segunda-feira, 8 de março de 2010










Deriva continental. Tectônicas de Placas
Não existe dúvida de que a maior contribuição para a Biogeografia Moderna foi a aplicação da Teoria Tectônica de Placas. Com ela, houve a possibilidade de explicações sobre a distribuição de muitos táxons disjuntos, que até então, não passavam de mera especulação e de teorias, que, algumas hoje parecem absurdas, tais como, as das “Pontes Continentais”, referidas no capítulo 1, durante o período Pré-Darwianiano e Darwianiano.

Mas, o que é a Deriva Continental? Uma explicação simples da teoria da Deriva Continental, hoje conhecida como Teoria Tectônicas de Placas, é: os continentes se deslocaram e deslocam através da superfície do globo terrestre sobre o manto superior. Pelo deslocamento destas placas, a posição atual dos continentes ou porções de continentes, não correspondem as suas posições no passado e não corresponderão as suas posições no futuro.

A idéia sobre a movimentação dos continentes começam no século passado, quando Snider em 1858 publicou um mapa unindo os continentes Africano e da América do Sul, conforme relata Brown & Gibson (1983) e Salgado-Labouriau (1994). Brown & Gibson (1983) relatam que em 1910, o geólogo americano Taylor publicou uma teoria sobre a formação das cadeias de montanhas relacionando-a com a movimentação dos continentes. Em 1915, Alfred Wegener, metereologista alemão, publicou suas idéias sobre a Deriva Continental.

De acordo com Brown & Gibson (1983) e Salgado-Labouriau (1994), Wegener baseaou sua teoria na justaposição dos continentes, magnetismo, paleoclimas e evidências fósseis. A teoria de Wegener sintetizava evidências de muitas disciplinas como a geologia, geofísica, paleoclimatologia, paleontologia e biogeografia.

Brown & Gibson (1983) sumarizam seis conclusões de Wegener, as quais, segundo eles, não sofreram alterações em suas essências, que são:

1. As rochas continentais são fundamentalmente diferentes, menos densas, mais finas e menos altamente magnetizadas daquelas do fundo do mar. As blocos mais leves dos continentes bóiam em uma camada viscosa do manto.

2. Os continentes estavam unidos em um único supercontinente, o Pangea que, dividiu-se em placa menores que moveram-se, flutuando no manto superior. A quebra do Pangea começou no Mesozóico, mas a América do Norte ainda ficou conectada com a Europa até o Terciário ou ainda até o Quaternário.

3. A quebra do Pangea começou em um vale que gradualmente alargando-se em um oceano. Distribuição dos maiores terremotos e regiões de vulcanismo ativo e elevação de montanhas estão relacionados com os movimentos destas placas da crosta terrestre.

4. Os blocos continentais mantêm ainda seus limites iniciais, exceto, nas regiões de elevação de montanhas, de tal maneira que se fossem unidos haveria similaridades em relação a estratigrafia, fósseis, paleoclimas, etc. Estes padrões são inconsistentes com qualquer explicação que assuma a posição fixa dos continentes e oceanos.

5. Estimativas da velocidade de movimentação de certos continentes é em torno de 0,3 a 36 m/ano e mostra que a Groelândia separou-se da Europa a apenas 50.000 a 100.000 anos atrás.

6. O aquecimento radioativo do manto pode ser a causa primária para a movimentação gradual dos blocos, mas outras forças podem estar envolvidas.

No entanto, a teoria de Wegener ficou no ostracismo quase que por 50 anos. No foi apenas em função dos geólogos ligados a indústria petrolífera, palentólogos e outros, mas, no que se refere a sua aplicação na biogeografia, as teorias do “Centro de Origem”, “Dispersão”, “Pontes Continentais”, estavam em alta. De acordo com Gibbrian (1986) apud Espinosa & Llorente (1993) encontrou somente uma explicação pela rejeição da Teoria de Wegener na época e de sua aceitação no presente, que era: os interlocutores eram outros, isto é, para aceitá-la era necessário uma mudança radical do pensamento geológico da ápoca.

A Teoria de Wegener, somente começou a ser aceita no início dos anos 60, em razão do mapaeamento do fundo oceânico, descobertas das fossas abissais, paleomagnetismo das rochas oceânicas, entre outras. Estes estudos se tornaram possíveis em razão da utilização de submarinos durante a Segunda Grande Guerra.

