Colisão entre duas placas continentais, com subducção de uma sob a outra

Na colisão entre duas placas oceânicas, a placa mais densa (mais antiga, mais fria e mais espessa) mergulha sob a outra placa (mais jovem, mais quente e menos espessa), em direção ao manto, carregando parte dos sedimentos marinhos acumulados sobre ela que irão fundir juntamente com a crosta oceânica subductada. Esse tipo de subducção produz intensa atividade vulcânica de composição andesítica, originada pela fusão parcial da crosta basáltica subductada, que normalmente se manifesta na forma de arquipélagos de ilhas vulcânicas denominados de arcos de ilhas (Fig. 3.18 a, b), por causa de sua morfologia arqueada. O arco de ilha situa-se na placa não subductada, limitado à frente pela fossa, em direção à placa subductada, e atrás pela bacia trás-arco (ou retro-arco), em direção ao continente (Fig. 3.18 b).

Figura 3.17- Junção tríplice

do golfo de Aden, mar Vermelho e rift do Leste Africano (a). Junção tríplice entre América do Norte, África e América do Sul no início da fragmentação da Pangeia (b).

Graben no

continente ^{Falha transformante}

Rift com sedimentos

coberto pelo mar

Cadeia meso-oceânica e graben central.

Figura 3.18- Colisão entre duas placas oceânicas, mostrando a zona de subducção, com a

fossa, o arco de ilhas vulcânicas formadas pela fusão da placa oceânica subductada e a bacia trás-arco (a). Zona de subducção, com a fossa, o arco de ilhas e a bacia trás-arco entre o arco e o continente (b).

a _b

a ^b

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As ilhas japonesas são exemplos de um sistema de arco de ilhas em um regime de subducção entre duas placas oceânicas, a placa Pacífica (subductada) e a placa Eurasiática (Fig. 3.19 a). O conjunto de ilhas exibe forma arqueada, com a concavidade voltada para a bacia trás-arco, situada entre o arco de ilhas e o continente. O mar do Japão é a bacia trás-arco do sistema de arco de ilhas do Japão, (Fig. 3.19 b).

Em uma colisão entre uma placa continental e outra oceânica ocorrerá a subducção desta última sob a placa continental, pelo fato de a placa oceânica ser mais densa que a continental (Fig. 3.20a, b). Este tipo de subducção produz intensa atividade magmática, tanto vulcânica como plutônica, formando um arco magmático na borda do continente, constituído por rochas vulcânicas andesíticas e dacíticas, além de rochas plutônicas, principalmente de composição diorítica e granodiorítica. Esse processo de subducção também provoca deformação e metamorfismo tanto nas rochas continentais preexistentes como nas rochas do arco magmático. As feições fisiográficas mais importantes geradas nesse processo são as grandes cordilheiras de montanhas dobradas, como os Andes e as Montanhas Rochosas na costa ocidental da América do Sul e América do Norte, respectivamente, formadas pelo espessamento crustal provocado pelo magmatismo do arco magmático e pelo enrugamento da borda da placa continental causado pela deformação (Fig. 3.20 b). Margens continentais nessas condições, com arco magmático formado por uma subducção oceânica, são

denominadas .

As principais feições geológicas deste tipo de colisão (entre placa oceânica e placa continental), são: bacias pós-arco (ou antearco), bacias trás-arco (ou retroarco), fossa, prisma de acreção e associações litológicas típicas de subducção como mélanges

e ofiolitos (Fig. 3.21). As são paralelas ao arco e se formam

na placa continental, a primeira entre o arco e a fossa (na frente do arco), enquanto que

Figura 3.19- Arco de ilhas do Japão, formado pela subducção da placa Pacífica sob a placa

Eurasiana (a). Mapa das ilhas Japonesas em forma de arco e o mar do Japão (b).

