tectônica de placas geofísica - uspeder/ead/apostilas/plc0010_09.pdf · frad ra ibir dr aa ia...

Fernando Brenha RibeiroEder Cassola Molina

Licenciatura em ciências · USP/ Univesp

9.1 Elementos de determinação do movimento de falhas durante um terremoto9.2 Tectônica de placas: o conceito geral9.3 Placas tectônicas e limites de placas9.4 A tectônica sobre a esfera9.5 ConclusãoReferências

Geof

ísic

a9TECTôniCA dE PlACAs

183Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2

Geofísica

9.1 Elementos de determinação do movimento de falhas durante um terremoto

Na aula 2 sobre Sismicidade, foi visto que os terremotos são gerados durante a movimentação

brusca de uma falha pré-existente ou, muito mais raramente, durante a formação de uma nova

falha. O movimento da falha pode ser transcorrente, normal ou reverso, ou, em muitos casos, a

combinação de um movimento transcorrente com um dos dois outros tipos. A ocorrência de

um terremoto indica que a região onde ele ocorreu se encontra submetida a um processo de

deformação contínuo.

A determinação do tipo de movimento da falha ou do mecanismo focal, como algumas

vezes é chamado, que dá origem aos terremotos de uma região é importante porque permite

determinar de que forma a região está sendo deformada ao longo do tempo. Por exemplo,

em uma região continental onde ocorrem terremotos rasos (aproximadamente ≤ 30 km de

profundidade focal), se o movimento predominante das falhas tiver uma componente normal

significativa, a região está submetida a processo de estiramento, ou seja, existe um conjunto de

forças agindo na região, que tende a estirar e estreitar a crosta. Ao contrário, se o movimento

predominante tiver uma componente reversa significativa, a crosta está sendo submetida a um

processo de encurtamento e espessamento.

A determinação do movimento de uma falha é feita com base nos movimentos registrados

em um conjunto de sismogramas. A Figura 9.1 ajuda a entender o processo. Para manter a

simplicidade do exemplo, considere, inicialmente, que um terremoto raso seja produzido por

um movimento transcorrente ao longo de uma falha vertical e que sejam observadas apenas as

ondas de compressão ou do tipo P. Representando o foco por um ponto, uma circunferência

é traçada com centro nesse ponto. Ao longo da circunferência, é disposto um conjunto de

pêndulos, que só podem oscilar em um plano vertical fixo. Os pêndulos são orientados de

forma que os seus planos de oscilação se interceptem em uma reta vertical que passa pelo foco.

O lado voltado para o foco é marcado como o lado positivo do movimento do pêndulo.

184 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2

9 Tectônica de Placas

Em um determinado instante, a falha se movimenta de forma brusca e o movimento relativo dos

dois lados da falha é o indicado na Figura 9.1. O apoio do pêndulo colocado logo ao lado do plano

da falha, no quadrante I, se desloca de forma que a massa do pêndulo oscila em direção ao foco, ou

seja, o movimento inicial do pêndulo aponta no sentido definido como positivo. No quadrante IV,

imediatamente ao lado do plano da falha, o pêndulo se movimenta no sentido oposto.

Indo do plano da falha no lado do quadrante I em direção ao quadrante II, o sinal do

movimento do pêndulo se mantém, mas a amplitude do movimento diminui, uma vez que

o movimento do solo se torna cada vez mais inclinado em relação ao plano de oscilação.

Na divisa entre os quadrantes I e II, o pêndulo não se move porque o movimento do solo é

perpendicular ao seu plano de oscilação. Uma vez que passa para o quadrante II, o sinal do

primeiro movimento do pêndulo se inverte e a amplitude do movimento cresce até atingir o

máximo na divisa entre o quadrante II e o quadrante III.

Da mesma forma, indo do quadrante IV em direção ao quadrante III, o sinal negativo do

primeiro movimento do pêndulo se conserva, mas a amplitude decresce até zero na divisa entre

os quadrantes III e IV. Uma vez no quadrante III, o sinal do primeiro movimento se inverte e

a amplitude cresce até atingir o valor máximo. A Figura 9.2a resume a variação da amplitude

e da polaridade do movimento.