Quando Wegener propôs suas idéias, muito pouco era conhecido da estrutura das bacias oceânicas. Alguns geólogos suspeitavam que o assolho oceânico era composto principalmete de basalto (SIMA, que consiste principalmente de silício e magnésio), isto baseado apenas em pequenas amostragem feitas em algumas partes dos oceanos. Entretanto, eram bem conhecidos as rochas continentais, compostas grandemente de silício e alumínio (SIAL). Com relação as cordilheiras oceânicas era também bastante precário, e apenas do Atlântico era conhecida.

Com o desenvolvimento dos sonares e fatômetros, foram descoberto vulcões submarinos com os cumes achatado ou afilados, com cerca de 3000 a 4000 m de altitude, porém submersas. Estes cumes achatados foram denominados “Guyots” e enquanto que, os afilados de “Seamount”, segundo Brown & Gibson (1983). Estas estruturas teriam sido ilhas de origem vulcânicas que, formadas acima da superfície do oceanos, foram desgastadas pela ação das ondas e erosão eólicas, acabam formando os “Guyots”.

Além destas descobertas, outras foram feitas, tais como: as placas oceânicas de origem basáltica, de espessura fina coberta por sedimentos, sobre astenosfera. Esta última é a camada superficial do Manto, sendo a parte inferior denominada de Mesosfera. A astenosfera é mais densa que a placa continental e oceânica, porém menos do que a mesosfera, sendo de consistência mais rígida do que a astensofera (Leinz et al., 1975; Brown & Gibson, 1983 e Salgado-Labouriau, 1994).

Tendo estas informações foi elaborado uma teoria para a movimentação dos continentes, nos quais estão envolvidos a formação das placas oceâncias e os geossinclismos. Esta teoria é denominada de “Expansão do assoalho oceânica” de 1961, formulada por Dietz. A dinâmica desta teoria é o seguinte: A medida que ocorre explosões vulcânicas nas dorsais oceânicas vão formando os “seamount” e “guyots” sobre a placa oceância, a qual desliza sobre a astenosfera. A junção de duas placas oceânicas formam um vale, originando as dorsais oceânicas. Estas dorsais estão espalhadas por todos os oceanos e medem em torno de 70 mil km. A junção de uma placa oceânica com um continental, formam as fendas oceânicas, com profundidade em média de 10 km. Como as placas continentas são mais espessas e menos densas do que as oceânicas, estas, as oceânicas são incorporadas ao manto, provocando nas continentais instabilidades, como: formações vulcânicas, terremotos, tremores de terras, formações orogênicas, as quais são denominadas de geossinclismos. A incorporação das placas oceânicas no manto obedece o princípio de convecção, isto é, a medida que a placa desloca-se de seu ponto de origem, dorsais, sofre esfriamento, tornando-se mais densas até encontrar-se com as continentais, onde forma-se as fendas, sendo mais densa desce e incorpora-se ao manto. Estas fendas são denominadas de zonas de subducção (Salgado-Labouriau,1994) ou zonas de Benioff (Brown & Gibson, 1983).

Outro fato importante é a datação das placas oceâncias, que giram em torno de 170 milhões de anos, isto significa que são bem mais jovens que as continentais, que giram em torno de 1 bilhão de anos, isto é, os crátons, áreas continentais geologicamente estáveis (Brown & Gibson, 1983 e Salgado-Labouriau, 1994).

Com modelo definido, encontra-se regiões onde ocorre encontro de duas placas oceânicas, formando arcos de ilhas oceânicas, além de áreas de geossinclismo intenso (Aleutas, Caribe, Japão, Marianas); encontro de placa oceânica e continental (Nazca e Sul Americana), responsável pela formação dos Andes e encontro de duas placas continentais (Índia com a Ásia), responsável pela formação do Himalaia e o Planalto do Tibet.

O processo descrito acima, determina que no manto há convecção, princípio de aquecimento e esfriamento, isto é, um ciclo. O material do manto aquecido sobe nas regiões das cordilheiras oceânicas, formando ilhas vulcânicas, que deslizam sobre a astenosfera (camada superior do manto) no sentido horizontal. Ao chegar nas regiões das fendas choca-se com material da crosta e desce, sendo reincorporadas no manto. Herman Hess(Geólogo da Marinha dos USA), nos anos 40-50, foi o primeiro a propor o movimento do assoalho dos oceanos, baseado nas tectônicas de placa (crescimento, movimento e destruição da crosta).

