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Sou simples, honesto, sincero, dedicado, carinhoso, compreensível e de muita fé em DEUS. Sou católico, Professor formado em Educação Infantil, pelo curso de formação de docentes do C.E.P.E.M (Colégio Estadual Padre Eduardo Michelis) de Missal - PR, formado em Geografia (licenciatura) pela UNIGUAÇU – FAESI, e cursando atualmente Pós - Graduação em Educação Especial e Inclusiva.

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sexta-feira, 11 de maio de 2012

Relevo submarino


Os oceanos, assim como o continente, possuem relevo, ou seja, irregularidades na superfície. O estudo sobre o relevo submarino teve início somente em meados do século XIX, no entanto, a busca com maiores resultados ocorreu apenas após a década de 40, quando existiam tecnologias e técnicas para uma melhor compreensão das informações coletadas.

A partir de diversas pesquisas ficou constatado que no fundo dos oceanos existem várias formas de relevo, porém as principais são:

- Planalto continental: corresponde a uma zona de transição entre a massa continental e o fundo dos oceanos, a declividade entre os pontos é modesta, o relevo possui 70 quilômetros e 200 metros de profundidade.

- Ilhas oceânicas: são pequenas extensões de terras emersas que se formam no fundo dos oceanos e se afloram na superfície.

- Talude continental: área de alta declividade muito estreita, esse tipo de relevo tem início a 200 metros de profundidade e pode atingir aproximadamente 2.000 metros.

- Bacia oceânica: área sedimentar que se encontra em regiões profundas do oceano com profundidade que oscila entre 2.000 a 5.000 metros e relevo suave.

- Fossas marinhas: áreas profundas dos oceanos que podem atingir 8.000 metros.

- Cadeias oceânicas: As maiores cadeias de montanhas do mundo estão localizadas no assoalho oceânico.

Mais sobre relevo Submarino

Definições

Dorsais Marinhas: São grandes cadeias montanhosas imersas, de origem tectônica. As mais elevadas podem emergir à superfície, constituindo as ilhas oceânicas.

Taludes: São zonas de encostas entre as bacias oceânicas e a plataforma ocidental.

Bácias Oceânicas: equivale ao leito marinho, tendo em média 4.000 m de profundidade.

Plataforma continental: Planaltos imersos que rodeiam todos os continentes, é a continuação da área continental emersa que atinge uma profundidade de até 200 m. A superfície apresenta-se topograficamente plana e os declives pouco acentuados. A plataforma continental é uma área de grande importancia econômica, pois é favorável para a pesca e para a prospecção do petróleo.

Regiões Abissais: regiões de maior profundidade do oceano. São fossas ou fraturas tectônicas imergidas.

Ilhas costeiras: Situam-se na plataforma continental.

Ilhas Oceânicas: são picos elevado e emersos de grandes cadeias dorsais.

Falésias: são formas de relevo litorâneo de grande declives com alturas variadas. Formam-se a partir da ação das ondas do mar sobre as rochas.

Barreiras: são escarpas de tabuleiros constituídas por rochas sedimentares. São caracterizadas pelas baixas altitudes.


Fontes de pesquisa:







Planícies


Uma planície é uma grande área geográfica com pouca ou raramente com nenhum tipo de variação de altitude, como um deserto ou um pântano. Planícies são formações relativamente novas se comparados com outras formas de relevo. São superfícies que apresentaram pequenos movimentos na crosta, sendo quase completamente aplainadas. São delimitadas por aclives, e os processos de deposição superam os de desgaste. Podem ser classificadas em planícies costeiras, quando o agente de sedimentação é o mar; fluviais, quando um rio é responsável por sua formação: e planícies de origem lacustre, ou seja, formadas pela ação de um lago. Uma planície é sempre sedimentar. Os continentes Europeu, e americano, possuem em sua geologia principal a planície. A planície é área plana e baixa. Geralmente localiza-se em baixas altitudes,ou seja, pouco elevada em relação ao nível do mar. É um dos tipos de relevo mais aproveitados pelo homem para atividades agrícolas.

As planícies são formadas pela ação dos rios, mares e ventos. Eles carregam sedimentos que vão se acumulando até formar uma superfície uniforme. Não por acaso, a maioria das planícies está localizada às margens de rios e mares.

O nome de algumas planícies brasileiras deixa clara essa relação: planície do Rio Amazonas, planície do Rio Araguaia, planície das Lagoas dos Patos e Mirim e planícies litorâneas.

Mais sobre as planícies
Tanto na costa do Atlântico como na costa do Pacífico existem planícies litorâneas ou costeiras, formadas pela deposição de sedimentos marinhos e fluviais. Na costa oeste, elas são estreitas e freqüentemente interrompidas pelas montanhas que estão em contato direto com o Oceano Pacífico. Já na costa leste, essas planícies são mais largas. nelas, os colonizadores portugueses deram início as plantações de cana-de-açúcar e hoje se localizam importantes cidades. Na região central do continente americano, encontramos grandes planícies e depressões, como por exemplo: as Planícies centrais, na América do Norte; as planícies e depressões da Amazônia; a Planície do Pantanal e a Depressão de Chaco, na América do Sul. Por serem relativamente planas, as planícies situadas no norte assumiram importância econômica: nos Estados Unidos há intensa produção de cereais, e no Canadá ocorre grande concentração urbana e industrial. Já na América do Sul, as principais planícies centrais, Amazônica e Pantanal, são pouco povoadas e ali se destacam a pesca, o extrativismo e a pecuária e outros.

O Brasil tem como principais:


Planície Amazônica
Formada por depósitos quaternários (recentes), está localizada na parte Norte do País. Fonte da maior biodiversidade do planeta, a planície Amazônica está inserida na área florestada da Amazônia. A variação altimétrica determina nesta planície três segmentos importantes: várzea , terras firmes e iguapó.


Planície Pantanal
Localizada da região Centro-Oeste, é rodeada por terras altas (encosta da cordilheira dos Andes e planalto Central) e formada por terrenos sedimentares.


Planície Litorânea
Está localizada na porção oriental do País. Formada por terrenos sedimentares recentes, ajuda a determinar o próprio litoral brasileiro. Possui áreas largas e outras mais estreitas.


Tipos de Planícies
  • Planície Abissal
  • Planície Aluvial
  • Planície Litorânea
  • Planície de Afundamento
  • Planície Glacial
  • Planície de Erosão
  • Planície Amazônica

Exemplos de planícies extensas
    Pampa - América do Sul
    Grandes Planícies - América do Norte
    Planície da Panónia - Europa Central

Fonte:


Bacia sedimentar


As bacias sedimentares são depressões da superfície terrestre formadas por abatimentos da litosfera, nas quais se depositam, ou depositaram, sedimentos e, em alguns casos materiais vulcânicos.

Estas podem ser de vários tipos, de acordo com as causas da sua formação e destacam-se as frontais, que se localizam à frente de uma cadeia montanhosa ou de um arco de ilhas vulcânicas, que são o resultado da convergência de placas que obriga à flexão e afundamento da litosfera; as de retroarco localizam-se entre o arco de ilhas vulcânicas e o continente, pois resultam da formação de cadeias montanhosas; as de estiramento resultam da distensão da litosfera devido à actuação de forças tectónicas distensivas e um exemplo destas são os riftes; por último, existem as bacias sedimentares que resultam do arrefecimento da litosfera, pois este provoca um aumento da densidade das rochas e a sua subsidência.

O registro sedimentar dessas áreas é geralmente composto por um espesso pacote sedimentar no seu interior, o qual diminui de espessura ao se aproximar das bordas da bacia e apresentam camadas de rochas que mergulham da periferia para o centro.

As bacias sedimentares preservam um registro detalhado do ambiente e dos processos tectônicos que deram forma à superfície da Terra através do tempo geológico. Também servem como importante repositório de recursos naturais, tais como água subterrânea, petróleo e recursos minerais diversos.

Classificação
Os critérios utilizados para a classificação das bacias sedimentares são essencialmente tectónicos, tais como a localização relativamente aos limites das placas, à natureza do substrato da crusta, à evolução tectónica e ao grau de deformação. Assim, podem-se considerar os seguintes tipos:

    Fossas de afundimento (grabens)
    Bacias intracratónicas
    Bacias oceânicas
    Margens continentais
    Bacias frontais
    Bacias de retroarco
    Bacias intramontanhosas
    Bacias de pull-apart

Fossas de afundimento

Ponte sobre o vale de rifte de Alfagja, na Islândia, na fronteira entre as placas Eurasiática e Norte-americana.



