Aula 08 As zonas de colisão atuais do planeta

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Michelle Cunha Graça 1 
 
Aula 08 – 07/04/2011 
 
AS ZONAS DE COLISÃO ATUAIS DO PLANETA 
 
- Significado, tipo de colisão, distribuição 
- Passagem de subducção para colisão 
- Geologia geral dos prismas ante-arco 
- Geologia geral dos arcos magmáticos 
- Geologia geral dos domínios back-arc 
- Evolução litoestrutural x Geofísica x R$ 
- Províncias de dobramentos 
- Tectônica de placas x Tempo geológico x Evolução térmica 
 
 Com a passagem do Cilco de Wilson, há modificações litoestruturais na crosta, 
seja ela continental ou oceânica. Essas mudanças provocam diferentes interesses 
econômicos e influenciam a geofísica; já que se mudam as estruturas das rochas, os 
dados geofísicos não serão os mesmos. 
 A colisão é a última etapa do ciclo de Wilson: é a etapa de fechamento total do 
assoalho oceânico. A subducção é um fechamente parcial. Assim, a colisão é a etapa 
final de um ciclo de transformação litoestrutural. A Terra atualmente está vivendo as 
diversas etapas do ciclo de Wilson, pois a Terra é diacrônica. E as etapas do ciclo de 
Wilson também são diacrônicas, como por exemplo, as subducções rápidas e as lentas. 
 Zonas de colisão do planeta: Himalaias, Alpes, Montes Urais, etc. Isso significa 
que esses lugares já foram oceanos e que atualmente estão completamente fechados. A 
placa oceânica subductou o suficiente para colidir as placas continentais. 
 Os principais tipos de colisão são: continente x continente; continente x arco; 
arco x arco; plato x continente; plato x arco, etc. 
 CONTINENTE x CONTINENTE: modelo tipo. Formam as maiores cadeias de 
montanhas. Essas cadeias de montanhas são chamados de orógenos colisionais. Esses 
orógenos colisionais se distribuem em faixas compridas. 
 Dentro dos orógenos pode ter a ocorrência de pedaços da litosfera oceânica. Esse 
sistema de montanhas pode ter rochas de prisma, de arco e de outros tipos. Assim, nas 
zonas de colisão pode-se encontrar rochas metasedimentares, metaígneas e ígneas. A 
construção dessas rochas requer mudanças físicas, químicas e mineralógicas nas 
características da crosta. Exemplo: metamorfismo (mudança mineralógica); rochas 
ígneas (fusão). 
 Na colisão, uma parte da crosta continental pode ser empurrada um pouco para 
baixo. Nessas zonas, a crosta continental alcança as maiores espessuras (~ 70 km), 
desde que a erosão não atue. Cadeias de montanhas mais novas: 30 milhões de anos. 
Orógenos fanerozóicos: se formaram nos últimos 600 milhões de anos e representam 
somente 7% a 10% da superfície da Terra. 
 No Brasil existem dois conjuntos de orógenos bem marcados: Orógenos 
Brasilianos (600 m.a.) – província Borborema (Norte do Brasil), província Tocantins 
(Oeste) e província Mantiqueira (Sul); e os Orógenos Transamazônicos (2Ga) que se 
encontram na Serra da Jacobina, Margem do cráton de São Francisco. → Granulitos de 
Salvador. 
 Orógenos antigos x Orógenos recentes: A principal diferença está no relevo. 
Porém, não é só o tempo de erosão que determina se o relevo está elevado ou baixo. 
Existe ainda a resistência das rochas. Existem orógenos de mesma idade que estão 
mantidos e outros completamente erodidos. Isso deve-se a diferença da resistência das 
rochas de ambas. Exemplo: rochas moles ricas em alumínio vão erodir mais facilmente. 
 Por outro lado, também existe o clima (intemperismo químico). 
 Subducção → Colisão: Processo de transformação. Para entender a colisão, 
temos que entender o processo que ocorre antes da colisão. Ou seja, anteriormente, essa 
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era uma região de bacia oceânica (80% de extensão e 20% de margem passiva). No 
fundo desses oceânos tem dorsais, platôs, falhas. As bacias oceânicas modernas tem 
uma relação muito desproporcional com a extensão das margens continentais. Na terra 
primitiva era diferente por causa da existência de microplacas; as bacias eram bem 
limitadas. Nas zonas abissais predomina-se material argiloso, lamoso, pelítico. Essas 
argilas podem ser ricas em matéria orgânica e assim, serem ricas em carbono formando 
lamas carbonática. Então, o material das zonas abissais é muito diferente do material 
das margens. Os materiais que predominam nas margens são as argilas (pelitos), 
arenitos, calcários: QPC → quartzito, pelitos e calcários. Ao se metamorfizarem se 
transformam em quartzito, metapelitos e metacarbonatos (QMpMc). Quando a 
subducção se inicia, tem-se uma subducção rápida podendo formar o rifte back-arc e 
esse material do fundo oceânico comprimido começa a dobrar e depois erodir. Começa 
um processo chamado de canibalismo: contrução seguido de destruição. Durante o 