Com a teoria da Expansão do assoalho oceânico bem fundamentada, principalmente com dados de paleomagnestismo, que é o estudo das orientações dos cristais de rochas no tempo de sua formação e estudos de padrões ao redor do mundo poderam mostrar as idades e origens das placas, a teoria da deriva continental tornou-se um fato. Com ela é possível explicar a maioria das distribuições dos organismo no planeta.

Algumas evidências da Deriva Continental
1- Cristas Mesoceânicas ou Dorsais oceânicas.

2- Paleomagnetismo, com orientação para os pólos e paralelas nos dois lados das dorsais.

3- Falha de San Andrews na Califórnia.

4- Rift Valley na Costa Leste Africana

5- Mesosaurus no América do Sul e África

6- Flora de Glossopteris (América do Sul, África, Índia, Austrália, Antártida).

7- Flora Conífera (climas tropicais) Leste da América do Norte e Oeste da Europa.

8- Flora de Archaeopteris (Rússia, Irlanda, Canadá e Estados Unidos).

Mas como a teoria da Deriva Continental começou a ser utilizada em estudos da Biogeografia?

Com a aceitação da deriva continental, os primeiros estudos, incluindo Wegener, partiram da premissa que havia um supercontinente “Pangea” e este sofreu um ruptura em dois. Um no hemisfério Norte (Laurásia), compreendendo: América do Norte, Groelândia, Europa e Ásia, exceto a Índia. O outro no Sul (Gondwana), formada pela América do Sul, África, Madágascar, Índia, Austrália e Antártida. No entanto, após algum tempo, observou-se que, havia grupos taxonômicos, com suas relações de parentesco bem definidas que não enquadravam-se neste padrão, principalmente, com relação ao hemisfério Norte.

A Gondwana, o que tudo indica foi um supercontinente desde 600 milhões de anos até a sua ruptura, isto é, em torno de 100 milhões de anos, porém com posições diferentes daquelas do Mesozóico (Scotese & Barrett, 1991). Segundo Scotese (1997-Internet), a Gondwana era parte de um supercontinente denominado de Pannotia.

Durante o Paleozóico, segundo Scotese & McKerrow, 1990, alguns pequenos continentes eram adjacentes a Gondwana, como: Iucata (México), Flórida, Avalonia, Sul e Centro da Europa, Ciméria, Tibet e Sudeste da Ásia. O Polo Sul (PS) encontrava-se no Norte da África, durante o Cambriano. A Gondwana moveu-se rapidamente, sendo que o PS no final do Siluriano estava no Brasil e no Sul da Argentina no final do Devoniano. No Leste do Sul da África no Carbonífero e início do Permiano próximo do centro da Antártida.

O período Ordoviciano foi caracterizado por várias bacias oceânicas e um grande Oceano - Pantalássico. A Laurentia, Baltica, Sibéria e Gondwana estavam dispersam. Entre a Báltica e Laurentia havia o Oceano Iapetus (Scotese, 1997-Internet). Neste período, devido a um derretimento da camada de gêlo no Sul da Gondwana (Norte e Centro da África e Bacia Amazônica), esfriou os oceanos provocando uma extinção de organismos de água quente que viviam próximo do equator.

No Siluriano ocorre a colisão da Laurentia com a Báltica, fechando o O. Iapetus, formando as Caledônias na Scandinavia, Norte da Gran Bretânia e Groelândia, no leste da América do Norte forma-se o Norte das Apalachianas. Já o Norte e Sul da China, derivam da Indo-Austrália e migram para o Norte.

No final do Paleozóico muitos dos paleocontinentes colidem formando a Pangea que se estende de Pólo a Pólo, margeado a leste pelo Oceano Paleo-Tethys e a oeste pelo Oceano Pantalássico. Porém a leste há vários continentes que não estavam unidos a Pangea, como: Norte e Sul da China, Ciméria (Parte da Turquia, Irã, Afagnistão, Tibet, Indochina e Malaya). Estes continentes também migraram para o Norte colidindo com a Sibéria. Este último ao colidir com a Báltica forma os Montes Urais.