Figura 9.1: Sentido do primeiro impulso do movimento de uma falha transcorrente vertical. Nos quadrantes I e III, o sentido do movimento é para fora do círculo, o que significa que, por inércia, o pêndulo se desloca em direção ao centro do círculo. Por convenção, esse primeiro movimento é classificado como de polaridade positiva. Nos quadrantes II e IV, o sentido de movimento é o oposto e a polaridade é, por convenção, negativa.


Geofísica

Usando a informação contida nos primeiros movimentos dos pêndulos, é possível deter-

minar duas direções perpendiculares entre si. Uma das direções é a direção do traço da falha

e a outra não tem representação física no terreno. No entanto, não é possível distinguir uma

direção da outra. Se na Figura 9.2a o traço da falha for trocado pela direção de amplitude

zero e o movimento da falha for alterado para o representado na Figura 9.2b, o resultado da

observação será o mesmo.

O movimento da falha não se estende indefinidamente ao longo do seu plano. A Figura 9.3

esquematiza a distribuição do movimento em profundidade. A Figura 9.3a representa a falha

imediatamente antes do movimento enquanto a Figura 9.3b representa a falha imediatamente

após o movimento brusco da falha. O ponto O marca a intersecção do plano da falha com

uma direção perpendicular ao plano. Imediatamente após o movimento, os lados da falha se

movimentam traçando o segmento AB (Figura 9.3b). Como o movimento não se estende

indefinidamente, para profundidades maiores do que a do ponto P não há movimento. A área

onde ocorreu movimento entre A e B está sombreada na Figura 9.3b.

Figura 9.2: A distribuição de polaridade do primeiro movimento da falha permite identificar dois planos verticais e perpendiculares entre si, que passam pelo foco. Um dos planos é o plano da falha e o outro é um plano auxiliar sem correspondente físico no terreno. Os planos são indistinguíveis entre si.

a b



A direção na qual um raio sísmico parte do foco pode ser representada, em um diagrama de três

dimensões, traçando em torno do foco uma esfera de raio unitário, algumas vezes chamada de esfera

focal (Figura 9.4). O polo da esfera focal é definido como a interseção da esfera com o eixo vertical

que passa pelo foco. O plano equatorial da esfera focal é o plano horizontal que contém o foco.

A direção de partida é definida por duas coordenadas: inclinação e azimute. A inclinação é o

ângulo que a direção forma com o plano equatorial da esfera focal. Azimute é o ângulo formado

pela projeção da direção de partida do raio sísmico no plano equatorial com a direção do norte

geográfico. O azimute, normalmente, é medido partindo

do norte e girando ao longo do equador da esfera focal

no sentido da rotação dos ponteiros do relógio.

As componentes da direção de partida, de um raio

sísmico que atinge uma estação sismográfica, podem

ser calculadas utilizando-se as coordenadas da estação e

os sismogramas nela registrados. O azimute da direção

de partida é o azimute da estação em relação ao foco.

A inclinação é determinada a partir do ângulo de

incidência do raio sísmico na estação sismográfica, e

esse ângulo é obtido da composição do movimento

de três sismômetros: um sensível apenas a movimento

vertical e dois sensíveis apenas a movimentos em uma

direção horizontal e orientados nas direções N-S e E-W,

respectivamente. A forma como a inclinação é calculada

é assunto de um curso de sismologia.

Figura 9.4: Hemisfério inferior da esfera focal. O centro da esfera representa o foco do terremoto. O raio que une o foco com o ponto A na superfície da esfera define a direção de partida do raio sísmico, que é caracterizado por um azimute φ, medido a partir da direção do norte verdadeiro e girando no sentido dos ponteiros do relógio, e uma inclinação i. A projeção do ponto A é dada pela intersecção da projeção da direção de partida no plano equatorial com a reta que une o ponto ao polo do hemisfério superior da esfera.

Figura 9.3: a. Representação da falha imediatamente antes do movimento. b. Representação da falha imediatamente após o movimento brusco da falha. O deslocamento da falha é representado pelo segmento AB e é limitado em profundidade pelo ponto P. A área onde ocorreu movimento entre A e B está sombreada na figura.

a b


Geofísica

A direção de partida de um raio

sísmico pode também ser representada

em um diagrama de duas dimensões,

que é obtido da projeção dessa direção

no plano equatorial da esfera focal.

