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4.8: Terremotos e Tectônica de Placas - Geociências


Um terremoto é o tremor causado pela ruptura (quebra) e subsequente deslocamento de rochas (um corpo de rocha se movendo em relação a outro) abaixo da superfície da Terra.

Um corpo de rocha que está sob tensão torna-se deformado. Quando a rocha não consegue mais suportar a deformação, ela se quebra e os dois lados deslizam um sobre o outro. Como a maioria das rochas é forte (ao contrário da areia solta, por exemplo), ela pode suportar uma quantidade significativa de deformação sem quebrar. Mas toda rocha tem um limite de deformação e irá romper (quebrar) assim que esse limite for atingido. Nesse ponto, no caso de rochas dentro da crosta, a rocha se quebra e há deslocamento ao longo da superfície de ruptura. A magnitude do terremoto depende da extensão da área que quebra (a área da superfície de ruptura) e da quantidade média de deslocamento (deslizamento).

A maioria dos terremotos ocorre perto dos limites das placas, mas não necessariamente bem em um limite e não necessariamente mesmo em uma falha pré-existente. A distribuição de terremotos em todo o mundo é mostrada na Figura ( PageIndex {1} ). É relativamente fácil ver as relações entre os terremotos e os limites das placas. Ao longo de limites divergentes como a crista mesoatlântica e o East Pacific Rise, terremotos são comuns, mas restritos a uma zona estreita perto da crista, e consistentemente em menos de 30 km de profundidade. Terremotos superficiais também são comuns ao longo de falhas de transformação, como a Falha de San Andreas. Ao longo das zonas de subducção, os terremotos são muito abundantes e estão cada vez mais profundos no lado terrestre da zona de subducção.

Terremotos também são relativamente comuns em alguns locais intraplaca. Alguns estão relacionados ao acúmulo de estresse devido ao riftamento continental ou à transferência de estresse de outras regiões, e alguns não são bem compreendidos. Exemplos de regiões de terremotos intraplacas incluem a área do Grande Vale do Rift na África, a região do Tibete na China e a área do Lago Baikal na Rússia.

Terremotos em limites divergentes e transformados

A Figura ( PageIndex {2} ) fornece uma visão mais detalhada da magnitude (M) 4 e terremotos maiores em uma área de limites divergentes na região mesoatlântica perto do equador. Aqui, como vimos na seção 4.5, os segmentos da dorsal mesoatlântica são compensados ​​por algumas longas falhas de transformação. A maioria dos terremotos está localizada ao longo das falhas de transformação, em vez de ao longo dos segmentos de propagação, embora haja grupos de terremotos em alguns dos limites de transformação da crista. Alguns terremotos ocorrem em cristas que se espalham, mas tendem a ser pequenos e raros por causa das temperaturas relativamente altas das rochas nas áreas onde a propagação está ocorrendo. Terremotos ao longo de fronteiras divergentes e transformadas tendem a ser rasos, pois a crosta não é muito espessa.

Terremotos em limites convergentes

A distribuição e a profundidade dos terremotos no Pacífico Norte são mostradas na Figura ( PageIndex {3} ). Nesta região, a Placa do Pacífico está subduzindo sob a Placa da América do Norte, criando a Fossa das Aleutas e as Ilhas Aleutas. Terremotos superficiais são comuns ao longo da trincheira, mas também há atividade sísmica significativa que se estende por várias centenas de quilômetros, à medida que a placa subdutora continua a interagir em profundidade com a placa superior. Os terremotos ficam mais profundos com a distância da trincheira; observe no painel esquerdo da Figura ( PageIndex {3} ) que conforme você se move ao longo do transecto do ponto a ao ponto b, há uma tendência de aumento da profundidade do terremoto. Isso revela que é a placa do Pacífico que está se movendo para o norte e sendo subduzida.

A distribuição dos terremotos na área do limite da placa Índia-Eurásia é mostrada na Figura ( PageIndex {4} ). Esta é uma fronteira convergente continente-continente e geralmente se presume que, embora a placa da Índia continue a se mover para o norte em direção à placa da Ásia, não há subducção real ocorrendo. Existem falhas de transformação em ambos os lados da Placa da Índia nesta área.

Toda a região do norte da Índia e sul da Ásia é muito sismicamente ativa. Terremotos são comuns no norte da Índia, Nepal, Butão, Bangladesh e partes adjacentes da China e em todo o Paquistão e Afeganistão. Muitos dos terremotos estão relacionados às falhas de transformação em ambos os lados da placa da Índia, e a maioria dos outros está relacionada ao aperto tectônico significativo causado pela convergência contínua das placas da Índia e da Ásia. Esse aperto fez com que a placa da Ásia fosse empurrada por cima da placa da Índia, elevando o Himalaia e o planalto do Tibete a alturas enormes.


