Tectônica de Placas e Arcos Insulares

O estudo da tectónica de placas teve início na década de 1950 e 1960 com a análise da morfologia dos fundos oceânicos, identificando estruturas como dorsais oceânicas, fossas oceânicas e planícies abissais.

Em 1961, foram descobertas anomalias magnéticas no fundo do oceano, que corroboraram a ideia da expansão dos fundos oceânicos proposta por Harry Hess em 1962.

Vine e Matthews, em 1963, propuseram o modelo geral da tectónica de placas, incluindo a formação da litosfera oceânica nas dorsais e a sua destruição nas zonas de subducção. J.T. Wilson, em 1965, identificou as falhas transformantes como um terceiro tipo de limite de placas.

A convecção no manto terrestre é uma das forças responsáveis pelo movimento das placas tectónicas. A litosfera oceânica mais densa mergulha no manto na zona de subducção, “puxando” as placas restantes (Slab Pull). A expansão da litosfera oceânica nas dorsais também contribui para o movimento das placas tectónicas (Ridge Push).

Os limites convergentes entre placas tectónicas são caracterizados por zonas de subducção, onde uma placa mergulha sob a outra, ou por colisões entre placas continentais, formando cadeias de montanhas. Há três tipos principais de convergência: oceano-oceano, oceano-continente e continente-continente.

Formações vulcânicas que surgem no fundo oceânico e que podem eventualmente emergir, formando ilhas.

A parte mais profunda de uma zona de subducção, onde a placa mergulhante começa a ser subduzida.

Uma estrutura geológica que se forma na margem do arco insular, devido à acumulação de sedimentos e rochas deformadas.

Uma bacia rasa que se desenvolve entre o arco vulcânico e o prisma de acreção.

Uma bacia que se desenvolve atrás do arco insular, sujeita a forças de distensão.

A profundidade dos fundos oceânicos aumenta com a idade da litosfera oceânica devido ao arrefecimento e aumento da sua densidade.

Zonas de fratura onde as placas deslizam lateralmente, sem convergência ou divergência, e sem criar ou destruir litosfera.

As falhas transformantes, geralmente verticais, são paralelas à direção do movimento das placas tectónicas.

As falhas transformantes conectam limites convergentes e divergentes, sem vulcanismo, mas com sismos.

O movimento relativo das placas tectónicas é um dos fatores principais para a ocorrência de sismos nos limites transformantes.

A colisão entre duas placas continentais é chamada de colisão continente-continente. A crusta oceânica entre elas é completamente subduzida, levando à formação de cadeias de montanhas. A ausência de fossas oceânicas é uma característica distintiva, com as placas 'coladas' por cadeias de montanhas.

A formação da crusta oceânica nas dorsais oceânicas ocorre por meio de um processo de fusão parcial do manto, seguida pela ascensão e cristalização do magma.

Os limites divergentes representam um afastamento entre placas, sendo encontrados principalmente nas dorsais oceânicas. Nesses locais, a formação de nova crusta oceânica impulsiona o movimento das placas.

A crusta oceânica é composta por diversas camadas, incluindo uma camada superficial de basalto, uma camada intermediária de gabros e uma camada inferior de peridotitos. Essa estrutura varia de acordo com a idade da crusta.

A crusta oceânica se forma em áreas de atividade vulcânica nas dorsais oceânicas, alimentadas por magma proveniente do manto. Esse processo de formação envolve o resfriamento e a cristalização do magma.