A Figura 9.4 esquematiza uma das

possíveis formas de projeção, que é

feita unindo-se o polo da esfera focal

com o ponto em que o raio sísmico

toca a superfície da esfera. A posição

da intersecção dessa reta com o plano

equatorial da esfera focal define, de

forma única, o raio sísmico.

A Figura 9.5 mostra a forma de se

obter a projeção. Sobre uma circunferência de raio R é marcado o azimute do raio sísmico. A

reta, que une o centro da circunferência com o ponto sobre a circunferência que define o

azimute, determina a projeção horizontal da direção do raio sísmico1. Observando a Figura 9.4,

pode-se notar que a projeção de qualquer raio com inclinação i cai

sobre uma circunferência de raio ri, menor do que R. O raio r

i pode

ser obtido graficamente de forma simples, como mostra a inserção da

Figura 9.5. A projeção do ponto em que o raio sísmico toca a esfera focal é dada pela intersecção

da projeção horizontal da direção do raio sísmico com a circunferência de raio ri.

A determinação do tipo de movimento, ocorrido na falha que produziu o terremoto,

é feita marcando, em um mesmo diagrama, as projeções de um conjunto de direções de

partida de raios sísmicos registrados em diferentes estações sísmicas distribuídas em todo

o intervalo de azimutes (0° a 360°) em torno do foco e indicando a polaridade de cada

raio. A Figura 9.6 apresenta esquematicamente a distribuição de projeções para o exemplo

dado de falha transcorrente e vertical. Convém frisar que o diagrama está sendo construído

utilizando-se apenas ondas do tipo P. Nesse diagrama, os pontos preenchidos representam o

primeiro movimento positivo, ou seja, movimento de afastamento do foco. Os pontos vazios

representam o primeiro movimento negativo.

Figura 9.5: Método de representação da direção de partida no plano equatorial de uma esfera focal. Usando a inserção da figura, determina-se o raio ri da projeção de todas as direções de partida com inclinação i. Sobre a borda do plano equatorial, é marcado o azimute, e a intersecção entre a linha que une o foco à marcação do azimute com a circunferência de raio ri define a projeção de A.

1 O centro da projeção coincide com o foco do terremoto e com a projeção do polo da esfera focal.



As projeções estão distribuídas de tal forma que é possível separar quatro quadrantes por

duas retas perpendiculares, passando pelo centro do diagrama, que são o traço da falha vertical

e o traço do plano vertical e perpendicular ao plano da falha, onde os movimentos da onda P

têm amplitude nula. Esse plano recebe o nome de plano auxiliar. Não é possível distinguir no

diagrama qual é o traço do plano da falha e qual é o traço do plano auxiliar.

O exemplo dado é dos mais simples, uma vez que o plano da falha é vertical. Movimentos

transcorrentes, no entanto, podem ocorrer em falhas com qualquer mergulho. A Figura 9.7

apresenta esquematicamente a projeção da direção dos primeiros movimentos para o caso de uma

falha com mergulho diferente de 90°. Nesse caso, os pontos representando polaridades diferentes

são separados por uma linha reta que passa pelo centro do diagrama e por uma curva, na forma de

arco, cujas extremidades tocam a borda do diagrama em pontos alinhados com o centro (corda do

arco). A linha reta representa o traço do plano auxiliar, que, no caso de movimento transcorrente,

é sempre vertical. Não há dúvida de que a linha curva seja uma representação do plano da falha,

porque ela separa polaridades diferentes dos primeiros movimentos das ondas P e isso é feito pelo

plano da falha e pelo plano auxiliar que já foi identificado.

Figura 9.6: Representação esquemática da distribuição de projeções das direções do primeiro movimento da falha sobre o plano equatorial da esfera focal. A figura corresponde ao exemplo de falha transcorrente e vertical apresentado na Figura 9.3. A figura representa também a polaridade do primeiro movimento de ondas do tipo P: os pontos preenchidos representam o primeiro movimento positivo e os pontos vazios representam o primeiro movimento negativo. O traço do plano da falha e o traço do plano auxiliar, que neste diagrama são indistinguíveis, são representados pelos dois diâmetros ortogonais traçados sobre a circunferência no plano equatorial.