No Mesozóico, ocorre a formação de um grande continente, Pangea. Porém a parte Norte, como foi visto acima foi formado pela colisão de vários continentes, tais como:

Laurentia (Noroeste da Irlanda, Escócia, Groelândia, Norte do Alaska e a Penísula de Chukotskiy) Scotese & McKerrow (1991). De acordo com Cocks & Fortey, 1991 e Crick, 1991 os ambientes cratônicos desta área é caracterizada pela ocorrência de faunas endêmicas de trilobitas (Bathyuridae) e gêneros de braquiópodes. Outro fato importante são as colisões ocorridas com a Baltica no final do Siluriano e com a Avalonia, ocorrendo perda na identidade de sua fauna durante o Siluruano e Devoniano. No final do Carbonífero e Permiano a Laurentia torna-se parte da Pangea (Scotese & Mckerrow, 1991).

Baltica (Maior parte do Norte da Europa), sendo caracterizada por um grupo distinto de trilobitos asaphidíeos (Cocks & Fortey, 1991)

Avalonia (Ardennes da Bélgica e norte da França, Inglaterra, Walles, Sudeste da Irlanda, Penísula de Avalon, Nova Escócia, Sul da Nova Brunswick e parte costal da Nova Inglaterra).

Europa Central e Sul (Região adjacente com o Norte da África, Ibérica, França, Alemanha e Bohemia).

Sibéria (limitada oeste pela metade Norte dos Urais e Zona Irtych Crush, ao Sul pelo Arco Mongólico Sul e Nordeste pelo cinturão das dobras de Verhayansk).

Cazaquistânia (Extensão do Continente Sibérico Paleozóico)

China e Tarim (3 continentes do Paleozóico, Norte e Sul da China e Tarim).

Ciméria (Turquia, Irã, Tibet, Shan-Thai, Malaya e Indo-China).

Portanto, o uso deste termo “Laurásia” não reflete a real história deste supercontinente. Por exemplo, o leste da Ásia é composta por vários fragmentos que se uniram desde o Paleozóico até o Mesozóico. A plataforma Siberiana suturou-se com a Europa, como evidências deste fato: o geossinclismo formando os Montes Urais, Tarim e Tibet , durante o Jurássico. Outras plataformas são: Bloco da Penísula de Sunda (Indochina, Malásia, Sumatra e Borneo); Bloco Japônes; Bloco Kolyma; Nordeste da Sibéria. A Groelândia estava unida com a América do Norte.

Atualmente a Eurásia compreende todos os continentes que estão no hemisfério norte, exceto a América do Norte e Groelândia. O subcontinente Índia, incluindo o Sri Lanka, que originalmente fazia parte do Gondwana, foi ligado a Eurásia no Eoceno inferior, cerca de 53 ma, formando o Himalaia e o Planalto do Tibet na sutura com esta placa, a parte oceância, isto é, placa oceânica foi consumida neste “trech”. Esta colisão foi acompanhada por uma série de colisões que fechou o Mar de Tethys, que são: Espanha com a França (Pireneus); Itália, França e Suiça (Alpes); Grécia e Turquia com Balcãs (Hellenide e Dinaride); Arábia com Irã (Zagros) e a colisão mais jovem Austrália com a Indonésia. Pode-se dizer que a Eurásia é o início da formação de um Supercontinente, semelhante a Pangea.

Gondwana
As evidências levam a crer que o supercontinente Gondwana parece ter sido uma placa única, razoavelmente estável desdes os registros do Precambriano até meados do Mesozóico. Esta região hoje, compreende a América do Sul, África, Madagáscar, Arábia, Índia, Austrália, Tasmânia, Nova Guiné, Nova Zelândia, Nova Caledônia e Antártida. Segundo Scotese & Mckerrow (1991), Scotese (1997), a região da Flórida, Iucatá do México, Norte e Sul da China e outros fizeram parte da Gondwana do Pré-Cambriano até meados do Paleozóico.

Wegener corretamente identificou as maiores partes do Gondwana e como elas se moveram (entretanto suas datações estavam muito erradas), mas mesmo nos tempos atuais, não temos uma apurada reconstrução de todas as quebras, pela falta de informações adequadas nos oceanos do sul.

