O documento discute a formação e tipos de margens oceânicas ativas e estáveis, incluindo dorsais meso-oceânicas onde ocorre expansão dos fundos oceânicos e a teoria da tectônica de placas. Explica a estrutura da crosta oceânica e como o movimento das placas tectônicas é impulsionado pela convecção no manto.

1. MARGENS OCEÂNICAS (ACTIVAS E ESTÁVEIS)
Loite Lázaro José
Luís Disse Júnior
Maibeque Francisco João

2. INTRODUÇÃO
As mais variadas formas do relevo, constituem objecto de estudo desde os
primórdios da humanidade, neste último século, foi registado um
considerável avanço geológico . Porém, problemas ainda continuam e
alguns permanecerão para sempre nos domínios das hipóteses e da
especulação, como origem da terra e do universo. A existência desse
trabalho tem por objectivo, com significativo e diversificado conteúdo,
explanar sobre as forças que soerguem vastas áreas da crosta oceânica.
Relaciona-se então a este processo os fenómenos magmáticos vulcânicos,
plutónicos, os terramotos, os dobramentos, os falhamentos, a orogénese e
a epirogénese, a deriva continental e a tectónica de placas.
Se na dorsal oceânica havia contínua criação de placas, e não havia
evidência de que a Terra estivesse aumentando de tamanho, em algum
lugar deveria estar havendo a destruição de material.

3. A CROSTA OCEÂNICA
 A crosta oceânica forma o fundo dos grandes oceanos e difere
essencialmente da crosta continental pela sua pouca espessura e
pela sua ausência de uma camada granítica- gnaissica.

4. ZONAS OCEÂNICAS ESTÁVEIS (PLANÍCIES ABISSAIS)
Planícies abissais são áreas extensas e profundas, de
relevo relativamente plano, que se estende da base das
elevações continentais até os relevos íngremes e
abruptos das cordilheiras oceânicas, em profundidades
superiores a 5000 m. A parte emersa das irregularidades
do relevo das planícies abissais constitui as ilhas
oceânicas.
O relevo oceânico apresenta, ainda uma importante
feição, denominada fossa submarina. As fossas
constituem depressões alongadas e estreitas, com
laterais de altas declividades.

5. SOB UMA ESPESSURA DE SEDIMENTOS TEMOS:
 A crosta oceânica superior, a única que foi atingida e em
parte atravessada por sondagens (a sondagem mais
profunda atravessou cerca de um quilómetro, perto das
ilhas Galápagos, e por baixo de 275m de sedimentos
pliocénico). Tem uma espessura de cerca de 2km, d=2.8 a
2.7, Vp=5km/s. Mostra escoadas basálticas que contem
alguns níveis sedimentares consolidadas.
 A crosta oceânica inferior. Espessura de 5 km, d=2.8 a 2.9,
Vp=7 km/s.

6. CONT.
Encontramos ai na crosta oceânica superior (alternância de sedimentos e
de escoadas basálticas) e a crosta oceânica inferior. Esta apresenta de
cima para baixo (fig. 1):
 uma camada dolerítica maciça, constituída por um enxame denso de
diques basálticos que, sem dúvida, alimentaram o vulcanismo
sobrejacente;
 um conjunto gabróico, com texturas cumulados;
 cumulados ultrabásicos bandados (peridotitos mais ou menos
serpentinizados) que formam a base da costra oceânica, porque mais
abaixo vêm os peridotitos do manto superior, muito diferentes dos
precedentes pela sua textura de tectonitos.
 A paleo–Moho como se verifica por baixo dos continentes, também é
difícil de observar porque todos estes peridotitos estão fortemente
serpentinizados e correspondem a uma zona de deslizamentos
diferenciais entre a crosta e o manto.

7. CONT.

8. A- Corte de uma sequência ofiolitica clássica.
B- Conjunto ofolitico atípico observado em certos sectores
dos Alpes francos italianos. Espessura de corte é cerca de
1 km.
C- O banco de Goringe, ao largo de Portugal, trata se de
um retalho da litosfera oceânica inclinada de cerca de 20
graus e situado perto da fractura Açores – Gibraltar.
Permitiu por observação directa por um submersível,
reconstituir um corte da crosta oceânica atlântica. Os
vulcanitos alcalinos do topo de corte foram implantados
posteriormente e não tem nada a ver com a crosta oceânica

9. DORSAIS OCEÂNICAS
São relevos vulcânicos dos fundos oceânicos com a forma de longas cristas não
muito elevadas que se estendem ao longo dos grandes oceanos. Nessas regiões
não há sedimentos na crosta oceânica inferior.
Dorsais mesooceânicas
As dorsais mesooceânicas são os lugares onde a intensidade vulcânica e da
tectónica do assoalho oceânico profundo é maior. O vale em rífte principal é o
centro da acção. As paredes do vale são falhadas e intrudidas com soleiras e
diques de basalto, e o assoalho dos vales é coberto com derrames de basalto e
blocos de tálus provindo das paredes adjacente misturado com um pouco de
sedimento depositado a partir das águas de superfícies.