Mar do Japão

a _b

Figura 3.20- Colisão entre uma placa oceânica e outra continental, mostrando a subducção da

primeira e sua fusão para formar os arcos magmáticos na margem continental ativa (a). Arco magmático e cordilheira dos Andes na margem continental oeste ativa da América do Sul, formada pela subducção da placa Nazca sob a placa Sul-Americana (b).

a

Cordilheira dos Andes Margem continental ativa

a segunda entre o arco e o continente (atrás do arco) e recebem sedimentos provenientes da erosão das rochas magmáticas do próprio arco adjacente a elas. As bacias pós-arco se formam em consequência do choque entre as duas placas litosféricas que produz um soerguimento na borda da placa continental, formando uma bacia entre esta elevação e o arco magmático (Fig. 3.21). Por outro lado, as bacias trás-arco nem sempre ocorrem e se formam por ação de esforços distensivos que podem ocorrer durante a subducção e que provocam adelgaçamento da crosta continental atrás do arco. Esses esforços distensivos normalmente ocorrem em placas oceânicas mais antigas e mais espessas que mergulham com grande ângulo de subducção por causa de sua maior densidade. Se o ângulo de subducção for maior que 45, a zona de subducção migrará para frente e a placa continental que contém o arco sofrerá distensão, gerando a bacia trás-arco. As bacias trás-arco são preenchidas por sedimentos marinhos típicos de mar raso, podendo ocorrer vulcanismo basáltico associado aos movimentos distensivos (como se fosse uma pequena cadeia meso-oceânica).

As fossas ou trincheiras normalmente contêm sedimentos marinhos e sedimentos provenientes da extremidade da placa continental (Fig. 3.21). Parte dos sedimentos é levada para baixo pela placa oceânica que mergulha na zona de subducção e outra parte mais expressiva dos sedimentos é deformada pelos esforços compressivos que ocorrem nas margens convergentes. Essa mistura caótica de sedimentos deformados denomina-se mélange (palavra francesa que significa mistura). As mélanges são rochas sedimentares metamorfisadas em condições de alta pressão e baixa temperatura (já que são próximas à superfície) que tipicamente resultam na formação dos xistos azuis, cuja cor azulada deve-se a um anfibólio alcalino denominado glaucofana, um mineral da classe dos silicatos.

No processo de subducção entre uma placa oceânica e outra continental, a crosta oceânica normalmente é subductada, por ser mais densa. Entretanto, dependendo da magnitude e direção dos esforços compressivos, a crosta oceânica, em vez de subductada, pode ser colocada tectonicamente no arco magmático ou sobre a crosta continental. Ocorrências de porções de crosta oceânica nessa situação são denominadas , e é processo tectônico pelo qual os ofiolitos são gerados. Existem três tipos de obducção: ruptura de crosta oceânica em zona de subducção e cavalgamento de uma porção dessa crosta (ofiolito) sobre o arco magmático (Fig. 322 a). adição tectônica de fatias da crosta oceânica (ofiolito) nas rochas que compõem a extremidade da placa continental soerguida, adjacente à fossa,

Figura 3.21- Principais feições geológicas de uma colisão entre uma crosta oceânica e outra

continental, mostrando a fossa, prisma de acreção, arco magmático, bacia antearco (ou pós-arco) e bacia retroarco (ou trás-pós-arco), situados na placa continental.

Manto superior rígido

Astenosfera Astenosfera

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denominadas , constituídos por mélanges e ofiolitos (Fig. 322 b).

A obducção pode ocorrer também em regime divergente inicial, com cadeia meso-oceânica, onde a crosta oceânica cavalga sobre uma margem continental passiva (Fig. 322 c). Além das rochas basálticas e sedimentos marinhos, os ofiolitos podem conter também porções do manto superior rígido (rochas ultramáficas) na base da sequência.

Em uma colisão entre duas placas continentais, com margens continentais ativas, uma das duas (normalmente a menos densa) cavalga sobre a outra em subducção, provocando um espessamento crustal e enrugamento da placa cavalgante, formando uma cordilheira de montanha. O melhor exemplo desse tipo de colisão é a colisão das placas Indiana (subductada) e Eurasiana que cavalgou sobre a Indiana, formando a cordilheira do Himalaia (a mais alta do mundo) e o planalto do Tibete (Fig. 3.23). Essa colisão iniciou-se há 70 Ma atrás e continua até hoje.

