Outro tipo de relevo oceânico onde ocorrem fenómenos sísmicos e vulcânicos é um conjunto de alinhamentos de ilhas vulcânicas que se encontram associadas a uma fossa submarina paralela ao alinhamento das ilhas que constituem o arco insular, onde as profundidades podem ultrapassar os 10000 m.
Este tipo de relevos, frequentes em muitas zonas oceânicas,aparecem,muitas vezes, devido a fenómenos gravíticos,uma vez que à medida que nos afastamos da dorsal a litosfera ocêanica, ao ficar mais fria, torna-se mais pesada, ficando mais densa que a astenosfera, que, tendo uma composição química próxima, está no entanto mais quente. Devido a este tipo de relação entre densidades das duas zonas, o equilíbrio torna-se mais instável, fazendo com que a existência de uma fractura no oceano permita que um dos bordos da placa bascule e mergulhe na astenosfera, onde será incorporada progressivamente.
A integração desta litosfera fria e densa numa zona onde a temperatura é muito superior origina fenómenos de fusão parcial quer ao nível do manto da placa mergulhante, quer do manto da placa subjacente que vão originar magmas de menor pH (mais ácidos) e de menor densidade que ascendem à superfície, originando um arco insular vulcânico. Pode citar-se, por exemplo, o caso das ilhas Mariana
Fig 1. Ilhas Mariana
Riftes continentais
Além dos fenómenos associados ao vulcanismo das dorsais, existe outro processo que permite compensar a destruição da litosfera oceânica que ocorre nas zonas de subducção. Este processo consiste na abertura de riftes continentais (rifting). Sob o efeito de uma distensão brutal da crusta continental, esta fragmenta-se em porções separadas por falhas normais, verificando-se o abatimento dos blocos correspondentes. A ocorrência desta estruturas de deformação é reveladora da existência de esforços distensivos. Em profundidade, a crusta, que está sujeita a um estiramento em regime dúctil, permite a subida de material mantélico.
Se os esforços distensivos continuarem e o estiramento se prolongar, a crusta continental fica cada vez mais fina, sendo injectada com materiais básicos com proveniência no manto superior, agora mais próximo da superfície, formando-se um tipo de crusta oceânica que vai progressivamente substituindo a crosta continental,acabando o mar por invadir esta fossa.
Fig 1. Processo de abertura de um rifte continental em África.
Os riftes continentais apresentam-se sob a forma de fossas tectónicas de afundimento rápido, muito estreitas e com elevada deposição sedimentar.
Estas fossas estreitas e alongadas são limitadas por falhas normais. Estas falhas, com rejeito vertical, predominam nos centros de acreção, a partir dos quais se verifica a divergência entre as placas tectónicas. Nestes locais, origina-se um bloco central, denominado graben ou fossa tectónica, limitado por falhas normais, que abate quando se verifica a divergência entre placas litosféricas. Os grabens originam um vale alongado limitado por estruturas salitentes denominadas horsts.
Se o processo distensivo continuar a actuar, a fissura crustal alarga-se, originando um golfo pérsico, o que implica acreção oceânica, formando-se, uma dorsal oceânica.
Bacias Sedimentares
Uma bacia sedimentar corresponde a uma depressão topográfica, de origem tectónica, ocupando, por vezes, áreas muito vastas na crusta terrestre. Estas depressões são preenchidas por depósitos constituídos, essencialmente, por rochas sedimentares,embora possam também existir rochas vulcânicas.
A existência destas estruturas geológicas implica, geralmente, um abatimento da litosfera, designado, de um modo geral, por subsidência. Actualmente, o termo subsidência, tende a ser usado num sentido mais alargado, não estando associado nem à velocidade nem ao ritmo de enchimento, nem tão-pouco à profundidade de deposição.
As bacias sedimentares podem ser agrupadas em três categorias principais, de acordo com a sua evolução. Assim, podemos ter bacias cuja evolução é:
- controlada pelo adelgaçamento litosférico. São incluídas neste tipo as fossas de afundimento(riftes) e as bacias sedimentares associadas às margens progressivas;
- determinada pelo arrefecimento da litosfera, tanto de natureza continental como oceânica;
- controlada principalmente pela geometria, mais concretamente pela flexão da litosfera, tanto oceânica(subducção) como continental (bacias frontais).
Cadeias Montanhosas
Uma das situações resultantes de fenómenos decorrentes dos movimentos horizontais da litosfera, relaciona-se com a existência de esforços compressivos devidos a situações de convergência de placas. Sempre que o processo de convergência de placas não é equilibrado por um processo de subducção total, passam a existir esforços distensivos, levando à ocorrência de processos de formação que começam por afectar as zonas mais frágeis da crusta. Se a deformação continuar a ocorrer, obtém-se uma verdadeira cadeia montanhosa.