O início da quebra se originou no Jurássico Superior com cerca de 150 ma. Três aspectos são notáveis nesta quebra, segundo Brown & Gibson, 1983:

1. África e América do Sul estavam conectados, apenas pelo centro. Esta conecção era de posição equatorial no Jurássico e estas mesmas regiões se mantém hoje em dia;

2. O ponto da Antártida que hoje em dia é o Polo Sul, estava a 50ºS latitude no Jurássico;

3. Em redor da Antártida, as massas continentais estavam reunidas, mas sempre separadas por mar.

A maioria dos cientistas concordam que a abertura do Atlântico Sul começou no Cretáceo Inferior, cerca de 127 ma. Até no mínimo, 115 ma, os continentes estavam reunidos no Equador. A deriva foi lenta inicialmente, tanto que apenas no Eoceno (53 ma), foi completamente terminada. A velocidade da deriva foi de 1,2 a 2 cm por ano, ou 40 km por cada ma. Porém a velocidade da placa Indiana foi surpreendente, de 10 a 12 cm/ano. A Índia se desagregou do Leste do Continente Africano, deslocando-se no sentido Nordeste a 80 ma, chocando-se com o continente asiático por volta de 55 a 53 ma, iniciando a orogenia do Himalaia. Portanto, a velocidade de deslocando foi rápida, em torno de 180km por Ma.. Sri Lanka é uma parte da Placa Indiana.

Como é bem conhecido, a parte sul da América do Sul e a Antártida estiveram conectadas durante o Cretáceo. A distância entre a Terra do Fogo e as ilhas da Antartida foram gradativamente se alargando para sul no Eoceno. A separação total ocorreu em meados do terciário.

Nova Zelândia era ligada a Antártida, separando-se a 80 ma, seguindo rumo ao Norte e a medida que ocorreu a expansão do Mar da Tasmânia aumentou a distância entre o Sudeste Australiano com a Nova Zelândia, sendo primeiramente uma grande ilha, mas subdividiu em duas ou mais unidades diferentes de tamanho e forma das duas ilhas atuais.

A Austrália, Nova Guiné e Tasmânia fazem parte de uma única Placa e a união desta (parte sudeste) com a Antartida foi perdida no Mesozóico (150 ma), ficando unida na parte noroeste até 53 ma. Tasmânia e Nova Guiné hoje separadas pelos Estreitos de Bass e Torres, respectivamente, tiveram conexões com a Austrália no períodos em que ocorreram níveis baixos marítimos.

O Sudeste da América do Norte (Laurentia) esteve conectada com a parte Noroeste da América do Sul desde o final do Carbonífero, veja as informações acima. No Mesozóico, com o início da quebra da Pangea, ocorreu o isolamento dos dois Continentes e somente no Pleioceno (4 ma) com a elevação so Ístmo do Panamá voltaram a se fusionar. A fusão se deu pela formação de arco de ilhas e o deslocamento de duas placas: Cocos e Caribe.

É uma história interessante, uma vez que houve uma fusão, posterior isolamento e novamente a fusão. No entanto, durante a quebra da Pangea houve várias oportunidades geográficas que permitiram muitas trocas de organismos entre América do Norte e do Sul. Por exemplo, no Cretáceo, a parte oeste do México esteve muito próxima da América do Sul, enquanto sua parte Norte fazia a ligação com a América do Norte. Com a expansão do Mar do Caribe, formação de ilhas que derivaram para o sudeste, formando a Placa do Caribe formaram as Grandes Antilhas. Este movimento deu início a formação da Placa de Cocos, que juntamente com a Placa Pacífica Norte e Placa de Nazca, empuraram há nordeste e sudeste uma série de ilhas formando o que é atualmente a América do Sul.

A Jamaica, conforme Brown & Gibson (1989), esteve submersa no Mioceno, sendo sua biota estabelecida por dispersão e isolamento nos últimos 15 ma.

Todos estes eventos de deslocamento das placas, propiciaram grandes modificações geográficas como: elevações de terras, afundamentos, entradas de mar continentais, mudanças climáticas, essas últimas, de acordo com posição longitudinal e latitudinal, entre outras.