Geofísica

A Figura 9.8 mostra a projeção da intersecção de

um plano de falha com rumo igual a 0o, ou seja, com

traço alinhado na direção N-S, com a esfera focal.

A intersecção desse plano é um círculo máximo

da esfera focal. As projeções de planos com traço

na direção norte-sul e com diferentes mergulhos

são representadas por arcos que tocam a borda do

diagrama em N e em S, e são simétricos em relação

à direção E-W (Figura 9.9a). A Figura 9.9b

representa as projeções das intersecções de planos de

falha com diferentes mergulhos e com um mesmo

rumo não nulo. Não é difícil perceber que esse

diagrama pode ser desenhado girando o traço da

falha da Figura 9.9a de um ângulo igual ao rumo

não nulo. Na Figura 9.7, a curva que representa o

plano da falha é a projeção da intersecção do plano

com a esfera focal.

Figura 9.7: Representação esquemática da distribuição de projeções das direções e das polaridades do primeiro movimento da falha sobre o plano equatorial da esfera focal. A figura corresponde a uma falha transcorrente não vertical. A projeção da intersecção do plano da falha com a esfera focal é o arco e a sua corda, que passa pelo centro do diagrama, representa o seu traço. O plano auxiliar é vertical e é representado pelo seu traço, que é o diâmetro perpendicular ao traço da falha.

Figura 9.8: Representação esquemática da intersecção de um plano de falha, com traço com rumo 0o e com mergulho para leste, com o hemisfério inferior da esfera focal.



No caso de uma falha normal ou reversa, o movimento passa a ser perpendicular ao traço da falha, ou

seja, o movimento ocorre na direção do mergulho do plano da falha (Figura 9.10a). A Figura 9.10b

mostra o movimento de uma falha normal visto da direção do traço da falha. Transportando a

construção feita nas Figuras 9.1 e 9.2 para o caso da falha normal, não é difícil verificar qual é a

polaridade do primeiro movimento no plano auxiliar. A construção feita na Figura 9.3 também pode

ser feita neste caso. Embora essa construção não tenha sido apresentada, a Figura 9.10b indica que a

projeção dos primeiros movimentos no plano equatorial da esfera focal, no caso de um movimento

normal da falha, deve ter o aspecto apresentado na Figura 9.11a.

A Figura 9.11a mostra que, no caso de movimento normal da falha, o centro do diagrama de

projeção está dentro de uma região caracterizada por primeiros movimentos com polaridade negativa.

Essa região é demarcada por arcos que representam as projeções das intersecções do plano de falha e

do plano auxiliar com a esfera focal. Observe que tanto o traço do plano da falha quanto o do plano

auxiliar têm a mesma direção. A distinção entre um ou outro plano não é possível nesse diagrama.

Duas regiões caracterizadas por primeiros movimentos com polaridade positiva ficam definidas entre

as projeções das intersecções do plano de falha e do plano auxiliar e a borda do diagrama.

Figura 9.9: a. Representação esquemática da projeção da intersecção de vários planos, com rumo 0o e com diferentes mergulhos para leste, com a esfera focal. Observe que, quanto maior for o mergulho, mais a projeção se aproxima do traço do plano. b. O mesmo esquema com planos com rumo diferente de 0o.

a b

Figura 9.10: Escorregamento normal. a. Falha antes do movimento. b. Falha imediatamente após o movimento brusco. Note que o plano representado nas duas figuras é um plano vertical. A projeção das direções e da polaridade do primeiro movimento no plano equatorial da esfera focal define uma região próxima ao centro do diagrama caracterizado por primeiros movimentos com polaridade negativa.

a b


Geofísica

A Figura 9.11b corresponde a um movimento

reverso da falha. A construção do diagrama é análoga

à do caso de movimento normal. O centro da

projeção está dentro de uma região caracterizada por

primeiros movimentos com polaridade positiva. Duas

regiões caracterizadas por primeiros movimentos com

polaridade negativa ficam definidas entre as projeções

das intersecções do plano de falha e do plano auxiliar

com a esfera focal e a borda do diagrama.