* ”Physical Geology” por Steven Earle usado sob uma licença internacional CC-BY 4.0. Baixe este livro gratuitamente em http://open.bccampus.ca


Capítulo 10 Em solo instável: entendendo terremotos

Os alunos leem sobre o terremoto de San Francisco em 1906 e estudam a relação desse evento com a fronteira de falha de transformação ao longo da costa oeste da Califórnia. Os alunos desenvolvem um modelo físico da zona de falha de San Andreas e exploram modelos de computador usados ​​por cientistas para prever quando e onde ocorrerão terremotos.

Capítulo 11 Dragões Adormecidos: Vulcões da Zona de Subdução

Os alunos examinam a relação dos vulcões Cascade em Washington, Oregon e Califórnia com a zona de subducção ao longo da costa noroeste e aprendem como os cientistas monitoram as mudanças sob um vulcão que podem sinalizar uma erupção iminente nos vulcões Cascade, combinados com dados de monitoramento atuais, para avaliar o risco associado a viver perto de vulcões como o Monte Rainier.

Capítulo 12 Pistas no fundo do oceano: limites divergentes

Os alunos exploram o processo de propagação do fundo do mar que ocorre ao longo da Cadeia do Atlântico Médio, procurando padrões em mapas de distribuição de terremotos, topografia do fundo do mar, idade da crosta oceânica e dados paleomagnéticos. Eles reúnem o que aprenderam sobre os processos de placas tectônicas que ocorrem ao longo de fronteiras de placas divergentes, convergentes e transformadoras.

Conteúdo em EDC Earth Science Unit 4 - Plate Tectonics é organizado em atividades, da seguinte forma:


As placas são grandes pedaços das poucas centenas de quilômetros superiores da Terra que se movem mais ou menos como uma única unidade. É mais fácil pensar em placas como "rascunhos" rígidos flutuando no manto, mas algumas placas também têm alguma deformação interna. No entanto, é claro que a deformação mais ativa das placas ocorre ao longo de seus limites, onde interagem com outras placas.

A espessura precisa de uma placa varia de um lugar para outro, mas fora das margens da placa, as placas têm geralmente cerca de 100-200 km de espessura.

Anteriormente, descrevemos a estrutura da Terra usando diferenças químicas na estrutura para identificar a crosta, o manto e o núcleo. As placas são definidas não por diferenças químicas, mas pela força da rocha, e são compostas da crosta e da parte superior do manto.

O limite inferior preciso de uma placa depende da temperatura do material do manto. Por volta de 1300ºC o material típico do manto começa a derreter e amolece dramaticamente. Chamamos essa parte do manto astenosfera, para indicar que é uma zona fraca, que & quotdecopla & quot a placa do manto sobrejacente (na verdade, há sem dúvida algumas forças & quotdrag & quot que agem entre os dois, mas a litosfera pode mover-se independentemente do mais profundo manto.


4.2 Terremotos e placas tectônicas

A distribuição dos terremotos em todo o globo é mostrada na Figura 11.7. É relativamente fácil ver as relações entre os terremotos e os limites das placas. Ao longo de limites divergentes como a crista mesoatlântica e o East Pacific Rise, terremotos são comuns, mas restritos a uma zona estreita perto da crista, e consistentemente em menos de 30 km de profundidade. Terremotos superficiais também são comuns ao longo de falhas de transformação, como a Falha de San Andreas. Ao longo das zonas de subducção, como vimos no Capítulo 10, os terremotos são muito abundantes e estão cada vez mais profundos no lado terrestre da zona de subducção.

Figura 11.7 Distribuição geral de terremotos globais de magnitude 4 e maior de 2004 a 2011, codificados por cores por profundidade (vermelho: 0-33 km, laranja 33-70 km, verde: 70-300 km, azul: 300-700 km) [ de Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu, usado com permissão]

Terremotos também são relativamente comuns em alguns locais intraplaca. Alguns estão relacionados ao acúmulo de estresse devido ao riftamento continental ou à transferência de estresse de outras regiões, e alguns não são bem compreendidos. Exemplos de regiões de terremotos intraplacas incluem a área do Grande Vale do Rift na África, a região do Tibete na China e a área do Lago Baikal na Rússia.

Terremotos em limites divergentes e transformados

A Figura 11.8 fornece uma visão mais detalhada da magnitude (M) 4 e terremotos maiores em uma área de limites divergentes na região meso-atlântica perto do equador. Aqui, como vimos no Capítulo 10, os segmentos da dorsal mesoatlântica são compensados ​​por algumas longas falhas de transformação. A maioria dos terremotos está localizada ao longo das falhas de transformação, em vez de ao longo dos segmentos de propagação, embora haja grupos de terremotos em alguns dos limites de transformação da crista. Alguns terremotos ocorrem em cristas que se espalham, mas tendem a ser pequenos e raros devido às temperaturas relativamente altas das rochas nas áreas onde está ocorrendo a disseminação.

