Arco continental

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Diagrama esquemático da formação de um arco vulcânico continental
Diagrama em corte transversal dos processos magmáticos que ocorrem num arco continental

Arco vulcânico continental é a designação dada em tectónica de placas a um tipo de arco vulcânico que se forma numa margem continental activa quando duas placas tectónicas entram em colisão e se desenvolve uma zona de subducção. A estrutura manifesta-se à superfície pela formação de uma estrutura montanhosa em forma de arco, ao longo da qual se instala vulcanismo. O magmatismo e petrogénese na crusta continental quando submetida aos processos associadas a este tipo de arco são complexos e reflectem a mistura de materiais da crusta oceânica, da cunha mantélica que se forma entres as placas em subducção e da própria crusta continental.

Origem[editar | editar código-fonte]

Quando duas placas tectónicas colidem, o material mais denso afunda-se sob o menos denso, determinando assim qual das placas sofre subducção e qual permanece à superfície. Como o material que constitui a crusta oceânica apresenta sempre maior densidade em relação ao que constitui a crusta continental, quando a colisão ocorre ao longo de uma margem continental activa, a placa oceânica mergulha sob a placa continental, sofrendo subducção.

Devido ao processo de subducção, a crusta oceânica, relativamente mais fria e rica em água, é forçada a mergulhar na astenosfera, para regiões onde a pressão e temperatura são muito mais elevadas que à superfície da Terra. Nessas condições, o material da placa que é afundada liberta materiais voláteis como H2O e CO2, os quais ao ascenderem causa a fusão parcial da região da astenosfera que atravessam.[1] Este processo cria bolsas de magma, com menor densidade que as rochas circundantes, que tendem a subir por impulsão em direcção à superfície. A ascensão deste magma à superfície forma subsequentemente vulcões ao longo da zona de subducção. Alguns investigadores argumentam que a refertilização do manto sob o arco litosférico pode também ser um importante processo associado com o magmatismo dos arcos continentais.[2][3]

Dado que a zona de subducção, que é também o limite da placa tectónica, tem geralmente uma forma arqueada, é comum que os alinhamentos de vulcões que se instalam sobre a sua superfície sejam considerados como fazendo parte de um «arco vulcânico». Um arco vulcânico instalado sobre crusta continental é designado por «arco vulcânico continental»; quando instalado sobre crusta oceânica é designado por «arco vulcânico insular».

Petrogénese e magmatismo[editar | editar código-fonte]

A origem das rochas ígneas, ou petrogénese, nos arcos continentais é mais complexa do que nos arcos oceânicos. A fusão parcial da placa oceânica subdutora gera magma primário, que é depois contaminado por materiais da crusta continental quando, durante a sua ascensão em direcção à superfície, é obrigado a atravessar aquela estrutura. Tendo em conta que a crusta continental é félsica, rica em sílica, enquanto o magma primária juvenil é tipicamente máfico, a composição dos magmas em arcos continentais é o produto da mistura entre a diferenciação ígnea de magmas máficos e félsicos com os materiais ricos em sílica oriundos da fusão crustal.[2]

A mistura dos materiais em fusão parcial oriundos da crusta continental que recobre a zona de subducção, da parte inferior da litosfera, ou manto litosférico sob a crosta continental, da crosta oceânica e dos sedimentos que são obrigados a submergir, da cunha mantélica, a que acresce a acumulação de materiais em fusão parcial sob a parte inferior da placa (underplating), fornece a mistura em fusão que constitui a principal fonte das rochas dos arco continentais.[4]

A desidratação da laje de crusta oceânica que submerge no manto e a fusão parcial da astenosfera geram conjuntamente o magma primário dos arcos continentais. O magma primário apresenta composição similar a um basalto basalto toleítico olivínico devido à mistura dos peridotitos da cunha mantélica criada pela subducção com os fluidos de desidratação da placa de subducção enriquecidos em grandes iões pela acção dos organismo litófilos (mistura large ion lithophile enriched ou LIL-enriched).[4]

Devido à maior espessura e densidade mais baixa, a crusta continental é susceptível de impedir ou dificultar a ascensão do magma primário. O magma ascendente primário tende a acumular-se na parte inferior da crusta continental, formando uma câmara magmática. Nesta câmara desenvolve-se um processo de underplating, com a assimilação e cristalização fracionada do magma primário e de rochas da camada inferior da crusta a ocorrer na parte inferior da crusta.[4][5]

Devido a estes processo, o magma primário de composição toleítica olivínica é transformado num magma calco-alcalino ou mesmo em magmas mais evoluídos, enriquecidos em elementos alcalinos ou fortemente silicatados.[6] Um fonte subsequente de enriquecimento pode resultar do processo de erosão tectónica que conduz à raspagem e arrastamento de parte da litosfera continental inferior para a zona de fusão. Em consequência, ocorrem nos magmas dos arcos continentais altas concentrações de Rb, Cs, Ba, K, Th e terras raras leves (Light Rare Earth Element ou LREE).[7]

Intensidade do magmatismo[editar | editar código-fonte]

A estrutura determina o gradiente geotérmico na zona de subducção, o qual, por sua vez, determina a taxa de fusão da placa crustal que mergulha em direcção ao manto e da astenosfera circundante. Mudanças na estrutura isotérmica podem ter impacte significativo na intensidade do magmatismo. Entre os factores que podem contribuir para mudanças no perfil geotérmico contam-se: (1) mudanças a velocidade relativa na convergência entre as duas placas na zona de subducção;[4] (2) a variação no ângulo de afundamento da placa que mergulha;[4] (3) a quantidade de material a baixa temperatura (água e sedimentos oceânicos) que mergulha em direcção ao manto;[1] e (4) taxa de subida (upwelling) do mato/astenosfera (slab window[8]/slab breakoff[9]).

