1 – Introdução e Limites convergentes oceano – continente

A Teoria da Tectónica de Placas é atualmente a teoria mais aceite para explicar os movimentos da crosta terrestre. Esta defende que:
– A parte superior do globo, a litosfera, está fragmentada em placas e estas movem-se muito lentamente sobre uma camada de material semi-fundido, a astenosfera. A essas fraturas entre as placas dá-se o nome de limites.

– Os limites podem ser de 3 tipos, convergentes, divergentes e transformantes. Os limites são zonas de elevada sismicidade e vulcanismo.

Nos limites convergentes ocorrem o choque entre 2 placas, levando à submersão da placa mais densa e há destruição das placas litosféricas. Existem vários tipos de choques entre placas, tais como Oceano-Oceano; Oceano-Continente e Continente-Continente.

Passagem da crosta continental à crosta oceânica

Segundo Debelmas e Mascle (2002) existem dois possíveis casos de transição da crosta continental à crosta oceânica:

1-Justaposição

As margens do tipo “atlântico” (margens associadas aos bordos deste oceano). São inertes, sem sismos ou vulcanismo. A crosta continental diminui progressivamente de espessura na direção do oceano, adquirindo características sismológicas intermédias. Devido ao estiramento a crosta inferior desaparece e a crosta granítica-gnaissica é invadida por soleiras de produtos básicos.

Um caso particular das margens de justaposição é o das margens de desligamento, em que a crosta continental mantém a sua espessura e características e ocorre a passagem abrupto para a crosta oceânica.

2-Superfície de subducção (designada por plano de Wadati-Benioff)

São as margens das regiões do Pacífico, como os Andes. A crosta oceânica mergulha sob a margem continental ao longo de zona evidenciada por sismo, com entre 20 e 700 km de profundidade. Além dos 300 km domina o regime compressivo, sem sismos.

Margens Ativas e Arcos Insulares derivados

As margens continentais ativas situam-se na vertical de uma zona de subducção, e evidenciam uma constante atividade sísmica e vulcânica, esta evidenciada pela existência de um arco vulcânico.

Existem todavia regiões ativas sem vulcanismo, associadas a subducções pouco inclinadas. Estas margens mostram um regime tectónico compressivo.

As margens ativas encontram-se submetidas a constantes forças tectónicas, uma vez que constituem os limites das placas. Umas aproximam-se da placa adjacente (regime compressivo dominante), outras afastam-se com um regime distensivo dominante, podendo originar um esboroamento da margem.

Quando o regime dominante é o distensivo ocorre então a formação de um arco insular separado do continente por uma bacia de retroarco. Existem assim dois tipos de margens continentais as que se encontram ligadas superficialmente ao continente e os arcos insulares.

Em qualquer dos dois casos, existe sempre uma fossa submarina. Ponto de partida para a subdução de uma das placas. Estes dois elementos encontram-se separados por um prisma de acreção e uma bacia frontal.

Fossa de subducção

Estreita e alongada, são as regiões mais profundas do globo, com mais de 10 km.

  1. A vertente externa

É suave (2º a 5º), e cria uma curvatura que a une à planície abissal. Região com evidentes falhas e cobertas com sedimentos.

Além das escarpas produzidas pelas falhas normais existe um variado relevo submarino, como vulcões e até dorsais.

Estes relevos são totalmente destruídos e incorporados na região interna da fossa. DE qualquer modo, esta absorção provoca perturbações na morfologia da rampa. É o caso da fossa do Japão, que se encontra fracturada.

  1. O fundo da fossa

É aí que a crosta oceânica acaba por ser absorvida na zona de subducção. Os fundos são planos e normalmente vazio.

Na fossa da Guatemala a pressão dos fluidos era de 40kg/ cm2, perto das pressões litosféricas.

  1. A vertente interna (lado continental)

Uma exploração permitiu verificar dois casos:

-A vertente é o bordo do substrato do arco vulcânico, ou seja, a crosta continental está evidenciada pelo arco insular na zona de subdução. É o caso mais geral, onde ocorrem falhas distensivas.