São normalmente estruturas estritas e alongadas, limitadas por falhas normais conjugadas. Estas estruturas são também designadas por grabens. Podem ser compartimentados em grabens secundários, limitados por porções salientes (horst). Estes termos de origem germânica devem-se ao facto de este tipo de estruturas ser particularmente bem observável no vale do rio Reno, ao longo da fronteira entre a França e a Alemanha.

As dimensões das fossas de afundimento podem ser muito variáveis, entre um e várias centenas ou milhares de quilómetros. Neste último caso, merecem destaque os exemplos do Golfo de Suez, do grande Vale do Rifte Este-africano e do Lago Baikal.

Estas estruturas são geradas em ambientes tectónicos distensivos, tanto em locais situados no interior das placas tectónicas como nos bordos construtivos entre elas. Muitas vezes as fossas situadas ao longo de riftes continentais estão preenchidas por lagos compridos, estreitos e bastante profundos.


Bacias intracratónicas
As bacias intracratónicas localizam-se no interior de regiões tectonicamente estáveis - os cratões. São vastas depressões ovais ou arredondadas, onde se depositam sedimentos numa relação profundidade/diâmetro que varia entre 1/100 1/50. Esses sedimentos são normalmente provenientes da erosão dos relevos situados na sua periferia.

A taxa de sedimentação em bacias situadas a baixa altitude, depende dos movimentos de transgressão e regressão marinhas, relacionados com a subsidência do substrato e com variações eustáticas do nível dos mares. Por exemplo, a transgressão do Cretácico superior foi provocada por uma elevação de 400 metros do nível dos mares do mundo inteiro.[1] Assim, depressões como as bacias do Mar do Norte, de Paris e do Orinoco são exemplos de bacias que sempre foram sensíveis às variações eustáticas, sendo que a sua estratigrafia reflecte a sequência de regressões e transgressões que as afetou.

A distribuição e o tipo de depósitos sedimentares é controlada pelo clima. Quando o clima é árido formam-se frequentemente depósitos evaporíticos (tais como sal-gema e gesso) e a sedimentação é mais lenta e irregular. Quando o clima se torna mais húmido, aumenta a taxa de sedimentação e a acumulação de matéria carbonosa, o que favorece o processo que leva à formação de carvão. Nas bacias situadas nos bordos dos cratões, sujeitas aos efeitos das transgressões marinhas, surgem ambientes favoráveis à formação de petróleo.

Um exemplo sul-americano de bacia intracratónica é a Bacia do Paraná, uma ampla bacia que se desenvolveu durante as eras Paleozóica e Mesozóica.

Bacias oceânicas 
As bacias oceânicas situam-se no interior de uma placa tectónica, mas na qual o substrato é constituído por crusta oceânica. Situam-se nos grandes fundos abissais e, de acordo com o movimento das placas e com a expansão dos fundos marinhos, este tipo de bacias tende a permanecer como bacias oceânicas durante um longo período de tempo geológico. A crusta oceânica do substrato vai-se renovando constantemente a partir dos riftes das dorsais oceânicas e sobre ela se vão depositando sedimentos pelágicos em camadas tabulares. A idade dos materiais sedimentares é compreendida entre a atualidade (fundo oceânico atual) e a crusta infrajacente, a qual será progressivamente mais moderna em direção à dorsal e mais antiga em direcção à margem continental ou à fossa oceânica.

Margens continentais
Este é o mais amplo e diverso tipo de bacias, compreendendo o antigo conceito de geossinclinal.

Imagem de satélite mostrando a Península Arábica e o Mar Vermelho. Fonte: NASA



A evolução das margens continentais faz-se ao longo de várias fases, de acordo com o ciclo de Wilson. O processo inicia-se após a fragmentação de uma placa continental, respectivo adelgaçamento e intrusão de crusta oceânica (rifte). Esta fase corresponde ao que se passa actualmente no Mar Vermelho, após o rompimento da Arábia relativamente à África.

A continuação da distensão da bacia leva a uma nova fase que corresponde a uma margem continental madura ou passiva. Esta fase é vulgarmente designada por tipo atlântico, porque é o tipo mais frequente de bordos continentais deste oceano, nomeadamente as plataformas continentais da Terra Nova, do Brasil e da África ocidental. A sedimentação, lenta e progressiva, dá-se especialmente nos sectores subsidentes próximos dos bordos dos continentes, sobre a zona de transição entre a crusta continental e a crusta oceânica. Prevalece um ambiente de estabilidade tectônica levando a que estas margens passivas sejam praticamente assísmicas e não vulcânicas.

Consoante a abundância de sedimentação distinguem-se as margens magras (2 a 4 km de sedimentos) das margens gordas (mais de 4 km). As margens magras são um conjunto de pequenas bacias delimitadas por relevos residuais de origem tectónica, os quais difilcutam a progradação dos sedimentos vindos do continente. As margens gordas têm uma superfície topográfica muito mais monótona porque os sedimentos acabam por cobrir os blocos tectónicos subjacentes. Uma margem magra pode vir a transformar-se numa margem gorda, sendo que essa evolução pode favorecer a génese de bacias petrolíferas. Tal é o caso das costas atlânticas de África: golfo da Guiné, Gabão, Congo e Angola.

As margens continentais maduras, passivas e divergentes, continuam a sua evolução até ocorrer uma inversão tectónica. Nessa altura, depois da formação de uma zona de subducção, elas passam a margens convergentes, terminando a sua evolução num orógeno. Os efeitos da compressão tectónica levam ao soerguimento e dobramento das camadas sedimentares formadas previamente, constituindo importantes cadeias orogénicas dobradas, como aconteceu com as grandes cordilheiras formadas durante a orogenia alpina.


Bacias frontais
Nas zonas de convergência interplacas é normal formarem-se bacias sedimentares, associadas à subducção de uma das placas, à frente da cadeia montanhosa ou do arco de ilhas vulcânicas que resultam desses fenómenos convergentes. Por esse motivo, são designadas por bacias frontais ou de antearco.
Estas bacias podem acumular pouca quantidade de sedimentos, sob uma grande espessura de água, como acontece, por exemplo, no arco das Aleútas (no Alasca), no arco de Luzon (nas Filipinas) e nas Pequenas Antilhas. Porém, em outros casos, o enchimento sedimentar leva a que a bacia possa estar até quase completamente emersa, como acontece em Makran (no sul do Irão e do Paquistão)

Bacias de retroarco
São as que se situam entre o continente e o arco vulcânico. Resultam da migração do arco vulcânico causada pela sua distensão radial relativamente à margem continental. Desta migração radial resulta também a forma arqueada dos arquipélagos que constituem os arcos insulares vulcânicos, como por exemplo as Pequenas Antilhas, as ilhas Aleútas, as ilhas da Nova Bretanha e Salomão, o arco Kamchatka-Ilhas Curilas-Hokkaido, as Ilhas Marianas e o arco Samatra-Java.

As principais bacias de retroarco situam-se então em redor do Oceano Pacífico, apresentando diferentes estágios de evolução. Assim, quando a bacia ainda tem como substrato crusta continental constituída por rochas gnaisso-graníticas, forma plataformas submarinas pouco profundas, tais como as que unem a Indochina ao arco Samatra-Java (Mar de Java), ou Timor à Austrália (Mar de Arafura). Nos carbonatos que se incluem nos depósitos sedimentares destas bacias, têm grande importância os de origem recifal.

Em outros casos, o processo distensivo provoca o adelgaçamento e a rotura da crusta continental da bacia de retroarco. Começa então a formar-se crusta oceânica jovem, dando origem a um mar marginal profundo. Este estádio de evolução é o mais comum em todo o bordo ocidental do Pacífico, desde o Japão até à Nova Zelândia, sendo responsável pela formação das bacias do Mar da China Oriental, do Mar das Filipinas, do Mar de Salomão, do Mar das Fiji, entre outros.

Bacias intramontanhosas
Após a colisão entre dois blocos tectónicos, e terminados os movimentos horizontais (cavalgamentos), podem formar-se áreas subsidentes delimitadas por cordilheiras montanhosas. Estas áreas são normalmente de dimensões reduzidas (algumas dezenas de quilómetros de diâmetro), como acontece com algumas bacias no interior do Maciço Hespérico ibérico. Mas o caso mais evidente é o da Depressão de Turfan, no noroeste da China, situada a 154 metros abaixo do nível do mar e rodeada de cordilheiras que chegam a ultrapassar os 5000 metros de altitude.

Localização da planície Panónica entre os Alpes, os Balcãs e os Cárpatos.





Contudo, há algumas bacias intramontanhosas de grandes dimensões (várias centenas de quilómetros de diâmetro), como, por exemplo, a planície Panónica que se localiza no centro da Europa. Esta depressão corresponde ao antigo Mar Panónico que existiu durante os tempos pliocénicos e encontra-se rodeada pelas cordilheiras dos Alpes, dos Balcãs e dos Cárpatos.