Vicariância é um termo grandemente utilizado para descrever as consequências biogeográficas da especiação alopátrica. O termo geralmente se refere a populações disjuntas que nunca mais tiveram contacto, depois de um isolamente geográfico. Normalmente o termo é utilizado para descrever aqueles casos aonde uma distribuição contínua torna-se fragmentada em duas os mais populações disjuntas.

Dispersão é um termo utilizado em biogeografia que pode ser de dois tipos:

1. Em alguns casos uma espécie pode sucessivamente atravessar uma barreira geográfica, tais como um oceano ou uma montanha e estabelecer uma população no outro lado;

2. Em outros casos, espécies pode simplesmente expandir seus limites de distribuição para ocupar uma área maior.

Em qualquer dos dois casos, uma espécie inicialmente restrita a uma área, se espalha de seu ponto de origem para ocupar e se estabeler em novas regiões.

Bibliografia

BROWN, J.H. & A.C. GIBSON. 1983. Biogeography. St. Louis. C.V. Mosby Company, 643 p.

COCKS, L.R.M. & R.A. FORTEY, 1991. Biogeography of Ordovician and Silurian faunas. Mem. Soc. Geol., 12:97-104.

CRICK, R.E. 1991. Cambrian-Devonian biogeography of nautiloid cephalops. Mem. Soc. Geol., 12:147-161.

ESPINOSA, D. & LLORENTE, J. 1993. Fundamentos de Biogeografías Filogenéticas. México. Universidad Autonoma do México. 133 pp.

LEINZ, V. et al., 1975. Geologia Física e Geologia Histórica. Brasília, Inst. Nac. do Livro, 96p., 100p.

SALGADO-LABOURIAU, M.L. 1994. História ecológica da Terra. SP, Ed. Edgard Blücher Ltda, 307 p.

SCOTESE, C.R. & S.F. BARRETT, 1991. Gondwana’s movement over the South Pole during the Paleozoic: evidence from lithological indicators of climate. Mem. Soc. Geol., 12:75-85.

SCOTESE, C.R. & W.S. McKERROW, 1991. Revised World maps and Introduction. Mem. Soc. Geol., 12:1-21.

SCOTESE, C.R. 1998. Internet, www.scotese.com

Bibliografia recomendada.

Shuey, J.A. 1993. Phylogeny and biogeography of Euphes Scudder (Hesperiidae). Journal of the Lepidopterists' Society

Fonte: zoo.bio.ufpr.br

Pangéia




As deformações visíveis na superfície do terreno, os fenômenos vulcânicos e sísmicos, presentes tanto nos continentes, como no fundo dos oceanos, são provas do dinamismo da Terra. Nosso Planeta não é um corpo estático, pelo contrário, ele esteve e continua sob intensa atividade. Idéias científicas sobre a evolução da Terra começaram a surgir há 200 anos atrás mas até o início do presente século, acreditava-se que a distribuição dos continentes e oceanos era essencialmente a mesma.

A Deriva Continental
Em 1915, o alemão Alfred Wegener publicou a Teoria da Deriva dos Continentes, propondo que a200 milhões de anos atrás todos as massas emersas de terra estariam reunidas em um único super-continente, denominado Pangea ( imagem), envolto por um mar universal, a Panthalassa. Posteriormente, essa massa continental fraturou-se em partes menores que se dispersaram em consequência de movimentos horizontais. Além da semelhança entre as margens dos continentes, que se encaixam como um grande quebra-cabeça, Wegener buscou evidências geológicas, paleontológicas e climáticas, particularmente nos continentes do hemisfério sul, para fundamentar sua hipótese. Ele acreditava que a força para impulsionar a movimentação dos continentes seria derivada das marés e da própria rotação da Terra. No entanto, existem dificuldades de ordem física e matemática para sustentar esse modelo de movimentação e, por isso, a teoria sofreu forte oposição dos principais cientistas da época, caindo, praticamente, em esquecimento.


Pangéia
( Clique para Ampliar )

Grande revolução científica aconteceu nos Anos 60 com o aporte de inúmeras e novas informações, particularmente no campo da geologia e da geofísica marinha: melhor conhecimento do fundo dos oceanos desenvolvimento do paleomagnetismo, do conceito das falhas transformantes, da localização mais precisa dos terremotos etc. A partir dessas idéias, entre 1967 e 1968 nasce a teoria da Tectônica de Placas com os trabalhos de J. Morgan, X. Le Pichon e D. McKenzie, entre outros autores.