-A vertente interna evidencia um empilhamento complexo de lâminas constituídas por sedimentos abissais de origem oceânica com pouco material crustal à mistura. Assim os materiais transportados pela litosfera oceânica afundam-se e ficam instalados por debaixo dos mais antigos, formando lâminas.

Prisma de acreção

Ocorrem em 56% das margens ativas, desenvolvem-se entre a fossa e o arco vulcânico. A sua estrutura apresenta dobras e escamas cavalgantes com vergência oceânica.

Do ponto de vista sedimentológico, estes prismas possuem “mélanges”, uma desorganização dos sedimentos marinhos devido à brechificação tectónica. Geólogos europeus as “mélanges” seriam apenas olistostromas tectonizados.

Em qualquer dos casos, as “mélanges” representam uma característica dos prismas de acreção. A mistura de diversos sedimentos no prisma contrasta com a organização regular das séries de bacia frontal, sobrejacentes, quando ocorrem.

O facto de 44% das margens ativas serem despromovidas de prismas de acreção, levou os geólogos a dividirem-nas em margens de acreção tectónica e de erosão tectónica.

Se bem que sendo a erosão um fenómeno geral, a divisão apenas distingue a sua eficácia. As margens também se podem distinguir por terem um prisma típico, onde se acumula muito material tectónico. Ou, de pequeno prisma onde o material é maioritariamente subductado, ou margens sem acreção onde o material é totalmente subductado.

Os fatores que definem o carácter erosivo são:

-velocidade de convergência, menor velocidade para regiões de acumulação.

-volume de material, uma maior sedimentação favorece a formação de um prisma.

-a presença de irregularidades, que produzem a erosão da placa superior.

-a abundância de fluidos, que produzem uma fracturação hidráulica na zona superior.

Em termos morfológicos, o prisma de acreção pode aparecer como um simples ressalto no flanco do arco vulcânico.

Cadeias de subducção

Na região de subducção ocorre o afundamento de uma das placas, a mais densa. A placa oceânica é a que afunda, no caso de um choque Oceano-Continente.

Aí verifica-se o aparecimento de uma cadeia de subducção, geralmente com um pendor muito pouco acentuado. O pendor depende de diversos fatores, entre eles, a espessura, a densidade da litosfera subductada, a idade da mesma e secundariamente a velocidade de convergência e a existência de “flutuadores” (a dorsal de Nazca parece tornar mais leve a placa por esta transportada).

As diferentes condições provocam subducções mais ou menos inclinadas, as subducções com grande pendor (maior ou igual a 30º) dão origem a estruturas de distensões com magmatismo na superfície da placa cavalgante. As subduções de menor pendor provocam o aparecimento de estruturas de compressões sem magmatismo na superfície da placa cavalgante.

As modelizações físicas (Chemenda, 1993) sugerem que uma litosfera leve ao subductar fica “agarrada” à placa superior induzindo nesta um regime compressivo, caso a placa seja densa ocorre um regime distensivo e a formação de uma bacia marginal. Uma litosfera intermédia sofre um regime alternado, inicialmente ocorre um longo período de distensão, a seguir, quando a extremidade da placa subductada se destaca, ocorre o reajustamento do sistema que induz a compressão da placa superior. Assiste-se a um série de episódios compressivos de curta duração interrompendo uma evolução distensiva.

Caso a convergência ocorra obliquamente, o regime compressivo provoca o aparecimento de grandes falhas de desligamento, paralelas ao arco vulcânico.

Exemplos:

O Perú Norte e Central

Nesta região, a placa oceânica de Nazca afunda-se sobre a Sul-Americana, com um pendor baixo (10º a 15º), e tende a retornar a posição horizontal 250 km a Este, já abaixo do continente. A partir da fossa encontram-se de Oeste para Este, os seguintes elementos estruturais.