processo de compressão os pelitos se espessam e se transformam em ardósias, filitos e 
em xistos; depois começam a dobrar e a formar falhas inversas. Por serem comprimidos 
eles ficam mais espessos, podendo alcançar o nível do mar e serem erodidos. Esse 
processo de criação e destruição se segue até os últimos materiais que são da margem 
passiva. Na proximidade da colisão os últimos materiais a serem registrados nessa 
região da fossa são os da margem passiva. Então, a geologia do prisma envolve 
metarenitos, metacalcários e metapelitos (QPC), porque os que se formaram antes 
foram erodidos, e os últimos a serem formados foram os materiais da margem, fazendo 
com que o prisma tenha predomínio de sedimentos da margem. As diferentes zonas de 
um prisma metasedimentar pode apresentar proporções diferenciadas de 
sedimentação. A bacia já tem uma distribuição desigual; e a erosão age 
diferenciadamente nos locais. 
 Estruturas da margem passiva: planície, plataforma, talude, sopé. Crosta 
oceânica inicia-se na metade do sopé. Na planície temos rochas siliciclásticas, que são 
areias e argilas muito movimentadas. Na plataforma pode-se ter QPC (delta→calcário). 
No talude, o nível da água já está bem fundo tendo predomínio de pelitos. Então, cada 
local tem características diferentes. 
 Assim, quando essas regiões são comprimidas, os sedimentos de água mais 
profunda do Talude serão os mais metamorfizados gerando rochas tipo gnaisses, 
migmatitos e granulitos (materiais do prisma distal). Essas rochas são chamadas de 
paraderivadas, que significa que são rochas geradas pelo metamorfismo de rochas 
sedimentares. Os sedimentos da plataforma formarão o prisma proximal, geralmente 
de metamorfismo mais brando, pois não chega a elevadas profundidades. Formarão 
rochas do tipo filitos, ardósias e xistos. Assim, existem dois sistemas de rochas no 
prisma: o prisma distal que tem predomínio de rochas de baixo grau de metamorfismo 
representados por filitos, ardósias e xistos; e o prisma distal é representado por rochas 
de metamorfismo de alto grau como gnaisses, migmatitos e granulitos. Esses sistemas 
podem estar lado a lado através de falhas de empurrão (materiais de baixo grau lado a 
lado com alto grau). Através das falhas de empurrão podem pegar o material que fica 
em baixo e joga-lo para cima, colocando rochas de diferentes graus de matemorfismo 
lado a lado. Na superfície pode ser visto um sistema de filitos e ardósias em contado 
com granulito e/ou com gnaisse, por exemplo. Isso pode ser feito através de dobras: 
normalmente as rochas de alto grau estão abaixo das de baixo grau; quando essas 
rochas estão dobradas e, posteriormente, são erodidas podem ficar lado a lado quando 
vistas na superfície. Fazendo um levantamento geofísico verifica-se que nessa região 
existem anomalias, pelo fato das rochas de alto grau de metamorfismo serem mais 
pesadas. Então, temos a possibilidade de ter dois prismas: um prisma mais leve, de 
filitos e ardósias, e um prima mais quente e mais profundo de gnaisses e rochas 
cristalinas. Por isso as rochas gnaissicas podem ser encontradastanto quanto no 
prisma como no arco. Assim, o embasamento é sempre formado de gnaisses. 
 Nas margens passivas existem falhas normais e verticais da fase rifte. Essa 
crosta se afina enquanto o oceâno vai se expandindo. Se existe uma diminuição de 
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espessura então a taxa de estiramento é elevada e é mais intensa na região do talude. 
No prisma distal, além de apresentar metasedimentos, pode apresentar rochas 
metavulcânicas (provenientes do vulcanismo basáltico). Então, no prisma distal pode-se 
ter anomalias geofísicas devido a aparição dessas rochas metavulcânicas. 
 Devido ao aumento de compressão, as falhas normais (herança da fase rifte) se 
transformam em falhas de empurrão. Assim, o embasamento falhado, ao seu 
comprimido, as falhas de empurrão podem empurrar blocos que estavam profundos e 
colocá-los para cima, formando janelas do embasamento. Essas janelas do 
embasamento são mais recorrentes no prisma proximal por estarem na mesma direção 
dos vetores-esforço da compressão. Assim, podem-se ter anomalias geofísicas causadas 
por essas janelas do embassamento. 
 Prismas proximais: O QPC pode estar coberto parcialmente e aparecer janelas 
do embasamento de rochas cristalinas dentro de rochas metasedimentares de baixo 
grau. As falhas de empurrão que geram as janelas do embasamento acabam gerando 
falhas transcorrentes entre os blocos, por causa do movimento ascendente do bloco 
empurrado que ao se movimentar gera uma transcorrência com os blocos adjacentes. 
Esse bloco que é empurrado fica todo estirado com a parte central mais preservada. 
Também geram-se contatos, por falha, entre os blocos do embasamento com os 