Figura 11.8 Distribuição dos terremotos de M4 e maiores na área da dorsal mesoatlântica perto do equador de 1990 a 1996. Todos estão a uma profundidade de 0 a 33 km [SE após Dale Sawyer, Rice University, http: // plateboundary .rice.edu]

Terremotos em limites convergentes

A distribuição e a profundidade dos terremotos na área do Caribe e da América Central são mostradas na Figura 11.9. Nesta região, a Placa Cocos está subdividindo sob as Placas da América do Norte e do Caribe (convergência oceano-continente), e as Placas da América do Sul e do Norte estão subdividindo abaixo da Placa do Caribe (convergência oceano-oceano). Em ambos os casos, os terremotos ficam mais profundos com a distância da trincheira. Na Figura 11.9, a Placa da América do Sul é mostrada como sendo subduzida abaixo da Placa do Caribe na área ao norte da Colômbia, mas como não há quase nenhuma atividade de terremoto ao longo desta zona, é questionável se a subducção está realmente ocorrendo.

Figura 11.9 Distribuição de terremotos de M4 e maiores na região da América Central de 1990 a 1996 (vermelho: 0-33 km, laranja: 33-70 km, verde: 70-300 km, azul: 300-700 km) são linhas pesadas, as zonas de subducção são linhas dentadas e as falhas de transformação são linhas leves.) [SE após Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

Existem também vários limites divergentes e de transformação na área mostrada na Figura 11.9, e como vimos na área do meio do Atlântico, a maioria desses terremotos ocorre ao longo das falhas de transformação.

A distribuição dos terremotos com profundidade nas Ilhas Curilas da Rússia no noroeste do Pacífico é mostrada na Figura 11.10. Esta é uma fronteira convergente oceano-oceano. Os pequenos pontos vermelhos e amarelos mostram sismicidade de fundo ao longo de vários anos, enquanto os pontos brancos maiores são choques individuais associados a um terremoto M6.9 em abril de 2009. O terremoto relativamente grande ocorreu na parte superior do limite da placa entre 60 km e 140 km para o interior a partir da trincheira. Como vimos para a zona de subducção Cascadia, é aqui que se prevê a ocorrência de grandes terremotos de subducção.

Na verdade, todos os terremotos muito grandes - M9 ou mais altos - ocorrem nos limites de subducção porque existe o potencial para uma largura maior da zona de ruptura em um limite de inclinação suave do que em um limite de transformação íngreme. Os maiores terremotos em limites de transformação são da ordem de M8.

Figura 11.10 Distribuição de terremotos na área das Ilhas Curilas, Rússia (ao norte do Japão) (Os pontos brancos representam o terremoto M6.9 de abril de 2009. Os pontos vermelhos e amarelos são da sismicidade de fundo durante vários anos antes de 2009.) [SE depois de Gavin Hayes, a partir de dados em http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqarchives/subduction_zone/us2009fdak/szgc/ku6_trench.pdf]

A sismicidade de fundo neste limite convergente, e em outros semelhantes, é predominantemente próximo ao lado superior da placa subdutora. A frequência de terremotos é maior perto da superfície e especialmente em torno da área onde ocorrem grandes terremotos de subducção, mas se estende a pelo menos 400 km de profundidade. Há também atividade sísmica significativa na placa da América do Norte, novamente mais comumente perto da região de grandes terremotos, mas também se estendendo por algumas centenas de quilômetros de distância do limite da placa.

A distribuição dos terremotos na área do limite da placa Índia-Eurásia é mostrada na Figura 11.11. Esta é uma fronteira convergente continente-continente, e geralmente se presume que, embora a placa da Índia continue a se mover para o norte em direção à placa asiática, não há subducção real ocorrendo. Existem falhas de transformação em ambos os lados da Placa da Índia nesta área.

Figura 11.11 Distribuição dos terremotos na área onde a Placa da Índia está convergindo com a Placa da Ásia (dados de 1990 a 1996, vermelho: 0-33 km, laranja: 33-70 km, verde: 70-300 km). (As cristas que se espalham são linhas pesadas, as zonas de subducção são linhas dentadas e as falhas de transformação são linhas leves. A linha dupla ao longo da borda norte da Placa da Índia indica convergência, mas não a subdução. Os movimentos da placa são mostrados em mm / a.) [SE depois de Dale Sawyer, Rice University, http://plateboundary.rice.edu]

Toda a região do norte da Índia e sul da Ásia é muito sismicamente ativa. Terremotos são comuns no norte da Índia, Nepal, Butão, Bangladesh e partes adjacentes da China e em todo o Paquistão e Afeganistão. Muitos dos terremotos estão relacionados às falhas de transformação em ambos os lados da placa da Índia, e a maioria dos outros está relacionada ao aperto tectônico significativo causado pela convergência contínua das placas da Índia e da Ásia. Esse aperto fez com que a placa da Ásia fosse empurrada por cima da placa da Índia, elevando o Himalaia e o planalto do Tibete a alturas enormes. A maioria dos terremotos da Figura 11.11 está relacionada às falhas de empuxo mostradas na Figura 11.12 (e a centenas de outras semelhantes que não podem ser mostradas nesta escala). A falha de empuxo mais ao sul na Figura 11.12 é equivalente à Falha de Limite Principal na Figura 11.11.