Como estas bacias se formam no seio de orógenos intensamente deformados e erodidos, a sedimentação que nela ocorre assenta em discordância sobre formações bastante mais antigas. A taxa de sedimentação nestas bacias (a par de uma elevada taxa de subsidência), pode ser muito alta, o que se traduz num cortejo sedimentar de alguns quilómetros de espessura.

Bacias de pull-apart
Estas bacias romboédricas são depressões em fosso originadas pelo deslizamento antiparalelo de dois bordos ao longo de um eixo de desligamento em linha quebrada. Ao contrário dos casos anteriores, as bacias em pull-apart não formam num ambiente distensivo clássico, mas sim na passagem para um regime de compressão. No sector onde se forma a depressão, é comum haver duas falhas de desligamento quase paralelas. Resulta assim, do seu movimento relativo,uma distensão da crusta na região situada entre as duas falhas. Deste enquadramento tectónico resulta um bloco em forma de losango que se afunda.

A crusta subjacente a estas bacias é sempre continental, embora mais delgada que o normal.

Os exemplos mais clássicos são a depressão do Mar Morto (ao longo da falha de desligamento do rio Jordão) a depressão do Imperial Valley, no sul da Califórnia (ao longo da falha de Santo André). Comum às duas situações é a existência de depósitos salinos, responsáveis pelos lagos salgados do Mar Morto e de Salton Sea, respectivamente.

Também o Mar de Mármara, na Turquia, teve origem numa bacia em pull-apart

Imagem de satélite mostrando a falha do rio Jordão e a depressão do Mar Morto. (fonte: NASA).

Bacias sedimentares brasileiras
A área de bacias sedimentares no Brasil[6] totaliza 6.436.200 km² , dos quais 4.898.050 (76%) km² estão em terra e 1.538.150 (24%) km² em plataforma continental. Da área de bacias sedimentares em terra, 4.513.450 km² (70%) são interiores e 384 600 km² estão na costa. Da área de bacias situadas no mar, há 776.460 km² com menos de 400m de lâmina d'água e 761.690 km², mais de 400m de lâmina d'água.

As bacias sedimentares do Brasil datam do Paleozóico, do Mesozóico e do Cenozóico As maiores são a Amazônica, a do Parnaíba – também chamada do Meio-Norte -, a do Paraná ou Paranaica e a Central. As de menor extensão são a do Recôncavo, Tucano (produtoras de petróleo), do Pantanal Mato-Grossense, do São Francisco ou Sanfranciscana, e a Litorânea.
As bacias do Pantanal Mato-Grossense, Litorânea, bem como alguns trechos que margeiam os rios da bacia hidrográfica Amazônica, foram formadas no Cenozóico. São do Mesozóico as bacias sedimentares Paranaica, Sanfranciscana e a do Meio-Norte, sendo que a formação da Paranaica e da Sanfranciscana, as mais antigas, já se inicia no Paleozóico.
Atualmente, nove das bacias sedimentares brasileiras (Campos, Espírito Santo, Tucano, Recôncavo, Santos, Sergipe-Alagoas, Potiguar, Ceará e Solimões), totalizando 1.645.330 km² (25,6% da área total), são produtoras de petróleo.

Fontes e referencias

↑ Debelmas, J. & Mascle, G. (2002)- As Grandes Estruturas Geológicas - Fundação Calouste Gulbekian, Lisboa ISBN 972-31-0972-7
↑ The Visible Earth. EOS Project Science Office. NASA Goddard Space Flight Center..
↑ Debelmas, J. & Mascle, G. (2002)- As Grandes Estruturas Geológicas - Fundação Calouste Gulbekian, Lisboa, pg. 166 ISBN 972-31-0972-7
↑ Vera Torres, J. A. (1994) - Estratigrafía - Principios y Métodos - Editorial Rueda, Madrid ISBN 84-7207-074-3








Relevo brasileiro e suas classificações


As classificações do relevo brasileiro e as divisões dos estados são todas baseadas em vários critérios de conhecimento da época e ainda a orientação que tinham sobre a metodologia que foi usada por seus autores, a primeira pessoa a classificar as áreas do Brasil como relevo foi nos anos quarenta, Aroldo de Azevedo, mas em 1958 foi substituído pela tipologia de Aziz Ab´Sáber que ainda acrescentou mais duas unidades de relevo ao mapa.

A última das teorias sobre o relevo brasileiro e que está valendo é a de Jurandyr Ross que é um professor do departamento de geografia da USP, suas idéias são baseadas em um projeto feito entre os anos de 1970 e 1985 que fotografou quase todo o solo brasileiro através de equipamentos de fotografias instalados em um avião, após esse estudo ele diz que temos 28 planaltos, planícies e depressões em solo.

O relevo brasileiro tem uma formação muito velha e é resultado da ação principalmente falando das forças da terra, como o clima se alterna muito entre os quentes, áridos e semi-áridos favoreceu para que o território brasileiro entrasse em um sistema de erosão.

Todo o território brasileiro podemos dizer que é constituído por estruturas geológicas que as erosões causaram e que são muito antigas, elas ainda apresentam bacias de sedimentos recentes.
As bacias “recentes” guardam datas interessantes de quando aconteceram, para que você possa imaginar são aproximadamente 865 milhões de anos, essas bacias ficam localizadas em terrenos do Mato Grosso, Amazônia e trechos do litoral nordeste do Brasil, o restante que é a parte menor desta contagem tem algo em torno de 225 milhões de anos e dificilmente alguém vai encontrar algo mais novo do que isso.

Todas as estruturas formadas por rochas são consideradas antigas, mas o relevo é de certa forma recente a decorrer dos desgastes erosivos. A maior parte das rochas de estruturas relevo brasileiro são anteriores a atual configuração de todo o continente sul-americano, que só foi ter um formato definido depois que as Cordilheiras dos Andes foram levantadas.

As planícies são grandes áreas geográficas que não tem praticamente nenhum tipo de variação na altitude, basicamente como um deserto ou um pântano as planícies são superfícies que não tem quase nenhum movimento na crosta e ainda independente do local onde esteja sempre vai ser completamente plana.

O clima nessas áreas são completamente descontrolados e podem ocorrer tempestades, frios e furacões, nessas áreas ainda podem ser sentidos os climas de várias partes do Brasil, tudo isso ao decorrer de apenas um ano.

Praticamente em toda a área a vegetação é a mesma e não têm muita alternância nos locais, diferentemente das áreas comuns que podem ser cultivadas diversas formas de vidas que cobrem os solos.

Para quem não sabe planaltos são quase como relevos só que ao invés de um solo totalmente reto ele tem algumas elevações, cujos cumes são praticamente da mesma altura causando assim a impressão de um relevo se olhado de longa distância.

Fonte



As Estruturas e as Formas do Relevo Brasileiro


1 - Introdução
! Relevo brasileiro => relação com o Continente Americano (evolução e dinâmica da litosfera)
! Relevo do Continente => cadeia Andina(formação no mesozóico);
! Território brasileiro = fo rmado por estruturas geológicas antigas, com exceções das bacias de sedimentação recente.
! No Brasil, as estruturas e as formações litológicas são antigas, mas as formas do relevo são recentes (desgastes erosivos que sempre ocorreram).
•Cordilheira = alta (> 4000m);
•Terrenos do Centro e Leste = baixos (< 1000 m), desgastados;
•Entre os dois = corredor de terrenos baixos, constituídos por sedimentação recente.

2 - Relevo Brasileiro
! Grande Parte das rochas e estruturas que sustentam as formas do relevo brasileiro são anteriores à atual configuração do continente sul-americano, que passou a ter o seu formato depois da orogênese andina e da abertura do Oceano Atlântico, a partir do mesozóico.

3 - Geologia do Brasil
•Crátons – terrenos mais antigos e arrasados por muitas fases de erosão (prevalecem as rochas metamórficas);
•Dobramentos Antigos – Antigas cadeias montanhosas encontram-se desgastadas pelas diversas fases erosivas;
•Bacias sedimentares – formaram-se no fanerozóico.

