas (em expansão), originando margens da placa em "zig-zag". Aqui, têm origem,

geralmente, os tremores de terra de baixa profundidade, também designados sismos

rasos. Algumas falhas transformantes ocorrem nos continentes, por exemplo, a zona de

falha de Santo André (San Andreas) na Califórnia e a falha Alpina na Nova Zelândia.

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Nem todos os limites das placas são tão simples quanto os tipos principais discutidos

acima. Em algumas regiões da terra, os limites não estão bem definidos porque a

deformação da placa em movimento que ali ocorre estende-se sobre uma larga

região (chamada uma zona do limite entre placas). Uma destas zonas marca a região

Mediterrânica-Alpina entre as placas Euro-Asiática e Africana, na qual diversos

fragmentos menores das placas (microplacas) foram reconhecidos. Porque as zonas dos

limites entre placas envolvem pelo menos duas grandes placas e uma ou mais

microplacas, tendem a ter estruturas complicadas.

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Mapa mostrando as principais placas da Terra e as respectivas designações, bem como o

traçado das cristas e fossas mais importantes. As direções dos grandes movimentos

relativos das respectivas placas estão indicadas com setas azuis.

Hoje é possível medir, com precisão, a velocidade de expansão e de subducção das

placas. Mas, como é que os cientistas podem saber quais foram às velocidades do

movimento das placas ao longo do tempo geológico? Os oceanos guardam uma das

chaves do enigma. Porque o listado magnético dos fundos oceânicos grava as inversões

do campo magnético terrestre tal como já foi referido anteriormente, e os cientistas

sabendo a duração aproximada de uma inversão, podem calcular a velocidade média do

movimento da placa durante uma dada extensão de tempo. Estas velocidades médias de

afastamentos (cristas ou dorsais) e desaparecimentos (fossas-zonas de subducção) das

placas podem variar muito, como é visível nos exemplos atuais apresentados no mapa

representado em baixo.

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Mapa mais pormenorizado. As setas negras indicam o movimento relativo das placas,

limites divergentes setas de sentido contrário e limites convergentes setas com o mesmo

sentido, encontrando-se junto a elas os valores das velocidades médias relativas das

respectivas placas.

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Formação das Montanhas

As montanhas são formas de relevo da superfície da Terra que, normalmente, se elevam

para um topo estreito em forma de cume, originando escarpas. São vastas elevações e

depressões. Podem apresentar-se segundo extensos alinhamentos de relevo, ou sob a

forma de Montanhas Isoladas, estas normalmente associadas a fenômenos vulcânicos.

Vamos procurar dar algumas explicações, tendo sempre em conta o conhecimento atual,

para a formação das montanhas. Na Terra os extensos alinhamentos de relevo que

cruzam oceanos e continentes têm uma origem, direta ou indiretamente, ligada ao

movimento das grandes placas litosféricas terrestres. Dentre estas estruturas, as cadeias

de montanhas são as que melhor se conhecem e as que, com certeza, foram objeto das

mais antigas investigações científicas. Vejamos a figura, abaixo, que nos mostra as

cadeias de montanhas continentais dos Andes, Montanhas Rochosas, Apalaches, Atlas,

Pirinéus, Alpes, Cárpatos e os Himalaias.

Mapa mundi mMapa mundi mMapa mundi mMapa mundi mostrando as grandes cadeias de montanhas continentais e o respectivo ostrando as grandes cadeias de montanhas continentais e o respectivo ostrando as grandes cadeias de montanhas continentais e o respectivo ostrando as grandes cadeias de montanhas continentais e o respectivo alinhamento.alinhamento.alinhamento.alinhamento.

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As montanhas formam-se através de diversos processos geológicos. Assim, podemos

considerar quatro tipos diferentes de montanhas: vulcânicas, erodidas, falhadas, e

dobradas.

Montanhas vulcânicas, também conhecidas como vulcões. Apresentam, na maioria

dos casos, uma parte emersa que por sua vez faz parte de uma sucessão de grandes

vulcões. Uma região com uma sucessão de vulcões é o Havai. O Mauna Kea (4.205 m)

é um exemplo típico de uma montanha vulcânica.

Mauna Kea (4.205 m), montanha vulcânica do Havai.

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Arco de Fogo do Pacífico, mostrando algumas montanhas vulcânicas, entre elas a

Mauna Kea do Havai.

Kilimanjaro (6.000 m), imponente montanha vulcânica, situada na Região dos Grandes

Lagos, na África Oriental.