Figura 11.12 Diagrama esquemático da fronteira convergente Índia-Ásia, mostrando exemplos dos tipos de falhas ao longo das quais os terremotos estão focados. O devastador terremoto no Nepal, em maio de 2015, ocorreu ao longo de uma dessas falhas de impulso. [SE após D. Vouichard, de um documento da Universidade das Nações Unidas em: http://archive.unu.edu/unupress/unupbooks/80a02e/80A02E05.htm]

Há uma concentração muito significativa de terremotos superficiais e profundos (maiores que 70 km) na parte noroeste da Figura 11.11. Este é o norte do Afeganistão e, em profundidades de mais de 70 km, muitos desses terremotos ocorrem dentro do manto, e não na crosta. É interpretado que esses terremotos profundos são causados ​​pela subducção para noroeste de parte da placa da Índia abaixo da placa da Ásia nesta área.

Exercícios

Exercício 11.1 Terremotos na Colúmbia Britânica

Este mapa mostra a incidência e magnitude dos terremotos na Colúmbia Britânica ao longo de um mês em março e abril de 2015.

1. Qual é a provável origem dos terremotos entre as placas Juan de Fuca (JDF) e Explorer?


Mapa Este planeta dinâmico: mapa mundial de vulcões, terremotos, crateras de impacto e placas tectônicas

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3-2 Placa Tectônica

Conforme descrito na Seção 10.1, o conceito de deriva continental foi concebido por Alfred Wegener há pouco mais de 100 anos. Neste curso, não vamos nos concentrar nas teorias que existiam antes das placas tectônicas, mas vale a pena ler sobre a deriva continental na Seção 10.2. Conforme descrito na Seção 10.3, ocorreu uma revolução na ciência geológica entre os anos 1930 e meados dos anos 1960.

Complete o Exercício 10.1 (Seção 10.2) para ajudá-lo a entender o raciocínio de Wegener.

Uma das razões pelas quais a teoria de Wegener foi amplamente ignorada por 50 anos é que ela se baseou em uma série de propriedades da Terra que simplesmente não eram compreendidas na época. Por exemplo, Wegener pensava que os continentes se moviam porque eram empurrados sobre o material rochoso subjacente, mas ele não conseguia explicar a força que poderia estar empurrando, e não conseguia explicar como qualquer força conhecida poderia superar a enorme quantidade de fricção. Embora agora saibamos que a astenosfera é uma camada relativamente fraca ao longo da qual as placas podem deslizar, e também que a convecção no manto fornece um pouco do impulso, Wegener e seus contemporâneos não tinham esse conhecimento.

A seção 10.3 fornece um resumo de alguns dos avanços importantes na geologia global que foram feitos durante a primeira parte do século XX. Leia essa seção com atenção, certificando-se de compreender os seguintes pontos:

  • No início dos anos 1950, usando dados de orientação magnética, foi mostrado que quando as rochas antigas na Europa foram depositadas, as posições dos pólos magnéticos eram diferentes do que são agora. Em primeiro lugar, pensava-se que era o resultado de uma “errância polar”, mas os geólogos posteriores perceberam que esse fenômeno era mais consistente com o conceito de continentes em movimento (Figura 10.6).
  • Durante a primeira metade do século 20, nossa compreensão da topografia do fundo do mar aumentou dramaticamente. Esse conhecimento levou à descoberta de dorsais meso-oceânicas, trincheiras profundas ao longo das bordas continentais e cadeias de montanhas submarinas (Figura 10.8). Embora essas características não tenham sido totalmente compreendidas no início, agora sabemos que elas estão respectivamente relacionadas à propagação do fundo do mar em limites divergentes, subducção em limites convergentes e vulcanismo, onde uma placa se move lentamente sobre uma pluma de manto.
  • A aplicação de sondagem sísmica em amplas áreas do fundo do mar permitiu aos geólogos mapear as diferenças na espessura dos sedimentos do fundo do mar e ver que, embora os sedimentos sejam espessos na maior parte do oceano, eles são muito finos em áreas próximas a as dorsais meso-oceânicas (Figura 10.9). Agora sabemos que essas diferenças podem ser explicadas pelo fato de que o fundo do mar nessas áreas é muito jovem e não se passou tempo suficiente para o acúmulo de sedimentos espessos.
  • Na década de 1950, as medições do fluxo de calor através do fundo do mar mostraram que uma quantidade de calor maior do que a média era produzida nas áreas de cristas do que em outros lugares, e que menos calor era produzido nas áreas próximas às trincheiras. Este fenômeno foi interpretado como a existência de convecção dentro do manto, conforme mostrado na Figura 3-3.