A teoria da Tectônica de Placas
Essa teoria postula que a crostaterrestre, mais precisamente a litosfera -que engloba toda a Crosta e a parte superior do Manto, até cerca de 100 km de profundidade -está quebrada em um determinado número de placas rígidas, que se deslocam com movimentos horizontais, que podem ser representados como rotações com respeito ao eixo que passa pelo centro da Terra.

Principais Placas Tectônicas

( Clique para Ampliar )

Essas movimentações ocorrem porque a Litosfera, mais leve e fria, praticamente “flutua” sobre o material mais quente e denso e parcialmente fundido, existente no topo da Astenosfera.É nessa parte viscosa, dos primeiros 200 km da Astenosfera, que são geradas as correntes de convecção, supostamente o mecanismo que proporciona a movimentação das placas tectônicas.

As placas deslizam ou colidem uma contra as outras a uma velocidade variável de 1 a 10 cm/ano. Nas regiões onde elas se chocam ou se atritam, crescem os esforços de deformação nas rochas e, periodicamente nesses pontos, acontecem os grandes terremotos. Justamente nos limites das placas tectônicas, ao longo de faixas estreitras e contínuas, é que se concentra a maior parte da sismicidade de toda a Terra.É também próximo das bordas das placas que o material fundido (magma), existente no topo da Astenosfera, ascende até a superfície e extravaza-se ao longo de fissuras, ou através de canais para formar os vulcões. Apesar de os terremotos e vulcões normalmente ocorrerem próximo aos limites das placas, exepcionalmente, podem acontecer super terremotos nas regiões internas das placas.

Fundamentalmente existem 3 tipos de contactos entre as placas tectônicas propocionados por movimentações com sentido divergente, convergente, de deslocamento horizontal ou falha transformante.

Movimento entre Placas Divergentes
Ocorre quando as placas se movimentam para direções contrárias entre si. Esse processo acontece principalmente nas áreas ao longo das cadeias meso-oceânicas. Essas cadeias são extensas elevações submarinas, cuja topografia é muito mais acentuada e exuberante do que as tradicionais zonas montanhosas existentes nos continentes - podem alcançar mais de 1.000 km de largura e 20.000 km de extensão e sua crista é marcada por profundas fendas ou fissuras.

Quando as placas se afastam uma da outra, o material em estado de fusão - o magma - existente no topo da astenosfera, sobe através das fendas, situadas na crista das cadeias submarinas, e extravasa-se formando um novo fundo oceânico.

Movimento de Placas Convergentes
Este caso ocorre quando duas placas se chocam. Na maior parte das vezes, uma delas desliza por debaixo da outra, formando profunda trincheira que penetra pelo fundo oceânico. A placa inferior desliza no interior da astenosfera segundo um plano inclinado - entre 40ºa 60º com relação a horizontal. Essa região de junção de placas recebe o nome de Zona de Subdução ou Zona de Benioff-Wadati. Mais de 3/4 dos terremotos do mundo ocorrem nesse tipo de limite de placas. É aí também que se encontram os sismos de foco profundo, com 300 a 700 km de profundidade.Ao subsidir para zonas mais profundas da astenosfera a placa rígida encontra altas temperaturas podendo ser parcialmente fundida. Esse novo magma, que é menos denso que as rochas circunvizinhas, sobe através de zonas de fraqueza da crosta e extravasa-se sob a forma de vulcões. Aproximadamente 2/3 das erupções vulcânicas conhecidas ocorrem nesse tipo de limite de placas.

Exemplo clássico de placas convergentes é a de Nazca e a da América do Sul. A interação do movimento dessas placas possibilitou a formação da Cadeia Andina e a trincheira oceânica Chile-Peru.

Movimento Horizontal ou de Falha Transformante
Separa placas que estão se deslocando lateralmente. O atrito entre as placas é grande de modo que podem ocorrer grandes esforços e deformações nas rochas que, periodicamente, são liberados por meio de grandes terremotos.Para esse caso, o melhor exemplo é a falha de Santo André, na California, limitando a Placa Americana, com movimento geral na direção SE, da Placa do Pacífico, com movimento geral na direção NW.

Fonte: www.apolo11.com

Nenhum comentário:

Postar um comentário

Postar um comentário