! As rochas do pré-cambriano serviram de substrato para acumulação de deposição das rochas fanerozóicas nas bacias sedimentares.
! A distribuição das diferentes unidades rochosas, no nosso país, é caracterizada pela existência de duas grandes províncias geotectônicas: Embasamento Cristalino (ou Pré-cambriano) e as Bacias Sedimentares.
! Território brasileiro se encontra completamente inserido dentro da Plataforma Sul-America, cuja história geológica remonta há mais de 2.600 milhões de anos atrás
! O conhecimento geológico do Território Nacional permitiu a identificação de diversos ambientes geológicos, alguns portadores de importante jazidas minerais;
! Do Arqueano (Arqueozóico) são os terrenos mais antigos do Território. Contém rochas datadas de mais de 3800 milhões a 2500 milhões de anos (Granito); A Serra do Carajás, no estado do Pará, encerra uma importante jazida de ferro, datada desta época; Geologicamente, a separação do Brasil da África foi bastante Significativa.

Províncias e estruturas brasileiras




! Escudo das Guianas – Rochas arqueanas, fragmentadas (3.1 bi);
! Xingu ou Tapajós – Cráton de Guaporé (1980);
! Província S. Francisco – do Arqueano. Dos quartzitos do Espinhaço ao ferro do
Quadrilátero;
! Província Borborema – apresenta dobramentos antigos;
! Mantiqueira – Dobramentos
! Bacias Fanerozóicas – pós 5,5 M. Domínios Morfoclimáticos
! Dentre os diversos tipos de clima e relevo existente no Brasil, observamos que os mesmos mantêm grandes relações, sejam elas de espaço, de vegetação, de solo entre outros, caracterizando vários ambientes ao longo de todo território nacional.
! Para entende-los, é necessário distinguir um dos outros. Pois a sua compreensão deve ser feita isoladamente. Nesse sentido, o geógrafo Aziz Ab’Saber, propôs uma classificação desses ambientes chamados de Domínios Morfoclimáticos.
! Este nome, morfoclimático, é devido às características morfológicas e climáticas encontradas nos diferentes domínios, que são 6 (seis) ao todo e mais as faixas de transição. Em cada um desses sistemas, são encontrados aspectos, histórias, culturas e economias divergentes, desenvolvendo singulares condições, como de conservação do ambiente natural e processos erosivos provocados pela ação antrópica.

! Os domínios morfoclimáticos brasileiros são definidos a partir das características climáticas, botânicas, pedológicas, hidrológicas e fitogeográficas.
! Com esses aspectos é possível delimitar seis regiões de domínio morfoclimático.
! Como a extensão territorial do Brasil é muito grande, vamos nos defrontar com domínios muito diferenciados uns dos outros. Esta classificação dividiu o Brasil em seis domínios:
! I – Domínio Amazônico – região norte do Brasil, com terras baixas e grande processo de sedimentação; clima e floresta equatorial;
II – Domínio dos Cerrados – região central do Brasil, como diz o nome, vegetação tipo cerrado e inúmeros chapadões;
III – Domínio dos Mares de Morros – região leste (litoral brasileiro), onde se encontra a floresta Atlântica que possui clima diversificado;
IV – Domínio das Caatingas – região nordestina do Brasil (polígono das secas), de formações cristalinas, área depressiva intermontanhas e de clima
semi-árido;
V – Domínio das Araucárias – região sul brasileira, área do habitat do pinheiro brasileiro (araucária), região de planalto e de clima subtropical;
VI – Domínio das Pradarias – região do sudeste gaúcho, local de coxilhas subtropicais.




Unidades do Relevo Brasileiro

! Toda a história do relevo brasileiro e sua cronologia são mais significativas a partir do Cretáceo (período do Mesozóico, há 70 milhões de anos), ou seja, ao longo do Terciário – Quaternário;
! A compartimentação do relevo tem fortes ligações genéticas com o soerguimento da plataforma sulamericana, ao longo do Cretáceo, e com os processos erosivos, marcantes nas bordas das bacias;
! Para atual proposta (Ross, 1989): o relevo apresenta três tipos de unidades geomorfológicas, que refletem suas gêneses: planaltos, depressões e planícies.
Principais Unidades
! A amplitude e a declividade caracterizam as formas de relevo, as quais, em seu arranjo espacial, permitem definir diversos tipos de relevo. É possível identificar superfícies planas, relevos colinosos, regiões montanhosas.
! Planaltos, Planícies e Depressões

! Planalto: São compartimentos de relevo elevados, em relação aos relevos vizinhos, podendo constituir relevos residuais, nos quais se destacam rochas mais resistentes, ou representar blocos tectônicos soerguidos. São diferenciados em bacias sedimentares e em áreas do embasamento cristalino.
! É uma superfície irregular, com altitudes superiores a 200 m, resultante da erosão de rocha cristalina ou sedimentar. É a forma de relevo predominante no país e pode ter a forma de serras, chapadas, coxilhas, cuestas, etc.
! Os planaltos em bacias sedimentares estão circundados por depressões periféricas, cujo contato comumente apresenta relevos de cuestas. No interior desses planaltos, o relevo, de modo geral, é colinoso. Podem ocorrer também relevos de chapadas formados por extensas e elevadas superfícies erosivas.
Serras são relevos alongados com topos irregulares, por vezes isolados. Em geral são alinhamentos de montanhas antigas que foram erodidas e falhadas. A denominação também pode se referir a áreas de bordas ou paredes de planalto.
Nessa foto, ao fundo, um aspecto da serra do Mar que se estende do litoral do Rio de Janeiro ao litoral de Santa Catarina.
Os planaltos em áreas cristalinas caracterizam-se por relevos de morrotes, morros, montanhas, serras, cristas e escarpas que evidenciam sua constituição litoestrutural, bem como processos tectônicos póscretáceos, como no caso do Vale do Paraíba.
Os paredões sedimentares abruptos que aparecem no trecho da Serra Geral, entre os estados do Rio Grande do Sul e Santa Catarina, recebem o nome local de Aparados da Serra e atingem uma altitude de cerca de 1200 metros. A foto permite observar as diversas camadas de deposição de sedimentos que deram origem às rochas expostas nos paredões. Estes surgem como resultado do trabalho erosivo dos rios, escavando vales estreitos e profundos no pacote de rochas relativamente frágeis. As camadas superiores, correspondendo ao topo da "serra", constituem-se de rochas mais duras que, oferecendo maior resistência ao trabalho erosivo, permitem que a superfície fique preservada, formando áreas quase totalmente planas localizada no Mato Grosso, a Chapada dos Guimarães constitui uma típica forma de relevo da região Centro-Oeste, um grande tabuleiro ou mesa de topo plano e encostas escarpadas, com altitudes médias entre 500 e 700 metros. Entretanto, entre a paisagem do primeiro plano e a do fundo podemos perceber uma depressão. As depressões podem ter sido geradas por processos erosivos em rochas sedimentares ou por afundamento de terreno. Constituem a segunda mais importante forma de relevo no Brasil.

! Depressão: São grandes unidades morfoesculturais, deprimidas em relação aos compartimentos vizinhos, formadas tanto como conseqüência de blocos tectônicos rebaixados, como em conseqüência da alternância de processos climáticos úmidos e secos, que ocorreram no cenozóico e desenvolveram extensas superfícies erosivas, que nivelaram tanto as rochas sedimentares como o embasamento cristalino.

! Planície: As planícies são, essencialmente, áreas planas, que correspondem a bacias sedimentares meso-cenozóicas, com sedimentação fluvial, lacustre e/ou marinha recentes. As formas de relevo são agradacionais através das formas de unidades:

Planaltos 
1. Bacias Sedimentares
2. Intrusões e coberturas residuais de plataforma
3. Cinturões Orogênicos
4. Núcleos cristalinos arqueados

 Planícies
1. Do Rio Amazonas
2. Do Rio Araguai
3. Do Rio Guaporé
4. Pantanal e Mato-grossense
5. Patos e Mirim
6. Planícies e Tabuleiros litorâneos

Depressões:
1. Amazônica Ocidental
2. Araguaia
3. Cuiabana
4. Alto Paraguai-Guaporé
5. Depressão de Miranda
6. Sertaneja e do São
Francisco
7. Tocantins
8. Periférica da Borda leste
do Paraná
9. Periférica sul-riograndense



Fontes de Pesquisa:







Estrutura Geológica do Brasil


    A realização de estudos direcionados ao conhecimento geológico é de extrema importância para saber quais são as principais jazidas minerais e a quantidade que existe no subsolo. Tal informação proporciona o racionamento da extração de determinados minérios, de maneira que não comprometa sua reserva para o futuro. A superfície brasileira é constituída basicamente por três estruturas geológicas: escudos cristalinos, bacias sedimentares e terrenos vulcânicos.
Escudos cristalinos: são áreas cuja superfície se constituiu no Pré-Cambriano, essa estrutura geológica abrange aproximadamente 36% do território brasileiro. Nas regiões que se formaram no éon Arqueano (o qual ocupa cerca de 32% do país) existem diversos tipos de rochas, com destaque para o granito. Em terrenos formados no éon Proterozoico são encontradas rochas metamórficas, onde se formam minerais como ferro e manganês.
Bacias sedimentares: estrutura geológica de formação mais recente, que abrange pelo menos 58% do país. Em regiões onde o terreno se formou na era Paleozoica existem jazidas carboníferas. Em terrenos formados na era Mesozoica existem jazidas petrolíferas. Em áreas da era Cenozoica ocorre um intenso processo de sedimentação que correspondem às planícies.
Terrenos vulcânicos:  esse tipo de estrutura ocupa somente 8% do território nacional, isso acontece por ser uma formação mais rara. Tais terrenos foram submetidos a derrames vulcânicos, as lavas deram origem a rochas, como o basalto e o diabásio, o primeiro é responsável pela formação dos solos mais férteis do Brasil, a “terra roxa”.