Movimentos com uma componente transcorrente e com

uma componente normal geram um diagrama de projeções

com o aspecto da Figura 9.12, onde se pode notar uma

combinação dos aspectos característicos de cada movimento.

Figura 9.11: a. Representação esquemática da projeção e da polaridade do movimento de uma falha normal. A polaridade dos primeiros movimentos perto do centro do diagrama é negativa. b. Representação esquemática da projeção e da polaridade do movimento de uma falha reversa. A polaridade dos primeiros movimentos perto do centro do diagrama é positiva. Não é possível, nesse tipo de diagrama, identificar o que é a projeção do plano da falha e o que é a projeção do plano auxiliar.

a b

Figura 9.12: Representação esquemática da projeção e da polaridade do movimento de uma falha que combina um movimento transcorrente com uma componente normal.



9.2 Tectônica de placas: o conceito geralEntre as décadas de 1950 e 1960 foi acumulada uma série de informações geofísicas e

geológicas, sobretudo, as derivadas de observações paleomagnéticas, que levaram à proposição

da hipótese do espalhamento do assoalho oceânico. A ideia principal contida nessa hipótese é a

de que a crosta oceânica é continuamente gerada ao longo das cadeias meso-oceânicas através

da injeção de magma proveniente do interior da Terra. A injeção de magma, ao mesmo tempo,

desloca lateralmente a crosta oceânica e preenche o espaço formado com material jovem.

Embora o conjunto de observações que levaram à proposição do conceito do espalhamento

oceânico seja bastante sugestivo, ele não foi totalmente aceito a princípio. No entanto, a incorporação

do resultado de observações geológicas e geofísicas adicionais, na segunda metade da década de 1960,

levou à proposição de uma concepção geral que permite uma explicação plausível para a dinâmica

observada da superfície da Terra, pelo menos desde o período Cambriano. Essa concepção tornou-se,

portanto, um modelo geodinâmico amplo, conhecido como teoria da Tectônica de Placas.

9.3 Placas tectônicas e limites de placasA menos que se admita que a superfície da Terra esteja em constante expansão, a produção

de crosta oceânica ao longo das cadeias meso-oceânicas implica o constante consumo de parte

do material que compõe a crosta em outras regiões. A constância da área do planeta ao longo do

tempo será admitida como ponto de partida, ou seja, como um postulado e, portanto, prevê-se

a existência de locais onde a crosta seja consumida.

Por outro lado, o movimento aparente dos polos paleomagnéticos observados em diferentes

regiões da Terra mostra que, pelo menos em parte da história do planeta, diferentes regiões se

movimentaram umas em relação às outras. Para acomodar movimentos diferentes em diferentes

locais, sem expandir a superfície, assume-se que a superfície da Terra seja dividida em um

número finito de blocos que se movimentam uns em relação aos outros.

A distribuição dos epicentros dos terremotos, como foi descrita na aula 2, divide a superfície

da Terra em domínios marcados por cinturões de alta sismicidade. O interior desses domínios,

embora não seja totalmente assísmico, apresenta uma sismicidade bem menor do que a observada


Geofísica

nos contornos. A ocorrência de terremotos implica um processo contínuo de deformação, e

o estilo de deformação ou a maneira como a deformação se processa fornece informações

importantes sobre a natureza desses contornos.

A hipótese de que a superfície da Terra seja dividida em um número finito de blocos ou

placas, na forma de calotas esféricas com bordas irregulares, que se movem sobre o manto de

modo que apenas as bordas das placas sejam submetidas a deformações significativas, é um

segundo postulado da teoria da tectônica de placas. Na superfície, as placas tectônicas são

definidas como blocos compostos por segmentos de crosta oceânica, algumas vezes, associados

a segmentos de crosta continental, que respondem de forma passiva ao movimento causado

pelo espalhamento do assoalho oceânico. A expansão do assoalho oceânico passa, também, a ser

considerada um postulado da teoria.