  1. Um provável prisma de acreção, na região de choque entre as 2 placas ocorre a acreção dos sedimentos da placa subductada à placa superior através de falhas.
  1. Uma plataforma continental imersa, formada primeiramente por uma estrutura pouco definida, seguida de blocos justapostos onde a crosta continental só foi atingida com sondagens.
  1. Zona costeira, onde aflora o substrato pré-câmbrico e primário coberto com uma série mesozoica.
  1. Cordilheira ocidental, arco vulcânico inativo desde o Paleogénico, apenas com raras emissões de tufos ácidos e escoadas basálticas. A cordilheira é constituída por:

Uma espessa camada de sedimentos Vulcano-detríticos (Jurássico e Cretácico), associados a produtos vulcânicos calcoalcalinos (escoadas e tufos).

Este conjunto encontra-se dobrado numa sucessão mais ou menos regular de anticlinais e sinclinais orientados NW-SE. Os planos axiais encontram-se redobrados e acompanhados com uma xistosidade sub-vertical, as dobras encontram-se localmente divergidas no sentido EW, onde se vê a influência de antigas estruturas.

As “Escamas do Maranhão” são um feixe de dobras e escamas sub-horizontais inclinadas para E (antitéticas).

Aí devida à baixa profundidade não existe metamorfismo e a xistosidade é fraca. O conjunto é atravessado por plutonitos intrusivos, granodioríticos do jurássico superior até ao neogénico, que afloraram devido ao recente levantamento da cadeia. Existem 2 principais, o “batólico costeiro” (com mais de 100 km de comprimento), e o da Cordillera Blanca que possuiu os pontos mais elevados da Cordilheira Ocidental (Huascaran, 6770 m).

Atualmente o soerguimento ainda acontece devido a falhas ativas que deslocam as moreias para a base da Cordillera Blanca. Estas falhas originam sismos (por exemplo a falha de Quinches com 3,5 m de rejecto em 1946), assim como deformam terraços e depósitos de vertentes sobranceiros à costa. É registado um regime compressivo pelos mecanismos do foco.

5- A Corilheira Oriental é pouco diferente da Ocidental. As poucas diferenças são:

A série sedimentar mesozoica é menos espessa, ainda que estruturas mais antigas (hercínico e pré-câmbrico) apareçam abundantemente. O levantamento ocorre devido a falha ativas (como a de Huaytapallana, com 1,75 m de refecto total em 1969).

6- A zona subandina, é a parte final doas Andes, já invadiada pela floresta Amazónica.

Apresenta uma espessa série sedimentar das eras Secundárias e Terciárias, dobrada tardiamente para Este.

Esta zona encontra-se em cima do escudo Amazónico, segundo um plano sub-horizontal situado a 9 km de profundidade, onde se desenvolvem falhas.

Cadeias de colisão

As cadeias de colisão resultam da colisão de uma margem continental com uma outra estrutura que pode ser:

-ou uma crosta oceânica geralmente anormal, do tipo planície oceânica ou, mais frequentemente, um arco insular: o resultado é uma cadeia limiar;

-ou uma outra margem continental: o resultado é uma cadeia de colisão intercontinental.

As colisões só ocorrem quando os objetos transportados pela placa subductada (aquela que afunda) têm dimensões suficientemente grandes.

Nos blocos continentais se a crosta tiver 15-20 km de espessura, se não, ocorre a subducção total.

Nas planícies oceânicas e margens vulcânicas a espessura mínima é de 17 km, só os conjuntos mais espessos são suscetíveis de colidirem. As ilhas vulcânicas com alturas superiores a 8 km podem provocar colisões locais. Os arcos vulcânicos com mais de 20 M. anos são espessos o suficiente para entrarem em colisão.

Em todo o caso, um corpo que colide forma:

1)- um mergulho por subducção;

2)- uma mudança na cinemática das placas;

3)- a formação de uma cadeia montanhosa.

Norte dos Andes (Colômbia e Equador)

A região norte dos Andes resulta da colisão de uma planície oceânica com uma região continental. Esta é responsável pela prolongação dos Andes para norte do Peru, durante o período Cretácico. As características são:

  1. A Oeste, o arco vulcânico. A Cordilheira ocidental do Perú prolonga-se pela Cordilheira Oriental do Equador e Central da Colômbia. Os pontos culminantes são os vulcões. (Equador: Chimborazo, 6272 m, cujo topo é o ponto da Terra mais afastado do centro, Cotopaxi, entre outros existentes também na Colômbia).