Fonte de Pesquisa:


Deriva continental


         A ideia da deriva continental foi proposta pela primeira vez por Alfred Wegener em 1912. Em 1915 publicou o livro "A origem dos Continentes e dos Oceanos", onde propôs a teoria, com base nas formas dos continentes de cada lado do Oceano Atlântico, que pareciam se encaixar.
         Muito tempo antes de Wegener, outros cientistas notaram este fato. A ideia da deriva continental surgiu pela primeira vez no final do século XVI, com o trabalho do cartógrafo Abraham Ortelius. Na sua obra de 1596, Thesaurus Geographicus, Ortelius sugeriu que os continentes estivessem unidos no passado. A sua sugestão teve origem apenas na similaridade geométrica das costas atuais da Europa e África com as costas da América do Norte e do Sul; mesmo para os mapas relativamente imperfeitos da época, ficava evidente que havia um bom encaixe entre os continentes. A ideia evidentemente não passou de uma curiosidade que não produziu consequências.
       Outro geógrafo, Antonio Snider-Pellegrini, utilizou o mesmo método de Ortelius para desenhar o seu mapa com os continentes encaixados em 1858. Como nenhuma prova adicional fosse apresentada, além da consideração geométrica, a ideia foi novamente esquecida.
           A similaridade entre os fósseis encontrados em diferentes continentes, bem como entre formações geológicas, levou alguns geólogos do hemisfério Sul a acreditar que todos os continentes já estiveram unidos, na forma de um supercontinente que recebeu o nome de Pangeia.
       A hipótese da deriva continental tornou-se parte de uma teoria maior, a teoria da tectônica de placas. Este artigo trata do desenvolvimento da teoria da deriva continental antes de 1950.

A Deriva dos Continentes
      A crosta terrestre é formada de pedaços chamados placas, que andam à deriva sobre a camada de rocha fundida do manto. Há sete placas principais e várias outras menores. As forças magnéticas do interior da Terra fazem com que as placas se deslocarem lentamente pelo globo num vaivém constante.
     Os geólogos pensam que há cerca de 225 milhões de anos toda a Terra deste planeta estava unida num "supercontinente" a que chamaram Pangeia. Mas, à medida que as placas se deslocaram, a Terra deste supercontinente começou lentamente a separar-se. Chama-se a este movimento a deriva dos continentes. Os mapas mostram o que os geólogos pensam sobre o modo como os continentes se deslocaram e se afastaram até formarem as massas de terra que conhecemos atualmente.
     No hemisfério Sul, há cerca de 150 milhões de anos, no período chamado Jurássico, as correntes de convecção dividiram em pedaços o megacontinente Gondwana. Elas fraturaram a crosta terrestre e separaram a América do Sul, África, Austrália, Antárctica e Índia. Nas regiões de Gondwana, que hoje são Brasil e África, as correntes de convecção formaram fissuras e fraturas na crosta terrestre, o que gerou derramamento de lava. A ação contínua dessas forças também rompeu completamente a crosta terrestre e formou o oceano Atlântico. Porém, ele não parecia o vasto mar que é hoje: a fragmentação de Gondwana formou apenas um pequeno oceano, que só cresceu quando Brasil e África começaram a se afastar de forma gradual há, aproximadamente, 135 milhões de anos.

Tectônica das placas

As placas tectónicas da Terra foram cartografadas na segunda metade do século XX


        Tectônica de placas (português europeu) ou tectônica de placas (português brasileiro) (do grego τεκτονικός relativo à construção) é uma teoria da geologia que descreve os movimentos de grande escala que ocorrem na litosfera terrestre.
        Na teoria da tectónica de placas a parte mais exterior da Terra está composta de duas camadas: a litosfera, que inclui a crosta e a zona solidificada na parte mais externa do manto, e a astenosfera, que inclui a parte mais interior e viscosa do manto. Numa escala temporal de milhões de anos, o manto parece comportar-se como um líquido super-aquecido e extremamente viscoso, mas em resposta a forças repentinas, como os terramotos, comporta-se como um sólido rígido.
        A litosfera encontra-se fragmentada em várias placas tectónicas e estas deslocam-se sobre a astenosfera.
       Esta teoria surgiu a partir da observação de dois fenómenos geológicos distintos: a deriva continental, identificada no início do século XX por Alfred Wegener, e a expansão dos fundos oceânicos, detectada pela primeira vez na década de 1960. A teoria propriamente dita foi desenvolvida no final dos anos 60 e desde então tem sido universalmente aceite pelos cientistas, tendo revolucionado as Ciências da Terra (comparável no seu alcance com o desenvolvimento da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica quântica na Física).

Princípios chave
      A divisão do interior da Terra em litosfera e astenosfera baseia-se nas suas diferenças mecânicas. A litosfera é mais fria e rígida, enquanto que a astenosfera é mais quente e mecanicamente mais fraca. Esta divisão não deve ser confundida com a subdivisão química da Terra, do interior para a superfície, em: núcleo, manto e crosta ou crusta.

Placas tectônicas
     O princípio chave da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectónicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direções.
     As placas contatam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comumente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões ativos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e altiva. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante.
     As placas tectónicas podem incluir crusta continental ou crusta oceânica, sendo que, tipicamente, uma placa contém os dois tipos. Por exemplo, a placa Africana inclui o continente africano e parte dos fundos marinhos do Atlântico e do Índico. A parte das placas tectónicas que é comum a todas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crustas continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crusta a litosfera.
    A distinção entre crusta continental e crusta oceânica baseia-se na diferença de densidades dos materiais que constituem cada uma delas; a crusta oceânica é mais densa devido às diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício. A crusta oceânica é mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto que a crusta continental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos densos).
      Como consequência, a crusta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por exemplo, a maior parte da placa do Pacífico), enquanto que a crusta continental se situa acima daquele nível (ver isostasia para uma explicação deste princípio).

Tipos de limites de placas
    São três os tipos de limites de placas, caracterizados pelo modo como as placas se deslocam umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tipos de fenómenos de superfície:
    Limites transformantes ou conservativos - ocorrem quando as placas deslizam ou mais precisamente roçam uma na outra, ao longo de falhas transformantes. O movimento relativo das duas placas pode ser direito ou esquerdo, consoante se efetue para a direita ou para a esquerda de um observador colocado num dos lados da falha.
    Limites divergentes ou construtivos – ocorrem quando duas placas se afastam uma da outra.
    Limites convergentes ou destrutivos – (também designados por margens ativas) ocorrem quando duas placas se movem uma em direção à outra, formando uma zona de subdução (se uma das placas mergulha sob a outra) ou uma cadeia montanhosa (se as placas simplesmente colidem e se comprimem uma contra a outra).
Há limites de placas cuja situação é mais complexa, nos casos em que três ou mais placas se encontram, ocorrendo então uma mistura dos três tipos de limites anteriores.

Os três tipos de limites de placas.