Em profundidade, as placas são compostas da crosta e de um segmento significativo do

manto que, em conjunto, formam a litosfera. O termo litosfera deriva da palavra grega lithos,

que significa rocha, e pode ser aqui interpretado no sentido figurado de força, resistência.

A litosfera é formada por rochas que resistem à deformação e que se movem sobre um manto

fraco e deformável, chamado astenosfera. O termo astenosfera vem da palavra grega asthenia,

que significa fraqueza, falta de vigor.

A ideia da existência de uma litosfera e de uma astenosfera provém da distribuição das

velocidades das ondas sísmicas no manto superior, onde, grosseiramente, se pode localizar a

astenosfera na zona de baixa velocidade. Uma definição mais precisa de litosfera e astenosfera

é feita com base no comportamento das rochas submetidas a processos de deformação nas

condições de pressão e temperatura existentes no manto superior. Esse assunto é parte do tema

a ser tratado no próximo texto. A possibilidade de que a litosfera deslize sobre a astenosfera

também é um postulado da teoria da tectônica de placas.

A natureza do movimento das falhas associado aos terremotos, que ocorrem em diferentes

segmentos dos limites das placas tectônicas, permite estabelecer o tipo dominante de defor-

mação atuante em cada segmento. Falando em termos gerais, a atividade sísmica observada

ao longo do eixo das dorsais meso-oceânicas é caracterizada por movimentos normais, o que

indica um estado de estiramento e afinamento da crosta oceânica, fato que concorda com a

presença de vulcanismo e com a estrutura da crosta e do manto superior abaixo das dorsais.



As dorsais meso-oceânicas são chamadas de limites divergentes de placa, uma vez que elas

são o local onde ocorre a expansão do assoalho oceânico.

Uma vez que as dorsais são divididas em segmentos não alinhados separados por falhas

transversais, a expansão do assoalho oceânico observado ao longo dos diferentes segmentos

tem de ser acomodado por um movimento predominantemente horizontal ao longo das falhas

transversais. O movimento ao longo dessas falhas está esquematizado na Figura 9.13.

O segmento da dorsal A fica à esquerda do segmento da dorsal B e acima da fratura.

Se o movimento horizontal fosse no sentido de o bloco superior escorregar para a

esquerda e o bloco inferior escorregar para a direita, em um movimento transcorrente,

como o indicado na Figura 9.13a, os segmentos das dorsais se afastariam com o tempo.

Não existe evidência de que esse afastamento ocorra. Além disso, se os segmentos das

dorsais são centros de expansão do assoalho oceânico, fica difícil combinar o movimento

com a produção contínua de assoalho oceânico.

Para acomodar o movimento dos dois lados da falha sem deslocar os segmentos da dorsal,

o movimento tem de ser oposto ao descrito acima, limitando-se ao intervalo da falha entre os

centros de expansão, como indicado na Figura 9.13b, onde o bloco superior se desloca para a

direita e o bloco inferior se desloca para a esquerda. À esquerda de A e à direita de B, não ocorre

movimento horizontal significativo porque o assoalho oceânico é produzido essencialmente na

mesma taxa pelos dois segmentos de dorsal.

Na Figura 9.13c, a dorsal A está à esquerda da dorsal B, mas agora ela está abaixo da fratura.

Se o movimento horizontal fosse no sentido de o bloco superior escorregar para a direita e o

bloco inferior escorregar para a esquerda, os segmentos das dorsais se afastariam com o tempo.

Portanto, nesse caso, o movimento da parte superior deve ser para a esquerda e o da parte infe-

rior, para a direita (9.13d). O que é importante é que o movimento deve ser sempre limitado

ao intervalo da falha transversal entre dois segmentos da dorsal. Falhas com essa característica

são chamadas de falhas transformantes.