Figura 3-3. Uma representação das diferenças no fluxo de calor através da crosta oceânica e a relação com a convecção do manto e as placas tectônicas.

© Steven Earle. Usado com permissão.

  • O desenvolvimento de redes de estações sísmicas, entre as décadas de 1930 e 1950, possibilitou um posicionamento relativamente preciso (localização e profundidade) dos locais sísmicos. Foi mostrado que, embora a maioria dos terremotos seja superficial, eles se aprofundam progressivamente na costa a partir das trincheiras oceânicas, conforme ilustrado na Figura 10.10.
  • Nas décadas de 1950 e 1960, a aquisição de dados magnéticos dos oceanos mostrou um padrão complexo de regiões magnéticas altas e baixas no que era conhecido como rocha de composição basáltica muito consistente (Figura 10.11). Embora não tenha sido compreendido a princípio, em 1963, Vine, Matthews e Morely argumentaram que esses padrões eram o resultado da formação de uma nova crosta do fundo do mar durante épocas de magnetismo normal e reverso.
  • Também em 1963, geólogos descobriram que a idade das ilhas havaianas aumentava sistematicamente com a distância dos vulcões ainda ativos na ilha grande, o que levou ao conceito de que um ponto quente estacionário (pluma de manto) existia abaixo da ilha grande, e que a crosta do fundo do mar do Pacífico estava se movendo sobre o topo dessa fonte de vulcanismo (Figura 10.13).
  • Finalmente, em 1965, um novo tipo de falha - chamado de falha de transformação- foi descrito e explicado como sendo causado por placas em movimento. As falhas de transformação são comuns ao longo das cristas de expansão (Figura 10.15), mas também estão presentes na terra, onde estão associadas a riscos significativos de terremoto.

No Exercício 10.2, você pode ver por si mesmo como as idades das ilhas havaianas variam com a localização.

A conclusão do Exercício 10.3 deve ajudá-lo a compreender as falhas de transformação e também o processo pelo qual a crosta do fundo do mar se torna magnetizada de forma variável.

A teoria das placas tectônicas finalmente se tornou amplamente aceita em meados da década de 1960, principalmente como resultado das evidências convincentes de Vine, Matthews e Morely, e do trabalho de Tuzo Wilson em pontos críticos e falhas transformadoras. Wilson também desempenhou um papel importante no mapeamento dos limites entre as placas na superfície da Terra, mostrando como essas placas se moviam e descrevendo os vários processos que ocorrem em diferentes tipos de limites de placas. A Figura 10.16 é um mapa moderno das placas, suas direções e taxas de movimento e os tipos de limites entre elas. Existem mais de 20 placas diferentes e você deve saber os nomes e extensões aproximadas das sete placas principais. Uma maneira simples de aprender esses nomes e locais é desenhar aproximadamente seus limites, conforme mostrado na Figura 3-4. Comece com (1) uma linha curva no meio do Oceano Atlântico. Separe a América do Sul da América do Norte (2) e a Eurásia da África (3). Desenhe uma fronteira através do Oceano Índico e separe a Índia e a Austrália da Ásia (4). Desenhe uma linha geralmente ao redor do Oceano Pacífico (5) e, por fim, desenhe uma linha ao redor da Antártica (6).

Figura 3-4. Limites aproximados das sete placas principais.

© Steven Earle. Usado com permissão.

Exercício: Sem olhar para a Figura 3-4, desenhe os limites das sete placas principais no mapa a seguir. (Se necessário, siga as instruções abaixo do mapa.) Depois de terminar, consulte a Figura 10.16 no livro e adicione setas para mostrar os movimentos aproximados da placa.

Comece com uma linha curvilínea no meio do Oceano Atlântico. Separe a América do Sul da América do Norte e a Eurásia da África. Desenhe uma fronteira através do Oceano Índico e separe a Índia e a Austrália da Ásia. Desenhe uma linha geralmente ao redor do Oceano Pacífico e, por fim, desenhe uma linha ao redor da Antártica.

Para entender as placas tectônicas, é importante saber o que placa é. Conforme mostrado na Figura 10.17, as placas tectônicas não são apenas compostas de crosta continental ou oceânica, mas também incluem a parte litosférica (“rígida”) subjacente do manto. Este pacote de crosta mais manto litosférico - que tem cerca de 100 km de espessura em média - é conhecido como litosfera, que desliza pela parte superior da astenosfera quando uma placa se move.

A seção 10.4 descreve os processos que ocorrem nos limites das placas, começando com limites divergentes (propagação) onde a nova crosta oceânica é formada. A chave para esse processo é a ressurgência relacionada à convecção da rocha do manto quente e o derretimento descompressivo de parte (cerca de 10%) dessa rocha a 60 km do fundo do mar (Figura 10.18). A Figura 10.19 fornece um resumo dos tipos de rochas produzidas neste ambiente, que incluem gabro em profundidade, diques máficos no meio e basaltos em almofada próximos ao fundo do mar.