Limites transformantes ou conservativos
    O movimento lateral esquerdo ou direito entre duas placas ao longo de uma falha transformante pode produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido à fricção, as placas não podem pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, a tensão acumula-se em ambas placas e quando atinge um nível tal, em qualquer um dos lados da falha, que excede a força de atrito entre as placas, a energia potencial acumulada é libertada sob a forma de movimento ao longo da falha. As quantidades maciças de energia libertadas neste processo são causa de terramotos, um fenómeno comum ao longo de limites transformantes.
     Um bom exemplo deste tipo de limite de placas é o complexo da falha de Santo André, localizado na costa oeste da América do Norte o qual faz parte de um complexo sistema de falhas desta região. Neste local, as placas do Pacífico e norte-americana movem-se relativamente uma à outra, com a placa do Pacífico a mover-se na direcção noroeste relativamente à América do Norte. Dentro de aproximadamente 50 milhões de anos, a parte da Califórnia situada a oeste da falha será uma ilha, próxima do Alasca.
      Deve salientar-se que a verdadeira direção de movimento das placas que se encontram numa falha transformante como a de Santo André, muitas vezes não coincide com o seu movimento relativo na zona de falha. Por exemplo, segundo os dados obtidos a partir de medições efetuadas por GPS, a placa norte-americana move-se para sudoeste quase perpendicularmente à placa do Pacífico enquanto esta se move mais em direção a oeste relativamente ao movimento para noroeste ao longo da falha de Santo André. As forças compressivas resultantes são dissipadas por soerguimentos na maior zona de falha. Os dobramentos presentes nesta zona, bem como a própria falha de Santo André no sul da Califórnia, são o provavelmente resultado de estiramento crustal na região da Grande Bacia, sobreposto ao movimento global da placa norte-americana. Alguns geólogos especulam sobre o possível desenvolvimento de um rift na Grande Bacia, uma vez que a crusta nesta zona está a adelgaçar-se de forma mensurável.

Limites divergentes ou construtivos
       Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço produzido por este afastamento preenchido com novo material crustal, de origem magmática. A origem de novos limites divergentes é por alguns associada com os chamados pontos quentes. Nestes locais, células de convecção de grandes dimensões transportam grandes quantidades de material astenosférico quente até próximo da superfície e pensa-se que a sua energia cinética poderá ser suficiente para produzir a fraturação da litosfera. O ponto quente que terá dado início à formação da dorsal meso-atlântica situa-se atualmente sob a Islândia; esta dorsal encontra-se em expansão à velocidade de vários centímetros por século.
      Na litosfera oceânica, os limites divergentes são típicos da dorsal oceânica, incluindo a dorsal meso-atlântica e a dorsal do Pacífico oriental; na litosfera continental estão tipificados pelas zonas de vale de rift como o Grande Vale do Rift da África Oriental. Os limites divergentes podem criar zonas de falhamento maciço no sistema de dorsais oceânicas. A velocidade de expansão nestas zonas geralmente não é uniforme; em zonas em que blocos adjacentes da dorsal se deslocam com velocidades diferentes, ocorrem grandes falhas transformantes. Estas zonas de fratura, muitas delas designadas por um nome próprio, são uma das principais origens dos terramotos submarinos. Um mapa do fundo oceânico mostra um estranho padrão de estruturas constituídas de blocos separadas por estruturas lineares perpendiculares ao eixo da dorsal. Se olharmos para o fundo oceânico entre estas zonas de fratura como se de uma banda transportadora se tratasse, a qual afasta a crista de cada um dos lados do rift da zona média em expansão, este processo torna-se mais evidente. As cristas dispostas paralelamente ao eixo de rifte encontram-se situadas a maior profundidade e mais afastadas do eixo, quanto mais antigas forem (devido em parte à contração térmica e à subsidência).
      Foi nas dorsais oceânicas que se encontrou uma das evidências chave que forçou a aceitação da hipótese de expansão dos fundos oceânicos. Levantamentos aeromagnéticos (medições do campo magnético terrestre a partir de um avião), mostraram um estranho padrão de inversões magnéticas em ambos lados das cristas e simétricas em relação aos eixos destas. O padrão era demasiado regular para ser apenas uma coincidência, uma vez que as faixas de cada um dos lados das dorsais tinham larguras idênticas. Havia cientistas que tinham estudado as inversões dos polos magnéticos na Terra e fez-se então a ligação entre os dois problemas. A alternância de polaridades naquelas faixas tinha correspondência direta com as inversões dos pólos magnéticos da Terra. Isto seria confirmado através da datação de rochas provenientes de cada uma das faixas. Estas faixas fornecem assim um mapa espacio-temporal da velocidade de expansão e das inversões dos polos magnéticos.
     Há pelo menos uma placa que não está associada a qualquer limite divergente, a placa das Caraíbas. Julga-se que terá tido origem numa crista sob o Oceano Pacífico, entretanto desaparecida, e mantém-se ainda assim em movimento, segundo medições feitas com GPS. A complexidade tectónica desta região continua a ser objecto de estudo.

Limites convergentes ou destrutivos
       A natureza de um limite convergente depende do tipo de litosfera que constitui as placas em presença. Quando a colisão ocorre entre uma densa placa oceânica e uma placa continental de menor densidade, geralmente a placa oceânica mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subdução. À superfície, a expressão topográfica deste tipo de colisão é muitas vezes uma fossa, no lado oceânico e uma cadeia montanhosa do lado continental. Um exemplo deste tipo de colisão entre placas é a área ao longo da costa ocidental da América do Sul onde a placa de Nazca, oceânica, mergulha sob a placa Sul-americana, continental. À medida que a placa subduzida mergulha no manto, a sua temperatura aumenta provocando a libertação dos compostos voláteis presentes (sobretudo vapor de água). À medida que esta água atravessa o manto da placa sobrejacente, a temperatura de fusão desta baixa, resultando na formação de magma com grande quantidade de gases dissolvidos. Este magma pode chegar à superfície na forma de erupções vulcânicas, formando longas cadeias de vulcões para lá da plataforma continental e paralelamente a ela. A cadeia montanhosa dos Andes apresenta vulcões deste tipo em grande número. Na América do Norte, a cadeia de montanhas de Cascade, que se estende para norte a partir da Serra Nevada na Califórnia, é também deste tipo. Este tipo de vulcões caracteriza-se por apresentar alternância de períodos de dormência com erupções pontuais que se iniciam com a expulsão explosiva de gases e partículas finas de cinzas vulcânicas vítreas, seguida de uma fase de reconstrução com magma quente. A totalidade do limite da placa do Pacífico apresenta-se cercada por longas cadeias de vulcões, conhecidos coletivamente como Círculo de Fogo do Pacífico.
     Onde a colisão se dá entre duas placas continentais, ou elas se fragmentam e se comprimem mutuamente ou uma mergulha sob a outra ou (potencialmente) sobrepõe-se à outra. O efeito mais dramático deste tipo de limite pode ser visto na margem norte da placa Indiana. Parte desta placa está a ser empurrada por baixo da placa Euroasiática, provocando o levantamento desta última, tendo já dado origem à formação dos Himalaias e do planalto do Tibete. Causou ainda a deformação de partes do continente asiático a este e oeste da zona de colisão.
      Quando há convergência de duas placa de crusta oceânica, tipicamente ocorre a formação de um arco insular, à medida que uma placa mergulha sob a outra. O arco é formado a partir de vulcões que eruptam através da placa sobrejacente à medida que se dá a fusão da placa mergulhante. A forma de arco aparece devido à esfericidade da superfície terrestre. Ocorre ainda a formação de uma profunda fossa submarina em frente a estes arcos, na zona em que o bloco descendente se inclina para baixo. Bons exemplos deste tipo de convergência de placas são as ilhas do Japão e as Ilhas Aleutas, no Alasca.

Oceano / Continental



Continental / Continental




Oceânico / Oceânico

       Nem todos os limites de placas podem ser definidos. Alguns são largas faixas cujo movimento ainda é mal conhecido pelos cientistas. Um exemplo é o limite mediterrânico-alpino que envolve duas placas principais e várias microplacas.

Causas do movimento das placas
     Conforme foi referido acima, as placas movem-se graças à fraqueza relativa da astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária para produzir este movimento seja a dissipação de calor a partir do manto. Imagens tridimensionais do interior da Terra (tomografia sísmica), mostram a ocorrência de fenómenos de convecção no manto (Tanimoto 2000). A forma como estes fenómenos de convecção estão relacionados com o movimento das placas é assunto de estudos em curso bem como de discussão. De alguma forma, esta energia tem de ser transferida para a litosfera de forma a que as placas se movam. Há essencialmente duas forças que o podem conseguir: o atrito e a gravidade.