Geofísica

A localização dos focos de terremotos que ocorrem nessas falhas e o movimento das falhas

são determinados através de dados sísmicos e os mecanismos focais concordam com a descrição

do movimento da falha. As falhas transversais se estendem sobre o assoalho oceânico fora do

intervalo entre os centros de expansão na forma de feições lineares essencialmente assísmicas,

ou seja, na forma de fraturas sem movimento horizontal relativo significativo entre as paredes

da fratura. Movimentos horizontais podem ocorrer para acomodar a variação da topografia do

assoalho oceânico em função do afastamento do centro de expansão. A Figura 9.14 mostra como

exemplo a feição conhecida como zona de fratura Chain, localizada no Atlântico Equatorial.

Figura 9.13: Movimento nas fraturas transversais que segmentam as dorsais meso-oceânicas. a. O segmento A da cadeia meso-oceânica está acima da falha e o segmento B está abaixo da falha. O movimento transcorrente move o bloco superior para a esquerda em relação ao bloco inferior (o inferior se move para a direita em relação ao superior). Esse tipo de movimento é chamado sinistrógrado porque um observador que, de um lado da falha, olhe na sua direção vê o outro lado se mover para a esquerda. Esse movimento não pode ocorrer na situação esquematizada nesta figura, porque implicaria afastamento contínuo dos segmentos da cadeia meso-oceânica. b. Movimento transcorrente com o bloco superior movendo-se para a direita em relação ao bloco inferior (movimento destrógrado). Nesse movimento, é possível acomodar a expansão do assoalho oceânico sem mover lateralmente as dorsais. c. O segmento A da cadeia meso-oceânica está abaixo da fratura e o segmento B, acima dela. Nessa situação, o movimento destógrado produz um afastamento contínuo dos segmentos da dorsal. d. O movimento sinistrógrado permite acomodar os movimentos das falhas sem deslocar a dorsal. Os mecanismos focais esquematizam o tipo de escorregamento tanto nas dorsais quanto nas falhas transversais. Falhas com essa característica são chamadas falhas transformantes.

a

c d

b



As falhas transformantes são chamadas de limites conservativos de placa. Nesses limites,

movimentos laterais entre as placas são acomodados e não há adição nem remoção de

material das placas.

Margens continentais do tipo arco de ilha e do tipo andino representam limites onde duas

placas se movimentam em sentidos opostos ou convergem uma em direção à outra. Limites

de placa desse tipo são chamados limites convergentes de placa e são caracterizados por uma

sismicidade muito alta. Existe um segundo tipo de limite convergente de placas chamado

zona de colisão continental, que é menos comum. Arcos de ilha e margens do tipo andino

representam mais de 90% dos limites convergentes.

Figura 9.14: Exemplo de falha transformante: zona de fratura Chain no Atlântico Equatorial. O mecanismo focal de um sismo ocorrido ao longo da falha transformante mostra um escorregamento destrógrado.

Figura 9.15: Esquema de margem continental do tipo andino. O atrito entre as placas gera zonas deformação nas duas placas com o escorregamento de falhas predominantemente reversas.


Geofísica

Nas margens continentais do tipo andino e em arcos de ilha, o movimento convergente é

acomodado fazendo com que uma placa litosférica seja cavalgada pela outra. Isso significa que,

nesses limites, o contato entre as placas força uma a deslizar por baixo da outra, mergulhando

no manto superior. Esse processo, conhecido como subducção, consome sempre a litosfera

oceânica, compensando o espalhamento que ocorre nos limites divergentes. Esse processo

limita a idade da crosta oceânica a cerca de 200 milhões de anos.

No caso de margens do tipo andino, a placa continental, composta por material menos denso,

cavalga sobre a placa oceânica mais densa. Tipicamente, o ângulo de mergulho da placa oceânica

varia entre 30° e 50°, produzindo uma zona de atrito entre as placas onde movimentos reversos

de falha geram terremotos de grande magnitude como, por exemplo, o terremoto do Chile em

1960, que teve magnitude 9,5, calculada com base no momento sísmico (Figura 9.15).

Atividade sísmica rasa e intermediária, associada a movimentos reversos de falha, ocorre

também no lado continental das zonas de subducção. Essa sismicidade é decorrente de processos

de compressão da borda da litosfera continental (Figura 9.16).