Petrologia[editar | editar código-fonte]

A petrogénese dos arcos continentais é geralmente diferente da que ocorre nos arcos insulares e em meio oceânico, pelo que predominam as rochas pertencentes à série calco-alcalina e alcalina, com menos toleítos e menos rochas pobres em potássio.[4]

Arcos continentais[editar | editar código-fonte]

Arco continental Território Fossa Placa superior Placa subductada
Arco Vulcânico das Cascade Estados Unidos e Canadá não foi identificada fossa oceânica associada[10][11] Placa Norte-Americana Placa Juan de Fuca, Placa do Explorer e Placa de Gorda
Península do Alaska e Cadeia Aleuciana Alaska Fosssa das Aleutas Placa Norte-Americana Placa do Pacífico
Kamchatka Extremo Oriente Fossa Kuril-Kamchatka Placa Eurasiática Placa do Pacífico
Cintura Vulcânica Andina Colômbia, Bolívia, Peru, Equador, Chile e Argentina Fossa Peru–Chile Placa Sul-Americana Placa de Nazca e Placa Antárctica
Arco Vulcânico Centro-Americano Guatemala, El Salvador, Honduras, Nicarágua, Costa Rica, Panamá Fossa Centro-Americana Placa das Caraíbas Placa de Cocos
Batólito Gangdese Tibete Já não existe Bloco crustal de Lhasa Oceano Neo-Tético

Notas

  1. ↑ a b Van Der Pluijm, B. A.; Marshak, S. (2004). Earth Structure 2 ed. New York: Norton. p. 442. ISBN 0-393-92467-X 
  2. ↑ a b Chin, Emily J.; Lee, Cin-Ty A.; Tollstrup, Darren L.; Liewen, Xie; Wimpenny, Josh B.; Yin, Qing-Zhu (2013). «On the origin of hot metasediment quartzites in the lower crust of continental arcs». Earth and Planetary Science Letters. 361: 120–133. Bibcode:2013E&PSL.361..120C. doi:10.1016/j.epsl.2012.11.031 
  3. ↑ Chin, Emily J.; Lee, Cin-Ty A.; Barnes, Jaime D. (2014). «Thickening, refertilization, and the deep lithosphere filter in continental arcs: Constraints from major and trace elements and oxygen isotopes». Earth and Planetary Science Letters. 397: 184–200. Bibcode:2014E&PSL.397..184C. doi:10.1016/j.epsl.2014.04.022 
  4. ↑ a b c d e f Winter, John D. (2001). An Introduction to Igneous and Metamorphic Petrology. Upper Saddle River, NJ: Prentice-Hall Inc. ISBN 0321592573 
  5. ↑ Pitcher, W. S.; Atherton, M. P.; Cobbing, E. J.; Beckinsale, R. D. (1985). Magmatism at a Plate Edge: The Peruvian Andes 1 ed. [S.l.]: Springer. ISBN 978-1489958228 
  6. ↑ Harmon, R. S.; Barreiro, B. A. (1984). Andean Magmatism: Chemical and Isotopic Constraints (Shiva Geology) 1 ed. Boston: Birkhäuser. ISBN 978-0906812617 
  7. ↑ Pearce, Julian A.; Parkinson, Ian J. (1993). «Trace element models for mantle melting: application to volcanic arc petrogenesis». Geological Society London, Special Publications. 76 (1): 373–403. Bibcode:1993GSLSP..76..373P. doi:10.1144/GSL.SP.1993.076.01.19 
  8. ↑ Zhang, Zeming; Zhao, Guochun; Santosh, M.; Wang, Jinli; Dong, Xin; Shen, Kun (2010). «Late Cretaceous charnockite with adakitic affinities from the Gangdese batholith, southeastern Tibet: Evidence for Neo-Tethyan mid-ocean ridge subduction?». Gondwana Research. 17 (4): 615–631. doi:10.1016/j.gr.2009.10.007 
  9. ↑ Ji, Weiqiang; Wu, Fuyuan; Li, Jinxiang; Liu, Chuanzhou; Liu, Chuan-Zhou (2009). «Zircon U–Pb geochronology and Hf isotopic constraints on petrogenesis of the Gangdese batholith, southern Tibet». Chemical Geology. 262 (3–4): 229–245. doi:10.1016/j.chemgeo.2009.01.020 
  10. ↑ Lillie, Robert J. (4 de junho de 2001). «Subduction in the Pacific Northwest: Geology training manual for Olympic National Park» (PDF). Geoscientists-In-the-Parks document, 1999-OLYM. Denver, Colorado: National Park Service. p. 17. Consultado em 29 de dezembro de 2014 
  11. ↑ «Pacific Mountain System - Cascade volcanoes», United States National Park Service, Earth Science Concepts, consultado em 24 de abril de 2016, arquivado do original em 31 de maio de 2007 

Galeria[editar | editar código-fonte]

Ver também[editar | editar código-fonte]

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