Movimento das placas baseado em dados de satélites GPS (NASA) JPL. Os vectores mostram a direção e a magnitude do movimento


       Atrito do manto: as correntes de convecção do manto são transmitidas através da astenosfera; o movimento é provocado pelo atrito entre a astenosfera e a litosfera.
          Sucção nas fossas: correntes de convecção locais exercem sobre as placas uma força de arrasto friccional, dirigida para baixo, em zonas de subducção nas fossas oceânicas.
As correntes de convecção são um fenómeno que ocorre devido ao calor que é produzido pelo núcleo terrestre, o que gera a subida de massas quentes no manto, enquanto que as mais superficiais que estão mais frias descem. Forma-se assim um género de "tapete rolante" que arrasta as placas litosféricas.
Gravidade
      Ridge-push: O movimento das placas é causado pela maior elevação das placas nas cristas meso-oceânicas. A maior elevação é causada pela relativamente baixa densidade do material quente em ascensão no manto. A verdadeira força produtora de movimento é esta ascensão e a fonte de energia que a sustenta. No entanto é difícil explicar a partição dos continentes a partir desta ideia.
    Slab pull: o movimento das placas é causado pelo peso das placas frias e densas, afundando-se nas fossas. Há evidências consideráveis de que ocorre convecção no manto. A ascensão de materiais nas cristas meso-oceânicas é quase de certeza parte desta convecção. Alguns modelos mais antigos para a tectónica de placas previam as placas sendo levadas por células de convecção, como em bandas transportadoras. Porém, hoje em dia, a maior parte dos cientistas acredita que a astenosfera não é suficientemente forte para produzir o movimento por fricção. Pensa-se que o arrasto causado por blocos será a força mais importante aplicada sobre as placas. Modelos recentes mostram que a sucção nas fossas também tem um papel importante. No entanto, é de notar que a placa norte-americana, não sofre subdução em parte alguma e ainda assim move-se. O mesmo se passa com as placas africana, euroasiática e da Antártida. As forças que realmente estão por detrás do movimento das placas bem como a fonte de energia por detrás delas continuam a ser tópicos de aceso debate e de investigações em curso.
      Atrito lunar: num estudo publicado em Janeiro-Fevereiro de 2006 no boletim da Geological Society of America, uma equipa de cientistas italianos e estado-unidenses defende a tese de que uma componente do movimento para oeste das placas tectónicas é devida ao efeito de maré produzido pela atração da Lua. À medida que a Terra gira para este, segundo eles, a gravidade da Lua vai pouco a pouco puxando a camada superficial da Terra de volta para oeste. Isto poderá também explicar porque é que Vénus e Marte não têm placas tectónicas, uma vez que Vénus não tem luas e as luas de Marte são demasiado pequenas para produzirem efeitos de maré sobre este planeta. Ainda assim, não se trata de uma ideia nova. Foi pela primeira vez avançada pelo "pai" da hipótese da tectónica de placas, Alfred Wegener e desafiada pelo físico Harold Jeffreys que calculou que a magnitude do atrito provocado pelo efeito de maré que seria necessária, teria causado a paragem da rotação da Terra há muito tempo. De notar também que muitas das placas na realidade movem-se para norte e este, não para oeste.O movimento das placas é medido diretamente pelo sistema GPS.

Supercontinentes
      Ao longo do tempo o movimento das placas tem causado a formação e separação de continentes, incluindo a formação ocasional de um super continente contendo todos ou quase todos os continentes. O super continente Rodínia terá sido formado há cerca de 1000 milhões de anos contendo todos ou quase todos os continentes da Terra, tendo-se fragmentado em oito continentes há cerca de 600 milhões de anos. Posteriormente, estes oito continentes voltaram a formar um outro super continente chamado Pangea. Este super continente acabaria por dividir-se em dois, Laurasia (que daria origem à América do Norte e Eurásia) e Gondwana (que daria origem aos restantes continentes atuais).

História e impacto (Deriva continental)

       A deriva continental foi uma das muitas ideias sobre tectônica propostas no final do século XIX e princípios do século XX. Esta teoria foi substituída pela tectônica de placas e os seus conceitos e dados igualmente incorporados nesta.

Padrão de distribuição de fósseis nos vários continentes.
          Em 1915 Alfred Wegener foi o primeiro a produzir argumentos sérios sobre esta ideia, na primeira edição de The origin of continents and oceans. Nesta obra ele salientava que a costa oriental da América do Sul e a costa ocidental de África pareciam ter estado unidas antes. No entanto, Wegener não foi o primeiro a fazer esta sugestão (precederam-no Francis Bacon, Benjamin Franklin e Antonio Snider-Pellegrini), mas sim o primeiro a reunir significativas evidências fósseis, paleo-topográficas e climatológicas que sustentavam esta simples observação. Porém, as suas ideias não foram levadas a sério por muitos geólogos, que realçavam o facto de não existir um mecanismo que parecesse ser capaz de causar a deriva continental. Mais concretamente, eles não entendiam como poderiam as rochas continentais cortar através das rochas mais densas da crusta oceânica.

Padrão de distribuição de fósseis nos vários continentes.

        Em 1947 uma equipa de cientistas liderada por Maurice Ewing a bordo do navio de pesquisa oceanográfica Atlantis da Woods Hole Oceanographic Institution, confirmou a existência de uma elevação no Oceano Atlântico central e descobriu que o fundo marinho por baixo da camada de sedimentos era constituído por basalto e não granito, rocha comum nos continentes. Descobriram também que a crusta oceânica era muito mais delgada que a crusta continental. Estas descobertas levantaram novas e intrigantes questões [3].
    A partir da década de 1950 os cientistas, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados de aeronaves desenvolvidas durante a Segunda Guerra Mundial para a detecção de submarinos, começaram a aperceber-se de estranhas variações do campo magnético ao longo dos fundos marinhos. Esta descoberta, apesar de inesperada, não era inteiramente surpreendente pois sabia-se que o basalto – uma rocha vulcânica rica em ferro - contém magnetite, um mineral fortemente magnético, podendo em certos locais causar distorção nas leituras de bússolas. Esta distorção já era conhecida dos marinheiros islandeses desde o século XVIII. Mais importante ainda, uma vez que a magnetite dá ao basalto propriedades magnéticas mensuráveis, estas recém-descobertas variações magnéticas forneciam um novo meio de estudar os fundos marinhos. Quando se dá o arrefecimento de rochas portadoras de minerais magnéticos, estes orientam-se segundo o campo magnético terrestre existente nesse momento.
      À medida que na década de 1950 se procedia à cartografia de cada vez maiores extensões de fundos marinhos, estas variações magnéticas deixaram de parecer isoladas e aleatórias, antes revelando padrões reconhecíveis. Quando se fez o levantamento destes padrões magnéticos numa área bastante alargada, o fundo do oceano mostrou um padrão de faixas alternantes. Estas faixas alternantes de rochas magneticamente diferentes estavam dispostas em linhas em cada um dos lados da dorsal oceânica e paralelamente a esta: uma faixa com polaridade normal e a faixa adjacente com polaridade invertida.
    Quando os estratos rochosos das bordaduras de continentes separados são muito similares, isto sugere que estas rochas se formaram todas da mesma maneira, implicando que inicialmente se encontravam juntas. Por exemplo, algumas partes da Escócia contêm rochas muito similares às encontradas no leste da América do Norte. Além disso, os Montes Caledonianos da Europa e partes dos Montes Apalaches da América do Norte são muito semelhantes estrutural e litologicamente.

Continentes flutuantes
       O conceito dominante era o de que existiam camadas estratificadas e estáticas sob os continentes. Cedo se observou que apesar de nos continentes aparecer granito, os fundos marinhos pareciam ser constituídos por basalto, mais denso. Parecia pois, que uma camada de basalto estava subjacente às rochas continentais.
       Porém, baseando-se em anomalias na deflexão de fios de prumo causadas pelos Andes no Peru, Pierre Bouguer deduziu que as montanhas, menos densas, teriam que ter uma projeção na camada subjacente, mais densa. A ideia de que as montanhas têm "raízes" foi confirmada cem anos mais tarde por George Biddell Airy, enquanto estudava o campo gravítico nos Himalaias, tendo estudos sísmicos posteriores detectado as correspondentes variações de densidade.
     Em meados da década de 1950 permanecia sem resposta a questão sobre se as montanhas estavam ancoradas em basalto ou flutuando como icebergs.

Teoria da tectónica de placas
      Durante a década de 1960 fizeram-se grandes progressos e mais foram despoletados por várias descobertas, sobretudo a da dorsal meso-atlântica. Salienta-se a publicação, em 1962, de uma comunicação do géologo americano Harry Hess (Robert S. Dietz publicou a mesma ideia um ano antes na revista Nature. No entanto, a prioridade deve ser dada a Hess, pois ele distribuiu um manuscrito não publicado do seu artigo de 1962, em 1960). Hess sugeriu que os continentes não se moveriam através da crusta oceânica (como sugerido pela deriva continental) mas que uma bacia oceânica e o continente adjacente moviam-se conjuntamente numa mesma unidade crustal ou placa. Nesse mesmo ano, Robert R. Coats do U.S. Geological Survey descreveu as principais características da subducção no arco insular das Ilhas Aleutas. Esta sua publicação, ainda que pouco notada na altura (tendo sido até ridicularizada), tem sido de então para cá considerada como seminal e presciente. Em 1967, Jason Morgan propôs que a superfície da Terra consiste de 12 placas rígidas que se movem umas em relação às outras. Dois meses mais tarde, em 1968, Xavier Le Pichon publicou um modelo completo baseado em 6 placas principais com os seus movimentos relativos.