Parte da sismicidade observada nas zonas de convergência é associada à deformação da placa

em subducção. A Figura 2.12 do texto 2 (Sismicidade) mostra a distribuição vertical dos focos

dos terremotos ocorridos em um segmento da costa oeste da América do Sul, aproximadamente

alinhado com o paralelo 20° S. O desenho da placa em subducção, que mergulha com uma

inclinação de aproximadamente 30°, é mais ou menos claro na figura. Os mecanismos focais

dos terremotos gerados nas placas em subducção refletem, pelo menos em parte, a resistência

Figura 9.16: Nas margens continentais do tipo andino, toda a borda continental é deformada. Terremotos rasos, com profundidade de até 30 km e com escor-regamento reverso, são comuns.



que o manto sublitosférico oferece ao mergulho da placa oceânica. Essa resistência depende do

comportamento reológico do material do manto, que é assunto da próxima aula. Os autores

pedem um pouco de paciência aos leitores até que se possa explicar a origem dos diferentes

mecanismos focais dos sismos produzidos na placa em subducção.

9.4 A tectônica sobre a esferaO movimento das placas tectônicas ocorre, com boa aproximação, sobre uma esfera.

As placas foram definidas como segmentos irregulares de calotas esféricas que se movimentam,

umas em contato com as outras, sobre o globo terrestre.

O movimento de uma calota sobre uma esfera pode ser sempre descrito por uma rotação

em torno de um eixo que passa pelo centro da esfera. Isso significa que o movimento relativo

entre duas camadas sobre uma esfera pode ser descrito como uma rotação em torno de um eixo

apropriado. Esse resultado é conhecido como teorema de Euler. Em 1967, McKenzie e Parker2

aplicaram o teorema de Euler para determinar o polo de rotação da placa do Pacífico em

relação à placa da América do Norte, usando como observação as direções de escorregamento

da falha de Santo André, na Califórnia, e da falha que deu origem ao terremoto do Alaska em

1967 (terremoto da ilha de Kodiak). O polo de rotação obtido (50° N e 85° W) fixa o movi-

mento relativo das duas placas e todas as direções de escorregamento de falhas dos terremotos

na placa do Pacífico, que deveriam ocorrer ao longo de círculos paralelos traçados em torno

desse polo. O resultado foi comparado com as direções de escorregamento obtidas da solução

de mecanismo focal de 80 terremotos confirmando a previsão. O mesmo resultado foi obtido

para as outras regiões do globo terrestre.

A orientação de um limite de placa em relação ao seu polo de rotação determina a natureza

do movimento nesse limite. No caso de limites paralelos aos círculos paralelos traçados em

torno do polo de rotação, o movimento relativo entre as placas é transformante. Se o limite de

placa for perpendicular aos paralelos, o movimento relativo é divergente ou convergente.

A aplicação do teorema de Euler fornece um critério objetivo para reconstruções paleoge-

ográficas feitas assumindo-se como válida a teoria da tectônica de

placas. A reconstrução da posição da América do Sul, do Norte, da

Europa e da África formando um único continente a 290 Ma, feita

por Bullard e colaboradores3, foi obtida dessa forma.

2 D.P. McKenzie, R.L Parker, 1967, “The North Pacific: an example of tectonics on a sphere. Nature, 216, 1276-1280.

3 E.C. Bullard, J.E.Everett, A.G. Smith, 1965, “The fit of continents around the Atlantic”. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, A-258, 41-51.


Geofísica

9.5 ConclusãoO conjunto de evidências geofísicas e geológicas apresentadas em favor da teoria da

tectônica de placas está longe de ser completo. No entanto, espera-se que os argumentos

apresentados tenham mostrado que essa teoria foi proposta de forma coerente, permitindo fazer

uma série de previsões, que foram, posteriormente, confirmadas pela observação, e permitiu

também compreender de forma unificada observações geológicas, geofísicas, paleontológicas e

paleoclimáticas, que, de outra forma, seriam difíceis de serem interpretadas em conjunto.

Referências E. C. Bullard, J.E. EvErEtt, A. G. Smith, 1965, The fit of continents around the Atlantic.

London, A-258, 41-51.

D. P. mckEnziE, R.L. ParkEr; The North Pacific: an example of tectonics on a sphere.

Nature, 1276-1280.

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