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Montanhas erodidas são formadas pelo fenômeno da erosão (vide apostila de rochas –

Rochas sedimentares). As águas, os ventos, as variações de temperatura e os seres vivos

causam o desgaste das rochas. Em simultâneo dá-se o fenômeno do transporte dos

materiais desagregados. Quando existem, na mesma região, rochas resistentes à erosão e

rochas facilmente erodidas, dá-se o fenômeno de erosão diferencial, acontecendo que as

rochas resistentes à erosão acabam por formar um grande relevo terrestre, isto é, uma

montanha. O Cume Do Lança (4,301 m) é um exemplo de uma montanha erodida. O

Cume Do Lança é uma grande massa de granito que tem resistido à erosão de milhões

de anos.

O Cume Do Lança (4.301 m) é uma grande massa de granito, situada nas Montanhas

Rochosas, na parte Ocidental da América do Norte.

Na região do Oeste da América do Norte, ocupada pelas Montanhas Rochosas encontra-se o Grand Canyon, representado na fotografia. Existe uma grande variedade de rochas, sobretudo arenitos, argilítos e calcários, com Idades que vão desde o Cambriano até o

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Permiano. É notável, neste exemplo, o efeito da erosão diferencial, originando vertentes abruptas ou suaves.

Montanhas de falha são formadas pela vertical criada ao longo de grandes planos de

falha, originando grandes massas de blocos escarpados. Este tipo de montanhas é

comum nos Estados Unidos Ocidentais, tal como acontece na Serra Nevada. Vales de

falha são também formados desta maneira.

Pico Dogtooth (3.139 m) localizado na Serra Nevada, na América do Norte.

Pico Olancha (3.695 m) localizado na Serra Nevada, na América do Norte.

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Montanhas dobradas são as mais típicas e freqüentes, razão porque, a seguir, iremos

examinar, com algum pormenor, a formação destas montanhas. Foram originadas pelo

lento movimento das placas litosféricas convergentes, isto é, colisões entre massas

continentais ao longo do Tempo Geológico unindo-as e originando cadeias

montanhosas. As fotografias abaixo são exemplos de montanhas dobradas.

Himalais. Uma extensa cordilheira, com o seu Monte Evereste (8.848 m), situada no Sul

da Ásia. Esta é a região mais elevada da Terra.

Alpes franceses, com o seu Monte Branco (4.807 m).

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Orogenia é o termo que os geólogos usam para denominar o processo de formação das

cinturas de montanhas dobradas, mais vulgarmente conhecidas como cadeias de

montanhas. 0 termo Orogenia foi utilizado, pela primeira vez por G. K. Gilbert, em

1890, para descrever o processo de edificação de montanhas. Gilbert utilizou-o, tendo

no pensamento cadeias bem familiares, como as das Montanhas Rochosas ou os Alpes,

que freqüentemente se denominam de cinturas de montanhas dobradas (ou orogênicas),

na medida em que tais montanhas são constituídas por rochas dobradas como resultado

da compressão da crosta. As cadeias de montanhas com rochas dobradas, assim como os

arcos insulares e as fossas oceânicas desenvolvem-se onde há a convergência de placas

crustais. A verdade é que tal não era possível porque não existe crosta oceânica com

mais de 200 milhões de anos. Isto, porque como sabemos a crosta oceânica é

consumida, onde os Limites (Margens) das placas oceânicas deslizam para debaixo dos

continentes limítrofes, para então descer para as profundezas do manto e serem

digeridos nas zonas internas e quentes da Terra.

A região sublinhada a negro, mostra as cinturas montanhosas que se estendem desde o

Noroeste de África até aos Himalaias e à Indonésia. As setas indicam a direcção de

deslocamento, de parte dos continentes da antiga Gondwana e que colidiram com a

Europa e a Ásia, originando as grandes cadeias montanhosas dobradas dos Atlas,

Pirinéus, Alpes, Cárpatos e Himalaias.

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Agora, vamos fazer uma pequena introdução para ficarmos com algumas noções muito

elementares sobre um dos domínios da Geologia, a Geologia Estrutural, a fim de

compreendermos um pouco melhor a formação das cadeias montanhosas dobradas.

Esta consiste no estudo e análise da história de uma rocha tal como fica registrada na

sua geometria, isto é, a sua posição espacial, absoluta e relativa. Este domínio faz parte

de uma matéria mais ampla, no que concerne à deformação da crosta terrestre

provocada pelos movimentos e forças causadores da alteração da disposição ou arranjo

que as rochas possuíam inicialmente, o qual se designa por Tectônica. Sempre que uma

rocha é submetida a pressões muito elevadas, pode dobrar-se ou fraturar-se. Daí

resultam as dobras e fraturas (falhas quando os blocos sofrem deslocamentos relativos).