Expansão dos fundos oceânicos
         A descoberta da alternância de polaridade magnética das rochas dos fundos marinhos e da sua simetria relativamente às cristas meso-oceânicas sugeria uma relação. Em 1961, os cientistas começaram a teorizar que as cristas meso-oceânicas corresponderiam a zonas estruturalmente débeis onde o fundo oceânico estava a ser rasgado em dois, segundo o comprimento ao longo da crista. O magma fresco proveniente das profundezas do interior da Terra sobe facilmente através destas zonas de fraqueza e eventualmente flui ao longo das cristas criando nova crusta oceânica. Este processo, mais tarde designado por expansão dos fundos oceânicos, em funcionamento há muitos milhões de anos é o responsável pela criação dum sistema de dorsais oceânicas com uma extensão próxima de 50 000 km. Esta hipótese era apoiada por vários tipos de observações: nas cristas ou nas suas proximidades, as rochas são muito jovens, tornando-se mais antigas à medida que nos afastamos delas; as rochas mais jovens presentes nas cristas apresentam sempre a polaridade atual (normal); faixas de rocha paralelas às cristas com alternância de polaridade magnética (normal-inversa-normal…) sugerem que o campo magnético da Terra tem sofrido muitas inversões ao longo do tempo.
      Ao explicar quer o padrão de alternância de polaridade das rochas, quer ainda a construção do sistema de dorsais meso-oceânicas, a hipótese da expansão dos fundos oceânicos ganhou adeptos e representou mais um grande avanço no desenvolvimento da teoria da tectónica de placas. Mais ainda, a crusta oceânica passou a ser vista como um registo magnético natural da história das inversões do campo magnético terrestre.

A descoberta da subducção
        Uma importante consequência da expansão dos fundos oceânicos era que nova crusta estava a ser (e é-o ainda hoje), formada ao longo das cristas das dorsais oceânicas. Esta ideia caiu nas graças de alguns cientistas que afirmaram que a deslocação dos continentes pode ser facilmente explicada por um grande aumento do tamanho da Terra desde a sua formação. Porém, esta chamada teoria da Terra expandida, não era satisfatória pois os seus defensores não podiam apontar um mecanismo geológico convincentemente capaz de produzir tão súbita e enorme expansão. A maioria dos geólogos acredita que o tamanho da Terra terá variado muito pouco ou mesmo nada desde a sua formação há 4.6 biliões de anos, levantando assim uma nova questão: como pode ser continuamente adicionada nova crusta ao longo das cristas oceânicas, sem aumentar o tamanho da Terra?
         Esta questão intrigou particularmente Harry Hess, geólogo da Universidade de Princeton e contra-almirante na reserva e ainda Robert S. Dietz, um cientista do U.S. Coast and Geodetic Survey, que havia sido o primeiro a utilizar o termo expansão dos fundos oceânicos. Dietz e Hess estavam entre os muito poucos que realmente entendiam as implicações da expansão dos fundos oceânicos. Se a crusta da Terra se expandia ao longo das cristas oceânicas, teria que estar a encolher noutro lado, raciocinou Hess. Sugeriu então que a nova crusta oceânica se espalhava continuamente a partir das cristas oceânicas. Muitos milhões de anos mais tarde, essa mesma crusta oceânica acabará eventualmente por afundar-se nas fossas oceânicas – depressões muito profundas e estreitas ao longo das margens da bacia do Pacífico. Segundo Hess, o Oceano Atlântico encontrava-se em expansão enquanto o Oceano Pacífico estava em retracção. Enquanto a crusta oceânica antiga era consumida nas fossas, novo magma ascendia e eruptava ao longo das cristas em expansão, formando nova crusta. Com efeito, as bacias oceânicas estavam perpetuamente a ser "recicladas", com a criação de nova crusta e a destruição de antiga crusta oceânica a ocorrerem simultaneamente. Assim, as ideias de Hess explicavam claramente por que é que a Terra não aumenta de tamanho com a expansão dos fundos oceânicos, por que é tão pequena a acumulação de sedimentos nos fundos oceânicos e por que é que as rochas oceânicas são muito mais jovens que as rochas continentais.




Cartografando terramotos

Mapa mostrando a distribuição da actividade tectónica (tectonismo e vulcanismo)

           Durante o século XX, as melhorias na instrumentação sísmica e o uso mais disseminado pelo mundo de instrumentação de registo de terramotos (sismógrafos), permitiu aos cientistas descobrir que os terramotos tendem a concentrar-se em determinadas zonas, sobretudo ao longo das fossas oceânicas e das cristas expansivas. No final da década de 1920, os sismólogos começavam a identificar várias zonas sísmicas paralelas às fossas, com uma inclinação típica entre 40 e 60º a partir da horizontal e que se estendiam por várias centenas de quilómetros em direcção ao interior da Terra. Estas zonas tornaram-se mais tarde conhecidas com zonas de Wadati-Benioff, em honra dos sismólogos que as identificaram pela primeira vez, Kiyoo Wadati do Japão e Hugo Benioff dos Estados Unidos. O estudo da sismicidade a nível global avançou grandemente nos anos 60 com a criação da Worldwide Standardized Seismograph Network (WWSSN) com o objectivo de monitorizar o cumprimento do tratado de 1963 que bania ensaios de armas nucleares à superfície. Os dados de muito melhor qualidade obtidos pelos instrumentos da WWSSN permitiram aos sismólogos cartografar com precisão as zonas de concentração de terramotos a nível mundial.

Mudança de paradigma geológico
        A aceitação das teorias da deriva continental e da expansão dos fundos oceânicos (os dois elementos chave da tectónica de placas) pode ser comparada à revolução que Copérnico produziu na astronomia (ver Nicolaus Copernicus). Num período de apenas alguns anos, ocorreu uma revolução na geofísica e sobretudo na geologia. O paralelismo é notório; da mesma forma que a astronomia pré-copérnica era altamente descritiva mas ainda assim incapaz de fornecer explicações para o movimento dos corpos celestes, as teorias da geologia anteriores à tectónica de placas descreviam o que se observava mas debatiam-se com a falta de quaisquer mecanismos fundamentais. O problema residia na questão Como?. Antes da aceitação da tectônica de placas a geologia estava presa numa caixa "pré-copérnica".
      Ainda assim, quando comparada com o que se passou na astronomia, a revolução na geologia foi muito mais repentina. Aquilo que fora rejeitado por todas as publicações científicas dignas desse nome, foi avidamente aceite poucos anos depois, nas décadas de 1960 e 1970. Qualquer descrição geológica anterior era apenas descritiva. Todas as rochas estavam descritas e uma variedade de razões eram avançadas, por vezes com um detalhe quase doentio, para o porquê de se encontrarem onde se encontravam. As descrições continuam válidas, contudo, as razões então apontadas hoje em dia parecem-se bastante com a astronomia pré-copérnica.
     Apenas temos que ler as descrições anteriores à tectónica de placas sobre por que existem os Alpes ou os Himalaias para ver a diferença. Na tentativa de responder a questões como Como podem rochas que são claramente de origem marinha existir a milhares de metros acima do nível do mar?, ou, Como se formaram as margens concavas e convexas da cadeia Alpina?, qualquer avanço esbarrava na complexidade que se resumia a jargão técnico sem um contributo significativo para a compreensão dos mecanismos associados.
        Com a tectónica de placas as respostas rapidamente ocuparam o seu lugar ou tornou-se claro qual o caminho para a sua obtenção. As colisões de placas convergentes possuíam a força necessária para levantar o fundo marinho até à atmosfera rarefeita. A origem das fossas oceânicas estranhamente situadas ao largo de arcos insulares ou de continentes e dos vulcões a eles associados, tornou-se clara quando se compreenderam os processos de subducção em placas convergentes. Por que existem paralelismos entre a geologia de partes da América do Sul e de África? Por que a América do Sul e África parecem duas peças de um quebra-cabeças que parecem encaixar? Para respostas complexas temos que procurar as explicações pré-tectónicas. Para respostas simples e que explicam muito mais, temos que recorrer à tectónica de placas. Um grande rift, semelhante ao Grande Vale do Rift no nordeste de África, dividiu um continente em dois, eventualmente formando o Oceano Atlântico e estas forças continuam ainda hoje a fazer-se sentir na crista meso-atlântica.
     Herdou-se alguma da antiga terminologia, mas o conceito fundamental é tão radical e simples como o de que A Terra move-se foi na astronomia.







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