11. CONT.
Em muitos locais, as dorsais mesooceânicas e os vales em rift
estão deslocados lateralmente por falhas transformantes.

12. Grandes terramotos ocorrem nessas falhas, a
medida que uma placa desliza em relação a outra. As
rochas colectadas das paredes das falhas
transformantes têm, frequentemente, composições
ricas em olivina do manto, em vez da composição
basáltica típica da costa oceânica. Isso sugere que
os processos magnéticos que originam a crosta
oceânica podem ocorrer menos eficientemente onde
o centro de expansão encontra uma falha.

13. TIPOS DE MARGENS DE PLACAS TECTÔNICAS
A teoria da Tectónica de Placas representa um arcabouço
teórico sólido no qual inúmeras observações da Terra se
combinam para formar um modelo geral da dinâmica de crosta
terrestre, onde a origem e a evolução das feições estruturais
da Terra são resultantes de um sistema de placas litosféricas
em movimento.
As margens entre as placas tectónicas podem assumir, de
uma maneira geral, um carácter divergente, convergente (por
colisão ou subducção) ou transformante.

14. MOVIMENTO DE PLACAS TECTÓNICAS
As placas tectónicas têm-se movimentado ao longo do tempo geológico.
Várias evidências têm mostrado que a velocidade de uma certa placa
tectónica raramente foi constante. De fato, tais movimentos apresentaram
fases de aceleração e/ou desaceleração ao longo do tempo geológico. Os
registos mostram, também, que a velocidade pode variar muito de placa
para placa.
Por exemplo, enquanto a Placa Sul-americana apresenta velocidade entre
2 e 5cm/ ano, a Placa do Pacífico apresenta valores entre 9 e 18cm/ ano.
Acredita-se que tais diferenças de velocidade estão relacionadas, entre
outros factores, à quantidade de crosta existente na placa. Dessa forma, o
movimento das placas sem a presença de crosta continental em suas
bordas (Placa do Pacífico) tenderiam a ser mais rápidas do que aquelas
com a presença de crosta continental, como a da Placa Sul-americana.

15. PLACAS TECTÓNICAS
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 direcções.
As placas contactam umas com as outras ao longo dos
limites de placa, estando estes comummente associados a
eventos geológicos como terramotos e a criação de
elementos topográficos como cadeias montanhosas,
vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões activos
do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a
zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e
activa. Estes limites são apresentados em detalhe mais
adiante.

16. TIPOS DE LIMITES DE PLACAS

17. Oceânico / Continental
Oceânico / Oceânico
Continental / Continental

18. CAUSAS DO MOVIMENTO DAS PLACAS
Movimento das placas; baseado em dados
de satélites GPS (NASA) JPL. Os vectores
mostram a direcção e a magnitude do

19. 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). De alguma forma, esta
energia tem de ser transferida para a litosfera de
forma que as placas se movam.

20. 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 geólogo americano Harry
Hess.
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.
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.

21. EXPANSÃO DOS FUNDOS OCEÂNICOS
Alternância de polaridade
magnética nos 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.

22. 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.

23. A evidência do padrão simétrico de anomalias
magnéticas trazia uma questão importante: “qual
o processo de formação da crosta oceânica que
explica este padrão?” A hipótese do afastamento
do assoalho oceânico e consequente reciclagem
da crosta oceânica
As teorias da época (1961) diziam que as dorsais
mesooceânicas eram zonas de fraqueza da
crosta.

25. CONCLUSÃO
Vivemos sobre um território mutante, palco de
enfrentamento de forças geológicas de diferentes origens
accionadas pela geodinâmica interna e externa e toda
gama de fenómenos relacionados. Ao analisarmos a
tectónica de placas, bem como, a formação das
cordilheiras continentais e das cadeias oceânicas,
reconhecemos que a história não termina com os
fenómenos derivados dos processos geodinâmicos
internos. A erosão e a erostasia continuam, de forma
combinada, a modificar o relevo em suas faixas de
mobilidade crustal. Factos que comprovavam a teoria do
espalhamento do assoalho oceânico.

26. OBRIGADO PELA
ATENCAO !