A Figura 10.20 ilustra o processo que se acredita ser responsável pela divisão de continentes e pela formação de novas fronteiras de disseminação. Certifique-se de compreender este processo.

As Figuras 10.21, 10.22 e 10.23 mostram duas placas movendo-se uma em direção à outra em um limite convergente. Antes de prosseguir com isso, você precisa estar ciente de que as placas tectônicas nunca têm uma lacuna entre elas, uma vez que se movem uma em direção à outra e eventualmente colidem. Limites convergentes podem se formar dentro das placas e são mais prováveis ​​de ocorrer na interface oceano-continente dentro de uma placa que inclui crosta oceânica e continental. Por exemplo, a placa da América do Norte inclui a crosta continental da América do Norte e a crosta oceânica do Oceano Atlântico ocidental. Ao longo da costa leste da América do Norte, existe uma transição entre a crosta continental e oceânica, conforme ilustrado na Figura 3-5 (à esquerda). Ambas as partes estão sendo empurradas para o oeste, espalhando-se ao longo da dorsal mesoatlântica, que é chamada de margem passiva. Em algum momento no futuro distante, as litosferas oceânicas e continentais poderiam se separar e a subducção poderia começar ao longo desta fronteira (Figura 3-5 à direita). É provável que isso se deva ao acúmulo de sedimentos ao longo da fronteira, conforme descrito em mais detalhes no final da Seção 10.4.

Figura 3-5. Representação da margem passiva entre as partes continentais e oceânicas da placa da América do Norte no momento (à esquerda) e como isso pode mudar para um limite de subducção em um futuro distante (à direita).

© Steven Earle. Usado com permissão.

Na Seção 10.4, leia atentamente todo o material sobre limites convergentes. Alguns dos pontos importantes são que a água da crosta subdutora contribui para o derretimento na rocha do manto quente sobreposta, e que a tensão compressiva de convergência leva à falha e deformação, não apenas na crosta continental, como é mostrado na Figura 10.22, mas também na crosta oceânica em ambos os lados da fronteira.

Como já mencionado, a maioria das falhas de transformação existem em cristas de propagação, onde formam os limites entre os segmentos de crista compensados. Eles também formam os limites entre as placas, conforme ilustrado na Figura 3-6. Nesta figura, as duas placas foram destacadas em cores diferentes, e você pode ver como os segmentos de crista (linhas duplas brancas) formam o limite da placa em alguns locais, enquanto as falhas de transformação (linhas vermelhas) formam o limite da placa em outros locais . As linhas brancas que se estendem em ambos os lados dos segmentos de crista são chamadas zonas de fratura. Estas zonas não são limites de placa e, desde que as taxas de espalhamento nos vários segmentos de crista sejam semelhantes, nenhum movimento relativo (ou seja, nenhuma falha) ocorre ao longo dessas linhas.

Figura 3-6. A dorsal mesoatlântica entre a África e a América do Sul. Os limites de espalhamento são mostrados como linhas brancas duplas e os limites de transformação são mostrados como linhas vermelhas.

Geologia Física por Steven Earle usada sob uma licença internacional CC-BY 4.0.

Em alguns casos, as fronteiras de transformação cruzam continentes, por exemplo, a Falha de San Andreas. Todas as falhas de transformação são caracterizadas por movimento essencialmente horizontal.

A conclusão do Exercício 10.4 contribuirá para sua compreensão dos limites de transformação.

A parte restante da Seção 10.4 inclui um resumo de algumas mudanças esperadas relativamente recentes e em um futuro próximo na configuração da placa tectônica da Terra. Também inclui uma discussão do Ciclo de Wilson e uma descrição mais completa de como uma margem passiva do oceano-continente pode se transformar em uma fronteira de subducção (Figura 10.26).

Teste sua lembrança dos nomes das placas e sua compreensão dos limites das placas, completando o Exercício 10.5.

A seção 10.5 inclui uma breve discussão sobre os mecanismos de movimento da placa. Embora tenhamos afirmado o tempo todo que a convecção no manto é o condutor crítico das placas tectônicas, alguns fenômenos relacionados existem - incluindo o empurrão gravitacional para longe das áreas de cristas elevadas (empurrão de cume) e a atração gravitacional da crosta oceânica subduzida (tração da laje) - que contribuem para o movimento da placa. Os três processos essenciais para o movimento das placas estão resumidos na Figura 10.29.

Antes de passar para a Seção 3-3 sobre terremotos, responda às perguntas de revisão no final do Capítulo 10.

O Laboratório 5 é sobre o terremoto devastador no Haiti. Se você é um estudante registrado, você pode querer começar a trabalhar nisso enquanto trabalha na Seção 3-3.


Tectônica de placas e terremotos

Um terremoto é causado por um deslize repentino em uma falha. Uma falha é uma fratura ou zona de fraturas entre dois blocos de rocha.