O tipo de estrutura resultante depende das propriedades físicas das rochas e do meio em

que se produzem as deformações. Dobras são estruturas cujas superfícies primárias de

referência ficaram abauladas, curvadas ou alteradas sem perca de continuidade. Há

vários tipos de dobras. Por exemplo, de acordo com a geometria podemos distinguir três

variedades de dobras: anticlinais (dobras cujos lados ou flancos inclinam-se em

sentidos divergentes), sinclinais (dobras cujos flancos inclinam-se em sentidos

convergentes) e monoclinais (consistem numa flexão, em que as camadas mais ou

menos horizontais, assumem, localmente, uma inclinação em determinada direção). Há

dobras de escala microscópica até dobras com dezenas e centenas de quilômetros. Uma

dobra raras vezes se encontra isolada, e quase todas elas contribuem para a constituição

de um Sistema de Dobras. Os sistemas de dobras mais extensos e espetaculares

desenvolveram-se nas chamadas cinturas de montanhas dobradas ou orogênicas.

Fotografia mostrando dobras associadas em Anticlinal=A (flancos=fl inclinam-se em

sentidos divergentes - ver setas) e Sinclinal=S (flancos=fl inclinam-se em sentidos

convergentes - ver setas).

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Fotografia mostrando uma dobra deitada.

Fotografia mostrando uma dobra deitada, entre as duas setas.

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Fotografia mostrando pequenas dobras em quartzitos intercalados por xistos.

Fotografia mostrando pequenas dobras (observar a escala) em grauvacas alternando com

xistos.

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Falhas são fraturas mediante as quais as rochas se deslocam, de forma que perdem a sua

continuidade original. Existe um movimento relativo, em qualquer direção, dos blocos

de rochas, ao longo do plano de falha (a superfície de fratura ao longo da qual teve lugar

o movimento relativo). Existem várias classificações para as falhas. Por exemplo, numa

classificação segundo os movimentos relativos dos blocos, vamos considerar dois tipos

de falhas, sabendo que existem muitas mais: falha normal é aquela em que os blocos

rochosos se deslocaram, um em relação ao outro, segundo a inclinação do plano de

falha; falha inversa é aquela em que um bloco (chamado teto) se desloca em sentido

ascendente sobre o plano de falha, relativamente ao bloco rochoso chamado muro.

Fotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=FFotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=FFotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=FFotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=F----F1) associada a F1) associada a F1) associada a F1) associada a

dobras do tipo anticlinal=DA e sinclinal=DS.dobras do tipo anticlinal=DA e sinclinal=DS.dobras do tipo anticlinal=DA e sinclinal=DS.dobras do tipo anticlinal=DA e sinclinal=DS.

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Fotografia mostrando falhas (F) conjugadas em siltitos gresosos alternando com siltitos

argilo-carbonosos. PF=traço do plano de falha.

Fotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=F-F1) associada a dobras.

DA=dobra em anticlinal.

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Cadeia Montanhosa dos Himalaias

Fotografia parcial da Cadeia Montanhosa dos Himalaias.

Bloco diagrama simplificado mostrando a colisão entre duas placas continentais

convergentes.

Mapa esquemático mostrando as macroplacas envolvidas na formação dos

Himalaias.

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Reconstrução paleogeográfica da Terra durante o Cretáceo, há cerca de 100 M.A.. O Cimmeridian Superterrane deve ter sido "acrescentado" à Mega Laurásia. A crosta oceânica ao Norte do Oceano Neotethys estará em subducção ao longo do arco vulcânico de Dras. Abriu-se o oceano de Shigatze, como consequência do rifte e consequente expansão do fundo oceânico. A Índia deverá ter estado separada de

África e E. Gondwana. Abriu-se o Oceano Índico. A posição da atual região de Zanskar, nos Himalaias, é mostrada por uma estrela negra.

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A figura mostra, de forma esquemática, o deslocamento, para Norte, do "Continente

Indiano", desde há 71 M.A. até à atualidade. De salientar a rotação anti-horária,

simultânea com a deslocação, do "Continente Indiano", o qual prossegue atualmente. A

colisão do "Continente Indiano" com a Eurásia ocorreu há aproximadamente 55 M.A..

A posição de Zanskar é mostrada por uma estrela negra.