2.1 LIMITES CONVERGENTES
Limites
convergentes, às vezes chamados de limites destrutivos, são lugares onde duas
ou mais placas tectônicas têm um movimento líquido em direção ao outro. Limites
convergentes, mais do que qualquer outro, são conhecidos pela orogênese, o
processo de construção de montanhas e cadeias de montanhas. A chave para os
limites convergentes é entender a densidade de cada placa envolvida no movimento.
A litosfera continental tem sempre menor densidade e é flutuante quando
comparada à astenosfera. A litosfera oceânica, por outro lado, é mais densa que
a litosfera continental e, quando velha e fria, pode até ser mais densa que a
astenosfera. Quando placas de densidade diferente convergem, a placa mais densa
afunda por baixo da placa menos densa, um processo chamado subducção.
Subdução
é quando a litosfera oceânica desce para o manto devido à sua densidade. A taxa
média de subducção da crosta oceânica no mundo é de 40 quilômetros por milhão
de anos, cerca de meia polegada por ano. A litosfera continental pode
subdividir-se parcialmente se estiver ligada à litosfera oceânica afundando,
mas sua capacidade de flutuação não permite que ela se subdivida completamente.
À medida que a placa tectônica desce, ela também puxa o fundo do oceano para
uma característica conhecida como trincheira. Em média, o fundo do oceano tem
cerca de 3-4 km de profundidade. Nas trincheiras, o oceano pode ter mais que o
dobro da profundidade, com a Fossa das Marianas se aproximando de 11 km.
Dentro da
vala, há um recurso chamado cunha de acréscimo, às vezes conhecido como melange
ou prisma de acréscimo, que é uma mistura de sedimentos do fundo do oceano que
são raspados e comprimidos no limite entre a placa de subducção e a placa de
substituição.
Quando a
placa de subducção, conhecida como laje, submerge nas profundezas do manto, o
calor e a pressão são tão imensos que materiais mais leves, conhecidos como voláteis,
como água e dióxido de carbono, são empurrados para fora da placa de subducção
em uma área chamada manto acima. Os voláteis são liberados principalmente
através de minerais hidratados que revertem para formas não hidratadas nessas
condições. Esses voláteis, quando misturados com material astenosférico acima
da placa tectônica, diminuem o ponto de fusão do material. À temperatura dessa
profundidade, o material derrete para formar magma. Esse processo de geração de
magma é chamado de fusão por fluxo. O magma, devido à sua menor densidade,
migra em direção à superfície, criando vulcanismo. Isso forma uma cadeia curva
de vulcões, devido a muitos limites serem curvados em uma Terra esférica, um
recurso chamado arco. A placa de substituição que contém o arco pode ser
oceânica ou continental, onde algumas características são diferentes, mas a
arquitetura geral permanece a mesma.
Como a
subducção se inicia ainda é assunto de algum debate. Presumivelmente, isso
começaria em margens passivas onde a crosta oceânica e continental se encontra.
Atualmente, existe uma litosfera oceânica mais densa que a astenosfera
subjacente em ambos os lados do Oceano Atlântico que atualmente não está se
subdividindo. Por que não se transformou em uma margem ativa? Em primeiro
lugar, há força na conexão entre a litosfera oceânica densa e a litosfera
continental menos densa à qual está conectada, o que precisa ser superado. A
gravidade pode fazer com que a placa oceânica mais densa se force para baixo,
ou pode começar a fluir a ductilidade em um ângulo baixo. Há evidências de que
uma nova subducção está começando na costa de Portugal. Grandes terremotos,
como o terremoto de 1755 em Lisboa, pode até ter algo a ver com esse processo
de criação de uma zona de subducção, embora não seja definitivo. Pensa-se
também que os limites de transformação que uniram áreas de diferentes
densidades iniciam a subducção.
Além do
vulcanismo, as zonas de subducção também são conhecidas pelos maiores
terremotos do mundo. Em alguns lugares, toda a laje de subducção pode ficar
presa e, quando a energia se acumula muito, toda a zona de subducção pode
deslizar ao mesmo tempo ao longo de uma zona que se estende por centenas de
quilômetros ao longo da vala, criando enormes terremotos e tsunamis. Os
terremotos não só podem ser grandes, mas também profundos, delineando a laje
subdividida à medida que ela desce. As zonas de subducção são os únicos lugares
na Terra com superfícies de falha grandes o suficiente para criar terremotos de
9º de magnitude. Além disso, como as falhas ocorrem sob a água do mar, a
subducção também pode criar tsunamis gigantes, como o terremoto de 2004 no
Oceano Índico e o terremoto de Tōhoku de 2011 no Japão.
Subdução oceânico-continental
A
subducção oceânico-continental ocorre quando uma placa oceânica mergulha abaixo
da placa continental. Esse limite possui uma cunha de trincheira e manto, mas
os vulcões são expressos em um recurso conhecido como arco vulcânico. Um arco
vulcânico é uma cadeia de vulcões de montanha, com exemplos famosos, incluindo
as Cascatas do Noroeste do Pacífico e os Andes da América do Sul.
Subdução Oceânica-Oceânica
As zonas
de subducção oceânico-oceânica apresentam duas diferenças significativas em
relação aos limites que possuem litosfera continental. Primeiramente, cada
placa em um limite de placa oceano-oceano é capaz de subducção. Portanto, é
típico que a mais densa, mais antiga e mais fria das duas placas seja a que se
subdivide. Em segundo lugar, como as duas placas são oceânicas, o vulcanismo
cria ilhas vulcânicas em vez de cadeias de montanhas vulcânicas continentais.
Essa cadeia de vulcões ativos é conhecida como arco da ilha. Existem muitos
exemplos disso na Terra, incluindo as Ilhas Aleutas do Alasca, as Pequenas
Antilhas no Caribe e vários arcos de ilhas no Pacífico ocidental.
Convergência Continental-Continental
Em locais
onde duas placas continentais convergem uma para a outra, a subducção não é
possível. Isso ocorre onde uma bacia oceânica se fecha e uma margem passiva é
tentada a ser derrubada com a laje de subducção. Em vez de subdividir-se abaixo
do continente, as duas massas da litosfera continental se chocam em um processo
conhecido como colisão. As zonas de colisão são conhecidas por montanhas altas
e terremotos frequentes e maciços, com pouco ou nenhum vulcanismo. Com a
subducção cessando com a colisão, não há um processo para criar o magma para o
vulcanismo.
As placas
continentais têm densidade muito baixa para serem subdivididas, razão pela qual
o processo de colisão ocorre em vez de subducção. Ao contrário das densas lajes
subdutivas que se formam a partir de placas oceânicas, qualquer tentativa de
subdividir placas continentais tem vida curta. Uma exceção ocasional a isso é a
obdução, na qual uma parte de uma placa continental é presa sob uma placa
oceânica, formada em zonas de colisão ou com pequenas placas presas em zonas de
subducção. Esse desequilíbrio na densidade é resolvido pelo material
continental flutuando para cima, trazendo o material oceânico do solo e manto
para a superfície e é a principal fonte de ofiolitos. Um ofiolito consiste em
rochas do fundo do oceano que são movidas para o continente, que também podem
expor partes do manto na superfície.
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