A colisão continente-continente normalmente evolui a partir de um sistema com duas margens continentais opostas, uma ativa com colisão oceano-continente, subducção da crosta oceânica e arco magmático sobre a placa continental, e outra margem continental passiva. Nesse sistema, a colisão entre os dois continentes ocorre

Figura 3.22- Processo de obducção de crosta

oceânica: Cavalgamento sobre o arco magmático (a). Fragmentos adicionada ao prisma de acreção (b). Cavalgamento sobre uma margem continental passiva (c). Ofiolito com pilow lavas (lavas almofadadas), cortadas por dique, do

complexo de Troodos, Chipre (c). _{Fotografia de B. B. Brito Neves}

Figura 3.23- Colisão entre a placa indiana (subductada) e a placa Eurasiana que cavalgou sobre

a indiana, formando a cordilheira do Himalaia e o planalto do Tibete.

a _b

c

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após a placa oceânica ser totalmente consumida pela subducção na margem continental ativa (Fig. 3.24 a, b).

A colisão continente-continente provoca terremotos violentos na crosta continental que está sofrendo enrugamento. Esse tipo de colisão não gera vulcanismo expressivo, como nos outros dois tipos de colisão (oceano-oceano e oceano-continente), mas produz intenso metamorfismo de rochas continentais pré-existentes e fusão parcial de porções da crosta continental subductada, gerando magmatismo granítico.

3.2.3- Regime conservativo ou transformante de placas litosféricas

No regime transformante, as placas litosféricas se deslocam lateralmente e tangencialmente, uma em relação à outra, sem haver geração ou destruição de crosta, e, por isso, seus limites são denominados conservativos. Esse movimento relativo das placas ocorre ao longo de falhas com deslocamento horizontal, denominadas falhas transformantes que podem ocorrer entre blocos rochosos diferentes. As falhas transformantes ocorrem tipicamente ao longo de dorsais meso-oceânicas, onde o movimento divergente tem sua continuidade interrompida com deslocamento horizontal transversal ao movimento divergente. As falhas transformantes também podem conectar limites de placas divergentes com limites convergentes e limites convergentes com outros limites convergentes. A falha de Santo André na Califórnia é um dos melhores exemplos de falha transformante continental, na qual a placa Pacífica, contendo a cidade de Los Angelis e a zona da baixa Califórnia, se desloca para norte em relação à placa Norte-Americana que contém a cidade de São Francisco (Fig. 3.25). Grandes terremotos podem ocorrer nos limites de placas transformantes, como o que destruiu a cidade de São Francisco em 1906.

Uma placa continental de margem passiva

converge para outra de margem ativa.

a

Figura 3.25- Vista para o norte da falha transformante de Santo André na planície de Carrizo,

na Califórnia central, com movimento para norte da placa Pacífica, à esquerda, em relação à placa Norte-Americana, à direita. Notar o deslocamento dos canais dos riachos.

M^ar ge^m co^nt in^en ta^l Pa^ss iv^a M^ar ge m coⁿ ti^ne n^ta l A ti^va

Figura 3.24- Convergência de duas margens continentais opostas, uma ativa com subducção

oceano-continente, e outra passiva (a), que colidem no estágio final, com subducção da crosta continental passiva e formação de uma cadeia de montanha na crosta continental ativa (b).

Os dois continentes colidem ao longo de um complexo sistema de falhas de empurrão.

b

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Cada placa litosférica é limitada por uma combinação de limites convergentes, divergentes e transformantes. Por exemplo, a placa Nazca, no oceano Pacífico, tem três lados com regimes divergentes e dorsais meso-oceânicas deslocadas por falhas transformantes, e um limite convergente com a zona de subducção Peru-Chile (Fig. 3.26). A placa Norte-Americana é limitada à leste pela dorsal meso-atlântica (zona de divergência), à oeste pela falha de Santo André e outros limites transformantes e, à noroeste, por zonas de subducção (limites convergentes) e limites transformantes que se estendem desde o estado de Oregon (EUA) até a cadeia dos Aleutas (Fig. 3.26).