Em 1915, o geólogo alemão Alfred
Wegener (1880 - 1930) apresentou a hipótese de que no passado os continentes já
estiveram todos unidos em um único supercontinente chamado Pangea (ou Pangéia).
Wegener observou, por exemplo, que o perfil dos continentes da África e da
América do Sul se "encaixava" e que muitas de suas formações
geológicas eram idênticas.
Hoje,
o movimento dos continentes - chamado deriva continental - é explicado pela
teoria da tectônica de placas (ou tectônica global): a crosta do planeta é
formada por várias placas de rochas sólidas, como se fosse um imenso
quebra-cabeça, que se deslocam sobre uma camada de rochas derretidas. O
movimento é muito lento: 1 a 10 centímetros por ano. Os continentes e também o
leito dos oceanos fazem parte dessas placas. Há doze placas maiores e várias
menores. Todas são chamadas placas tectônicas.
Quando
duas placas continentais se chocam podem ocorrer erupções vulcânicas. O choque
pode originar também cadeias de montanhas. Foi assim que surgiram as cadeias
dos Andes, dos Alpes europeus e do Himalaia, por exemplo.
Pode
acontecer também que duas placas em movimento se encostem e fiquem presas umas
às outras. Em determinado momento, a força acumulada entre elas vence a
resistência e provoca um deslizamento rápido: uma placa escorrega ao longo da
outra, liberando a energia acumulada e formando ondas sísmicas, que se espalham
pelas rochas e provocam os terremotos ou sismos.
Três
tipos de limites de placas tectônicas são reconhecidos e definem três
fundamentais tipos de deformação e atividade geológica:
Limites Divergentes
Onde as placas tectônicas
separam-se e movem-se em direções opostas, permitindo a formação de nova
litosfera;
Limites
divergentes formam-se quando duas placas afastam-se devido a convecção
mantélica. No fundo do mar, o limite entre placas em separação é marcado por
uma cordilheira oceânica que exibe vulcanismo basáltico ativo, terremotos
superficiais e falhamentos normais provocados por forças tensionais criadas
pela separação entre as duas placas. As Cordilheiras Meso-Atlântica e
Meso-Pacífica são exemplos deste tipo de limite de placas no fundo mar.
Limites Convergentes
No
qual as placas tectônicas convergem, colidem e uma mergulha por baixo da outra,
promovendo o retorno da litosfera oceânica para o manto;
Limites
convergentes são zonas onde placas litosféricas colidem entre si. São áreas de
processos geológicos complicados, incluindo atividade ígnea, metamorfismo,
deformação crustal e construção de montanhas. Os processos específicos que são
ativos ao longo de uma margem convergente depende do tipo de crosta envolvida
na colisão das placas em convergência.
Há
três maiores tipos de interação de placas convergentes: (1) convergência de
duas placas oceânicas; (2) convergência de uma placa oceânica e uma
placa continental; e (3) colisão de duas placas continentais.
Se ambas as placas contém crosta oceânica, uma é empurrada abaixo
da margem da outra, formando um cinturão magmático marcado por uma cadeia de
ilhas conhecido como arco de ilhas. Como exemplo deste tipo de limites de
placas pode ser citado o arco de ilhas que formam as Filipinas e a Indonésia.
Se
uma placa contém um continente, a crosta continental mais leve sempre resiste a
subducção, forçando assim a placa oceânica a subduzir. A compressão pode
deformar a margem continental e um cinturão de montanhas sobre a margem da
placa continental é formado. As raízes profundas destas montanhas sofrem intenso
metamorfismo e magmatismo. Os Andes sul-americano são um belíssimo exemplo
deste tipo de colisão.
Se ambas as placas convergentes contém crosta continental, nenhuma
delas irá subduzir para o manto. Ambas as massas continentais são comprimidas, e
os continentes são unidos em um único bloco continental, com um cinturão
montanhoso marcando a linha da sutura. Os Himalaias são o melhor exemplo deste
tipo de orogênese colisional.
Uma
placa mergulha por baixo da outra em um processo chamado de subducção. Uma zona
de subducção é normalmente constituída por uma fossa oceânica (trench) profunda
(com cerca de 100 Km de largura e profundidades em torno de 10 Km abaixo do
nível do mar), uma região de frente do arco magmático (forearc), o arco
magmático (magmatic arc) e uma bacia sedimentar de retro-arco (backarc basin).
A placa subduzida é levada até a astenosfera, onde é aquecida e reabsorvida
pelo manto.
O
movimento da placa descendente gera uma zona estreita e inclinada com forte
atividade sísmica que se estende por mais de 600 Km de profundidade, mas onde
dois continentes colidem, amplos cinturões de terremotos superficiais podem ser
formados.
Deformação
crustal em zonas de subducção produz melanges (uma mistura de diversas rochas
deformadas) na região de frente do arco e extensão e compressão no arco
vulcânico e nas áreas atrás do arco. Colisão continental é sempre marcada por
fortes compressões que provocam dobramentos e falhamentos de empurrão.
Magmas
são produzidos nas margens de placas convergentes por causa que a desidratação
(perda de água devido ao calor) da crosta oceânica que está sendo subduzida
provoca fusão parcial do manto localizado acima da zona de subducção. Esse
magma torna-se relativamente silicoso e com baixa densidade, adicionando a
crosta continental grande parte do material "granítico" que a compõe.
O magma pode erupcionar violentamente em vulcões ou resfriar abaixo da
superfície em intrusões graníticas. Em zonas de colisões continentais, magma é
menos volumoso, dominantemente granítico, e provavelmente derivado da fusão
parcial da crosta continental previamente formada.
Metamorfismo
em zonas de subducção produzem fácies de baixa temperatura-alta pressão próximo
a fossa e região de frente do arco, e fácies de alta temperatura-baixa pressão
no arco magmático.
Limites Transformantes
Onde as placas tectônicas deslizam
lateralmente uma em relação as outras, aproximadamente a altos ângulos em
relação aos limites divergentes.
Limites
transformantes são zonas deformacionais onde as placas deslizam uma em relação
as outras sem divergência ou convergência, e portanto, sem criação ou
destruição da litosfera. Estes limites ocorrem ao longo de um tipo especial de
falha tectônica (uma falha é definida como uma superfície ao longo da qual uma
rocha sofre ruptura e deslocamento), a falha transformante, que é simplesmente
uma falha transcorrente entre as placas (isto é, o movimento ocorre
horizontalmente em um plano paralelo a falha).
O
termo transformante é utilizado por causa que o tipo de movimento entre as
placas pode ser modificado no final da parte ativa da falha. Por exemplo, o
movimento divergente entre as placas em uma cordilheira oceânica pode ser
modificado ao longo da falha transformante para um movimento convergente entre
as placas em uma zona de subducção. Falhas transformantes podem unir
cordilheiras com cordilheiras, cordilheiras com fossas oceânicas, e fossas
oceânicas com fossas oceânicas.
Durante
o movimento da falha, a crosta é fraturada e quebrada. Este fraturamento produz
terremotos superficiais que são característicos dos limites de placa
transformantes. Entretanto, atividade vulcânica normalmente não é abundante
nesses locais da crosta. Metamorfismo em zonas de falhas transformantes cria
rochas com fábricas metamórficas fortemente orientadas e deformadas.
O
exemplo mais conhecido deste tipo de limite de placas é falha de San Andreas na
Califórnia, E.U.A.
