4 – Limites divergente continente-continente

  • São riftes cujos bordos se afastam suficientemente para que a crosta continental se rasgue e deixe aparecer uma nova crosta de tipo oceânico
  • Divergência de duas placas continentais, ou seja, trata-se de um regime distensivo
  • Este tipo de limites dão origem principalmente a zonas de rifte por onde ascende material proveniente do manto
  • Formação de uma crusta oceânica que com o passar do tempo pode dar origem a mares ou oceanos.
  • A origem de limites divergentes é causada pelos chamados pontos quentes, onde existe células de convenção de grandes dimensões que transportam grandes quantidades de material mantélico quente até próximo da superfície
  • No estádio de Rifte, Sob o efeito de uma distensão, a crosta superior fragmenta-se em porções separadas por falhas normais e estes blocos abatem.
  • Em profundidade é estirada ductilmente, o que permite a subida do manto. Daí a existência de um forte fluxo térmico que reaquece os bordos do fosso e produz o seu soerguimento.
  • Manifesta-se um vulcanismo alcalino, alimentado por um manto mais profundo. A duração deste estádio é de cerca de 10 a 15 milhões de anos.
  • No estádio de fissura, se o estiramento continuar, a crosta continental, cada vez mais adelgaçada, é injectada com produtos básicos vindos do manto superior.
  • No Estádio de golfo oceânico, se o processo distensivo persistir, a fissura crustal alarga-se originando um golfo oceânico, o que implica acreção oceânica, com dorsal.
  • Neste estádio, os bordos da fissura estão suficientemente afastados do eixo térmico, pelo que arrefecem e abatem.

Exemplos:

O mar Vermelho

Prolonga para Sul o golfo de Suez mas também para o golfo de Acaba. Para o Sul, a estrutura do mar Vermelho interrompe-se e, deslocada para Oeste volta a encontrar-se no território dos Afars.

a)     Evolução estrutural

Os primeiros sedimentos sin-rifte dos seus bordos são do Oligocénico, se bem que noutros locais sejam do Miocénico inferior ou médio. Esta primeira foi acompanhada pela intrusão de numerosos diques de basaltos e de gabros, paralelos ao alongamento geral da fossa e, na parte Sul desta, por importantes massas de riólitos, indícios de uma crosta sempre continental. A localização deste vulcanismo apenas na margem árabe sugere que a distensão, que permitiu a subida do manto superior devido ao efeito de um ponto quente. No início do Pliocénico a abertura efectua-se ao nível do golfo de Acaba e do mar Vermelho, ao passo que o golfo do Suez não é afectado. Esta etapa esta bem marcada pela elevação dos bordos da fossa até altitudes de 2000 e 3000m e por um vulcanismo possante, vulcanismo sempre limitado ao bordo oriental do fosso.

b)     A estrutura actual

Só na parte Sul do mar Vermelho é que se observa uma crosta nova, de tipo oceânico, com 5 a 6 km de largura. Entre o eixo deste novo oceano e os bordos francamente continentais existe um domínio com 50 a 100 km de largura, coberto em grande parte pelo mar. A crosta tem aí uma espessura crescente, de 10 a 20 km, quando nos afastamos do eixo do mar Vermelho.
Nas margens, a estrutura é de blocos delimitados por falhas normais. A sua disposição é simétrica na parte norte do mar Vermelho, mas torna-se francamente assimétrica para sul, com blocos estreitos todos basculados no mesmo sentido. A esta assimetria da estrutura ajusta-se a que resulta da repetição do vulcanismo e do soerguimento dos bordos. Nestas condições, as interpretações actuais usam um modelo de distensão originada por uma superfície de cisalhamento com pequeno pendor.

O Afar

O Afar é um domínio complexo onde a abertura do oceano ocorre sobre um ponto quente. A fissura crustal do mar Vermelho desaparece por alturas mas é substituída para oeste por uma fissura em escadaria com a mesma orientação, o Afar Norte, que se desenvolve entre o planalto etíope, a oeste, e um planalto menos elevado, a este, designado por «horst danakil». O «rifting» e o abatimento do «fosso danakil» começam no Miocénico inferior, cerca dos 25 Ma, idade das lavas intruidas nessa altura. São basaltos alcalinos que afloram nos bordos do fosso. Estão associados também a um vulcanismo riolitico alcalino que testemunham a existência de uma crosta continental e do funcionamento de um ponto quente. Após uma certa fase de quiescencia a crosta continental rasga-se, dando origem a uma fissura axial, com crosta do tipo oceânico descoberta pela geofísica. Entre esta fissura axial «oceânica» e o bordo do planalto etíope ou «danakil», com crosta continental, existe uma crosta continental adelgaçada. O vulcanismo axial não impede a actividade de centros marginais onde coexistem sempre basaltos e rioliticos. O Afar Sul é uma região mais complexa onde a distensão é mais difusa. A zona axial oceânica do Afar Norte é substituída por novos fossos em escadaria, tanto para Oeste como para Este. A estrutura tectónica, condicionada por inúmeras falhas de distensão, também se complica ao dar origem a uma serie de riftes encaixados.

O golfo de Adem

Não é uma estrutura continental. É um golfo na zona em que a crosta oceânica se alarga para Este, e onde aparece, finalmente, a dorsal de Carlsberg (dorsal do oceano Indico). Em terra, e deslocado no mesmo sentido, encontrava-se o rifte «axial»do lago Assal, balizado por vulcões muito recentes que constituem uma das ultimas manifestações das fracturas crustais dos Afars.