Cadeias intracontinentais
Aparecem sob a forma de cadeias isoladas no meio de uma plataforma continental ou associadas a grandes cadeias resultantes de fenómenos de colisão (compressivos).
Estas estruturas podem aparecer sob a forma de cadeias autónomas no seio de uma plataforma, correspondendo, por exemplo, um caso de um simples arqueamento dessa plataforma. A maioria das cadeias incluídas nesta categoria situa-se ao nível de um acidente tectónico preexistente que represente uma zona perticular de fragilidade, como falhas, zonas transformantes ou fossas de afundimento.
Também podem ocorrer associadas às grande cadeias resultantes de fenómenos de colisão continental. Tal facto deve-se à persistência do regime compressivo, após a edificação do núcleo destas grandes cadeias, o que leva à cadeia de colisão que está a concluir a sua formação.
Os Pirinéus são cadeias montanhosas que foram edificadas sobre uma zona de fragilidade que se originou durante o Triásico. O movimento da Península Ibérica e o seu papel no levantamento dos Pirinéus está, ainda hoje, longe de ser completamente interpretado. Trata-se de uma zona de encontro entre dois fragmentos de litosfera, a grande placa Europeia e a microplaca Ibérica. No princípio da era Mesozóica, há cerca de 250 M.a, a Península Ibérica encontrava-se junto à Europa, de tal maneira que o golfo da Biscaia permanecia ainda fechado.
Cadeias montanhosas de margem
Das cadeias montanhosas que se destacam ao nível do nosso planeta, podemos referir a cordilheira dos Andes e dos Himalaias.
- No caso dos Himalaias, não se verifica a existência de fenómenos de vulcanismo;
- No caso dos Andes, existem fenómenos de vulcanismo activo;
De acordo com os vários tipos de margem e a forma como se verifica a colisão, podemos referir como estruturas geológicas resultantes deste tipo de processos as cadeias de subducção, cadeias de obducção e cadeias de colisão.
- Cadeias resultantes de processos de subducção
As cadeias de subducção aparecem na vertical de uma superfície de subducção, sempre que nesse local ocorram regimes compressivos.Nestas zonas, a maioria dos hipocentros estava distribuída segundo superfícies com inclinação variável, mas sempre dirigida para o interior dos continentes. Estas superfícies, designadas por subducção, são hoje muito importantes para determinar com precisão o perfil da placa que penetra no manto.
Os Andes peruanos constituem um bom exemplo de uma cadeia de margem continental exclusivamente ligada à subducção da litosfera oceãnica sob a margem continental. Um dos exemplos que podem ser enquadrados como um caso de cadeias de subducção é a cordilheira andina, na zona do Peru Meridional e da Bolívia Setentrional.
Fig 1. Andes: cadeia motanhosa resultante de processos de subducção.
- Cadeias resultantes de processos de obducção
As cadeias de obducção acontecem devido a um processo inverso da subducção, ou seja, a crosta oceânica cavalga sobre a crosta continental. Os fenómenos de obducção são geralmente testemunhados pela presença de ofiolitos, que são interpretados como fragmentos laminados da crusta oceânica, erguidos e incorporados numa determinada cadeia montanhosa, no momento do seu dobramento.
Um caso que pode ser referenciado como sendo originado através de um processo de obducção situa-se na Península Arábica, onde aparece a cadeia de Omã.
Leg: A-placa continental; B-placa oceânica
-Cadeias resultantes de processos de colisão
Devem-se a regimes tectónicos compressivos,resultando da colisão entre duas placas litosféricas da mesma natureza (continental) cujas margens estavam anteriormente separadas por litosfera oceânica. As cadeias passam por dois estádios principais: desaparecimento da crusta oceânica e colisão entre as margens continentais.
Um dos exemplos mais interessantes são os Himalaias, que sendo as montanhas mais altas do nosso planeta são igualmente as mais jovens. Os Himalaias resultam de um fenómeno de convergência entre uma margem continental e uma outra da mesma natureza (placa Indiana e Euro-Asiática). Tal processo levou ao desenvolvimento de relevos espectaculares devido a enormes esforços compressivos e à residência ao afundimento por parte da placa Indiana. Este tipo de cadeias de montanhas, também referidas de colisão intercontinental, resultam da aproximação e posterior colisão de duas margens continentais anteriormente separadas por um espaço com litosfera oceânica.
Fig 1. Himalaias