Durante um terremoto, a rocha de um lado da falha repentinamente desliza em relação ao outro. As falhas são mais comumente encontradas em torno da borda das placas, que são blocos de rochas de tamanho continental que compreendem a parte mais externa da Terra.

Essas placas se movem constantemente (embora muito lentamente) a taxas de até quatro polegadas por ano (10 cm / ano), embora a maioria das taxas de deslocamento seja consideravelmente menor. Além disso, a taxa de deslocamento varia em diferentes locais dentro de cada placa.

No limite onde as placas estão colidindo, uma placa é forçada sob a outra placa formando valas profundas. Onde as placas se separam, formam-se cadeias de montanhas.

Uma vez que grandes forças geológicas estão agindo próximo a esses limites de placas, é lógico que esses limites sejam onde ocorre a maioria dos terremotos.

O modo como essas placas tectônicas se movem em relação umas às outras determina o tipo de falha que existe em seu ponto de junção. Existem três tipos básicos de falhas normais, reversas e deslizantes.

A junção onde as placas estão se afastando umas das outras produz uma falha "normal". Não é normal no sentido de ser comum, pois não é o mais comum. A palavra "normal" se refere ao plano de falha geralmente muito íngreme entre dois blocos de terra.

Em um normal falha, os dois blocos estão se afastando um do outro, fazendo com que um dos blocos de falha deslize para cima e o outro para baixo em relação ao plano de falha.

Se os dois blocos de terra estão se movendo em direção um ao outro, a falha resultante é chamada de marcha ré culpa. É aqui que um bloco de terra é forçado para cima e sobre (ou sob) o bloco oposto. Em ambos os casos, há uma mudança na altura de um ou de ambos os blocos de terra.

Uma terceira falha é chamada de deslize culpa. In strike-slip faults the opposing blocks of earth move horizontally opposite to each other. There is no (or very little) vertical movement.

There are also combinations of these basic fault movements as the land can move both horizontally and vertically. However, there is no way to telling the type of fault movement until well after the event is over.

Take it to the MAX! Learn more about the major tectonic plates and their motion.

While any of these three faults can produce extensive damage on land, the reverse fault is the source of most tsunamis.

The scale by which earthquakes are rated is called the Moment Magnitude scale (Mw) It is a measure of the distance a fault moved and the force required to move it.

The Moment Magnitude scale values are logarithmic meaning that with each increase in whole value the amplitude of the ground motion increase by ten. For example, a magnitude 5.0 earthquake is ten times as powerful as a magnitude 4.0 earthquake.

For a magnitude 6.0 earthquake, it is ten times more powerful than a magnitude 5.0 quake but is 100 times stronger than a magnitude 4.0 event.

This logarithmic increase in released energy at the 'strong' and 'great' earthquake levels means that minor increases in magnitude indicate huge jumps in released energy. According to the U.S. Geological Survey, the December 26, 2004 Sumatra earthquake measured a magnitude 9.1.

Three months later, March 28, 2005, another 'great' earthquake occurred on the same fault line as with the earlier quake and measured a magnitude 8.7.

Despite the seemingly small 0.4 difference in magnitude, due to the logarithmic values, the December magnitude 9.1 earthquake was 2½ times MORE powerful than the March 2005 earthquake (and over 125,000 times as powerful as a magnitude 4.0 quake).


Introduction

Our Earth is a dynamic planet, as clearly illustrated on the main map by its topography, over 1,500 volcanoes, 44,000 earthquakes, and 170 impact craters. These features largely reflect the movements of Earth s major tectonic plates and many smaller plates or fragments of plates (including microplates). Volcanic eruptions and earthquakes are awe-inspiring displays of the powerful forces of nature and can be extraordinarily destructive. On average, about 60 of Earth's 550 historically active volcanoes are in eruption each year. In 2004 alone, over 160 earthquakes were magnitude 6.0 or above, some of which caused casualties and substantial damage.

This map shows many of the features that have shaped--and continue to change--our dynamic planet. Most new crust forms at ocean ridge crests, is carried slowly away by plate movement, and is ultimately recycled deep into the Earth--causing earthquakes and volcanism along the boundaries between moving tectonic plates. Oceans are continually opening (for example, Red Sea, Atlantic Ocean) or closing (for example, Mediterranean Sea). Because continental crust is thicker and less dense than thinner, younger oceanic crust, most does not sink deep enough to be recycled, and remains largely preserved on land. Consequently, most continental bedrock is far older than the oldest oceanic bedrock (see back of map).

The earthquakes and volcanoes that mark plate boundaries are clearly shown on this map, as are craters made by impacts of extraterrestrial objects that punctuate Earth's history, some causing catastrophic ecological changes. Over geologic time, continuing plate movements, together with relentless erosion and redeposition of material, mask or obliterate traces of earlier plate-tectonic or impact processes, making the older chapters of Earth's 4,500-million-year history increasingly difficult to read. The recent activity shown on this map provides only a present-day snapshot of Earth's long history, helping to illustrate how its present surface came to be.