O golfo da Califórnia

Ao contrário do mar vermelho, o golfo da Califórnia não corresponde ao rifte de uma dorsal. Fica-lhe mesmo muito obliquo, porque é originado pelo deslizamento de um fragmento da placa norte-americana, com material continental, ao longo das falhas transformantes da dorsal este-pacifica que vem, aqui, ao encontro do continente americano.Há desligamento direito da península em relação ao continente, ao longo da falha de São Francisco. O estudo das estrias e das fendas de tracção ligadas as falhas que recortam as margens do golfo, mostra duas etapas na evolução deste golfo, uma miocenica e a outra plio-quatrenaria, confirmadas por uma discordância entre as formações correspondentes.

O Golfo de Génova

Com ele abordamos as fissuras crustais que se abrem, por rotação dos seus dois bordos em redor de um ponto comum, como se fossem dois braços de um compasso. O Golfo de Génova está centrado nesta cidade. Desenvolve-se entre o eixo corso-sardo e a crosta provençal e languedócica. A crosta continental só reaparece na vizinhança das costas, afectada, aliás, por numerosas fracturas de distensão que provocam o esbatimento dos seus limites, especialmente do lado provençal. Somente através de uma sondagem submarina efectuada a N das Baleares é que se conhecem os depósitos submarinos do seu enchimento, porque ao longo da Provença nenhuma delas atingiu a crosta basáltica. A abertura do golfo de Génova permite compreender melhor a génese dos canhões que afectam o bordo da plataforma provençal, no prolongamento de alguns cursos de água actuais. O processo deverá desenrolar-se em quatro etapas.

1-     Imediatamente antes do “rifting”, o bloco corso-sardo, havia sido soerguido pelo dobramento provençal.
2-     Seguidamente, este bloco é partido em dois por um eixo de distensão que se transforma num rífte. Os seus dois bordos elevam-se.
3-     No fim do Miocénico a fissura crustal é larga. Os bordos estão afastados da zona com alto fluxo térmico que marcava o eixo do rífte. Por isso arrefecem, tornam-se mais pesados e afundam. A margem provençal inclina-se então para o golfo oceânico e as águas continentais escorrem agora para sul, nos seus antigos vales, mas onde seu pendor se inverteu. Esta drenagem para sul transforma o Mediterrâneo numa gigantesca lagoa.
4-     A transgressão pliocénica restabelece o nível do mar e faz imergir os canhões escavados no estádio precedente.

O Golfo da Gasconha

Entre a margem continental sul-armoricana e a da costa norte-espanhola estende-se uma bacia triangular profunda, a planície abissal da Biscaia, que apresenta características oceânicas. A margem armoricana é larga, com numerosos degraus em escadaria; a margem cantábrica é estreita e complicada por falhas cavalgantes. Os dados das sondagens submarinas indicam que o enchimento sedimentar começou no fim do Cretácico inferior. A abertura do golfo estava concluída no Cretácico superior, encontrando-se sedimentos seus por toda a parte.

Legendas:

Figura 1 – Negro: vulcanismo; Flechas: sentido de deslocamento do bloco árabe; A,B: traços dos cortes da figura 82.
Figura 2 –
A- Corte da margem W da fossa, na região de Safaja (A da fig 77) (Sg. Ott D’Estévou, et al., 1987, simplificado).
Reencontramos aí o estilo tectonico e as formações sedimentares do golfo de Suez (comparar com a fig.38). A negro, o Oligocénico. A tracejado, os sedimentos anteoligocénicos.
B- Corte da fossa central perto do paralelo 19º (B da fig.77) (sg.T.Juteau, simplificado). Esta fossa é limitada por dois parapeitos implantados sobre uma massa possante de evaporitos miocénicos cobertos por 200 a 300 m de sedimentos plio-quatrenários. O seu basamento é desconhecido.
A própria fossa é constituida por blocos basculados, mais ou menos simétricos, limitados por grandes planos de falha que atingem 600m de altura, inclinando no sentido do eixo cerca de 60º, em cujos planos se pôde dragar basaltos toleiticos.
No eixo da fossa, podemos observar uma banda de basaltos recentes (idade inferior a 500 anos), com 4 a 5 km de largura, separada dos ressaltos vizinhospor fossos lineares profundos. De facto, toda a fossa está partida por falhas de tracção, mais ou menos abertas, paralelas ao seu alongamento e por falhas transversais.
No centro, a propria zona de distensão, com 0.5 a 1 km de largura, esta balizada por pequenos vulcões recentes que mostram um empilhamento de pillow-lavas em tubos alongados.
Toda a zona da crista média mostra anomalias magnéticas grosseiramente simétricas que vão até aos 1.5 a 2 Ma. Depois disso desaparecem sob os sedimentos e os evaporitos. Elas permitem calcular a expansão média que, dá assim, cerca de 1.6 cm por ano e nos dois últimos milhões de anos, o que é igual á da dorsal atlântica ( dorsal lenta ). Esta analogia permite comparar a fossa axial do mar Vermelho com o rifte da dorsal atlântica.

Figura 3 –
1-Substrato antecâmbrico
2-Vulcanismo alcalino das plataformas e dos bordos do fosso ( a-ácido; b-básico; c-granito miocénico)
3-Vulcanismo de têndencia toleítica ( a-principais maciços com eixo sobre as fracturas; b-vulcanismo tabular, em geral sem aparelhos bem nitidos)
4-Sedimentos secundários, terciários e quaternários
Em A a figura mostra que a orientação dos principais maciços vulcanicos da fossa dos Afars é comandada por uma abertura que se gera á volta do mesmo pólo de rotação. (P) do horst de Danakil.

Coordenador e autores

Jorge Miguel Henriques Luís Guilherme – coordenador
Patrícia Alexandra Correia do Nascimento
Vanessa Monteiro Leal

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