Existem também plutonitos granodioríticos calcoalcalinos do Jurássico superior (190-140 M. a), Cretácico superior-Paleogénico (110-60 M. a), e Neogénico (15-10 M. a).

Este conjunto magmático está instalado num substrato ou encaixante do Pré-câmbrico, Paleozoico e Mesozoico com metamorfismo de xistos verdes. O material mesozoico (80-50 M. a) é contemporâneo a uma fase de compressão “larâmica”.

  1. A Este, cadeias do tipo intercontinental representam o prolongamento da Cordilheira Oriental e subandina do Perú. Correspondem à migração da deformação sobre o cratão e ao dobramento da cobertura de retroarco.

A evolução sedimentar mostra a passagem de um estádio de bacia carbonatada (Jurássico), a uma bacia subsidente (Cretácico), ocorreu a acumulação de mais de 10000 m de sedimentos detríticos.

A deformação larâmica traduziu-se sobretudo pela paragem da subsidência. A tectónica principal é neogénica e caracteriza-se por cavalgamentos sub-horizontais.

Todos estes elementos (arco vulcânico e cadeias originadas pelo dobramento da bacia do retroarco) formam a região oriental dos Andes equatoriano e colombiano. Mas a oeste, do lado do Pacífico, ocorre a junção com material oceânico.

  1. Cordilheira ocidental e zona costeira, Equador.

A maior parte da Cordilheira ocidental do Equador é formada por um complexo de arcos insulares intraoceânicos e pelo seu substrato. Substrato formado por sedimentos marinhos pelágicos e vulcanoclásticos, do Cretácico superior.

Estes arcos formados perto da antiga margem continental sul-americana. No Eocénico desenvolveu-se uma possante série vulcânica em arco, composta por basaltos em almofada, andesitos basálticos e tufos calcoalcalinos (Macuchi).

Na zona costeira, o material oceânico aflora sob a forma de diábases maciças em almofada. A este complexo sobrepõem-se turbiditos grauvacóides de Cretácico superior provenientes da erosão dos arcos intra-oceânicos.

  1. Ocidente colombiano (Cordilheira ocidental e revelos costeiros, designados por “Serrania de Baudo”)

A “Serrania de Baudo” prolonga geograficamente a zona costeira do Equador, afunda-se por baixo da Cordilheira ocidental. Os dados estratigráficos indicam que este fenómeno ocorreu no Eocénico ou no Miocénico.

Na Cordilheira ocidental, ocorre o empilhamento de mantos do material oceânico com vergência para Este, havendo “klippes” na zona oeste. As unidades mais a leste são as mais antigas, as quais estão associados xistos azuis com glaucofana.

As unidades mais recentes foram injetadas com plutonitos granodioríticos cujas idades variam dos 80 a 60 M. a.

A evolução do ocidente norte-andino é caracterizada pela junção de material oceânico ao material andino.

No Equador, esta junçaõ resulta da acreção paleocénica-eocénica. Na Colômbia, a evolução é mais complexa, ocorrem duas acreções.

É surpreendente nunca se terem encontrado vestígios de arcos insulares na Colômbia, uma vez que participaram na acreção. Existem duas explicações:

– Estes arcos foram deslocados para norte

-Estes arcos nunca existiram e os mantos de complexo básico resultaram apenas de uma

Bibliografia:

DEBELMAS, J., MASCLE, G. (2002) As grandes estruturas geológicas. Fundação Calouste Gulbenkian.389 pp.

https://wiki.carleton.edu/display/tec2011/Nazca+plate
http://en.wikipedia.org/wiki/Juan_de_Fuca_Plate

Fontes fotográficas:
https://wiki.carleton.edu/download/attachments/12228629/nazca_volcanism.png?version=1&modificationDate=1321737297000


http://bmsscience8209.edublogs.org/files/2010/10/convergent-COLLISIONS-205lo60.jpg

Coordenador e autores.

Jorge Miguel Henriques Luís Guilherme – coordenador
Ricardo João Grosso Marques Ferreira
Bruno Moreira da Silva

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