The map is designed to show the most prominent features when viewed from a distance, and more detailed features upon closer inspection. The back of the map zooms in further, highlighting examples of fundamental features, while providing text, timelines, references, and other resources to enhance understanding of this dynamic planet. Both the front and back of this map illustrate the enormous recent growth in our knowledge of planet Earth. Yet, much remains unknown, particularly about the processes operating below the ever-shifting plates and the detailed geological history during all but the most recent stage of Earth's development.

PDF Files

In addition to the paper map, which is available for purchase, the USGS is providing PDF files of the map. These files are very large and should be downloaded and viewed in Adobe Reader.

Below: Thumbnail image of the front of the map, which measures 58 by 45 inches, and a figure representative of the materials on the reverse side of the map.

PDF file of the Front Side of the map: high resolution [52 MB] | screen resolution [8 MB]

PDF file of the Reverse Side of the map: high resolution [108 MB] | screen resolution [7 MB]

Ordering Instructions

The two-sided map can be ordered from the USGS Store. On the Map Locator page, enter "This Dynamic Planet" into the Product Name box. A single handling fee is applied to all domestic orders. For international shipping, see the USGS frequently asked questions page. Discounts are available for some groups. For more information call 1-888-ASK-USGS.

The map is also for sale from:
U.S. Geological Survey
Information Services
Box 25286, Federal Center
Denver, CO 80225

New product number 206335.

Linked Websites

Please visit the Smithsonian Institution This Dynamic Planet website. This site provides interactive mapping functions (including zoom), contains additional information not shown on the printed paper map, and includes downloadable PDF files of all map components and HTML pages.

See also the USGS booklet This Dynamic Earth: The Story of Plate Tectonics, which gives background information about the theory of plate tectonics and traces its development.

The USGS also has created a website for teachers: This Dynamic Planet: A Teaching Companion.

Any use of trade, product, or firm names in this publication is for descriptive purposes only and does not imply endorsement by the U.S. Government.

U.S. Department of the Interior | U.S. Geological Survey
URL: pubs.usgs.gov /imap/2800/index.html
Page Contact Information: Katharine S. Schindler
Page Last Modified: Wednesday, 30-Nov-2016 17:39:05 EST


Learning Objectives

After reading this chapter and answering the review questions at the end, you should be able to:

  • Discuss the early evidence for continental drift, and Alfred Wegener’s role in promoting this theory.
  • Describe other models that were used early in the 20th century to understand global geological features.
  • Summarize the geological advances that provided the basis for understanding the mechanisms of plate tectonics, and the evidence that plates and are constantly being created and destroyed.
  • Describe the seven major plates, including their size, motion, and the types of boundaries between them.
  • Describe the geological processes that take place at divergent and convergent plate boundaries, and explain why transform faults exist
  • Explain how supercontinents form and how they break apart.
  • Explain why tectonic plates move.

Plate tectonics is the model or theory that we use to understand how our planet works: it explains the origins of continents and oceans, the origins of folded rocks and mountain ranges, the presence of different kinds of rocks, the causes and locations of earthquakes and volcanoes, and changes in the positions of continents over time. So… everything!

The theory of plate tectonics was proposed to the geological community more than 100 years ago, so it may come as a surprise that an idea underpinning the study of Earth today did not become an accepted part of geology until the 1960s. It took many decades for this theory to become accepted for two main reasons. First, it was a radically different perspective on how Earth worked, and geologists were reluctant to entertain an idea that seemed preposterous in the context of the science of the day. The evidence and understanding of Earth that would have supported plate tectonic theory simply didn’t exist until the mid-twentieth century. Second, their opinion was affected by their view of the main proponent, Alfred Wegener. Wegener was not trained as a geologist, so he lacked credibility in the eyes of the geological community. Alfred Wegener was also German, whereas the geological establishment was centred in Britain and the United States- and Britain and the United States were at war with Germany in the first part of the 20th century. In summary, plate tectonics was an idea too far ahead of its time, and delivered by the wrong messenger.

References

Thordarson, T., and Larsen, G. (2007) Volcanism in Iceland in historical time: Volcano types, eruption styles and eruptive history. Journal of Geodynamics 43, 118–152. Full text


Data Availability Statement

The code to calculate synthetic PDFs for calendar ages is available at http://doi.org/10.5281/zenodo.4074892. The authors declare that all data supporting this study's findings are available within the article, its supplementary information, and Ott et al. ( 2020 ) (Creative Commons Attribution 4.0 International).

Filename Description
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2020AV000315-sup-0005-Second Revision of Manuscript-S04.pdf41.4 MB Second Revision of Manuscript [Accepted]
2020AV000315-sup-0006-Authors Response to Peer Review Comments-S05.pdf1,023.4 KB Authors' Response to Peer Review Comments

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