metasedimentos causando uma resposta geofísica. Um prisma proximal que tem uma 
maior quantidade de rochas do embasamento e poucas rochas metasedimentares, ou é 
um primas muito velho, com a erosão agindo nos metasedimentos, ou pode ser o ângulo 
de mergulho. 
 Há ainda a presença de ofiolitos no prisma distal: lascas da crosta oceânica. 
Estaria no prisma distal, próximo no contato com o arco. Presença de Rochas de alto 
grau: gnaisses, pigmatitos, metavulcânicas, com a possibilidade de ter lascas da crosta 
oceânica (ofiolitos). 
 Alguns ofiolitos no mundo: Chipre (região do Mediterrâneo), Arábia Saudita, 
Japão, Filipinas, Porto Rico, Equador; todos esses em zona de subducção (quando ela 
tem uma característica mecânica favorável, torna-se possíve). Na zonas de colisão 
também: Alpes, Himalaias, Montes Urais, também podem apresentar ofiolitos; que, 
consequentemente, causarão anomalias geofísicas, pelo fato de serem corpos de rochas 
máficas e ultramáficas (crosta oceânica). 
 Granitos S: Granitos formados pela fusão parcial de sedimentos da crosta. A 
ocorrência desses granitos é muito comum. O embasamento empurra por efeito da 
pressão os blocos para cima formando falhas de empurrão, e esses blocos cheios de 
falhas ao subirem dão lugar para os sedimentos. Esses sedimentos com predomínio de 
argilas (Talude) são levados para essas profundezas pela litosfera oceânica oceânica. 
Em profundidade, esses sedimentos serão comprimidos, dobrados, metamorfizados. 
Porém, esse sedimentos tem água proveniente dos oceanos. Depois dessa compressão, 
do aumento de temperatura, esses sedimentos começam a desidratar. Com 2, 3% de 
liberação de água, os sedimentos começam a fundir, formando os granitos S. Podem 
invadir o prisma distal, mas podem também invadir o prisma proximal. Porém, a maior 
parte deles estão localizados no prisma distal, por causa da profundidade em que se 
formam. Mas esses granitos S tem mobilidade, podendo aparecer em ambos os prismas. 
Com 8 Kbar de pressão, 750ºC de temperatura e 3% de liberação de água, começa a 
fundir 10% dos sedimentos, os outros 90% serão os gnaisses (metamórfica de alto grau). 
Então, às vezes, esses granitos estão circundados por gnaisses. 
 São granitos ricos em alumínio e em urânio. São pobres em ferro e magnésia. 
Ou seja, baixo magnético, baixo gravimétrico. Teremos um contraste com os granitos do 
arco, que são a consequência da fusão do manto pela liberação de água da litosfera 
oceânica, ou seja, são granitos ricos em ferro e magnésio e mais pobres em urânio. Em 
um levantamento aéreo, o geofísico pode encontrar anomalias fechadas com baixo 
magnético e alto radiométrico podendo ser causado pelos granitos S dos prismas e 
encontrar anomalias fechadas de alto magnético e baixo radiométrico causado pelos 
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granitos dos arcos. Esses granitos S também são fonte de estanho (alumínio), urânio, 
etc. 
 Arcos: O arco pode ser de dois tipos: o arco continental ou o de ilha. Geralmente, 
a geologia dos arcos não é uniforme. Uma placa que está descendo lentamente vai 
liberando água lentamente, ou seja, não vai existir um momento em que haja uma 
liberação intensa de água suficiente para formar os arcos. Assim, quando a placa se 
movimenta a uma velocidade ‘x’, num nível mais acima, por exemplo, 60 km, perde-de 
pouca água, e num nível mais profundo, por exemplo, 80km, perde-se uma maior 
quantidade de água. Na liberação de água, funde-se o manto litosférico formando o 
sistema de arcos. Existe o arco proximal e o arco distal com relação à fossa. Esses arcos 
podem ter as mesmas rochas, mas se diferenciam na sua distribuição. A taxa de 
fracionamento no arco proximal é menos e a taxa de fracionamento no arco distal é 
maior. O sistema de rochas do arco distal são mais leves que o sistema de rochas do 
arco proximal, pelo fato de ao chegarem lá em cima estão mais fracionadas. No arco 
proximal podemos encontrar gabros (rocha básica), dioritos, tonalitos e granodioritos. 
Então muito provavelmente esse arco terá uma densidade média maior que 2,7g/cm³, 
que é a densidade média da crosta continental. Pode chegar a 2,8/2,9g/cm³. Mas no arco 
distal podem ter até essas rochas, mas outros modelo predominarão: Monzonitos, 
sienitos, são rochas que tem mais potássio (que é leve). Então a densidade média desse 
arco pode se aproximar da densidade média da crosta continental. 
 As mineralizações são controladas pelos diferentes mantos (manto mais fundo, 
manto mais raso) – fonte; taxas de fusão, taxas de fracionamento. Também tem que 
analisar a composição da crosta, já que haverá uma interação do magma ascendente 
com a crosta continental e ela não é homogênea. Às vezes a crosta tem muito oxigênio, 
enxofre, sílica, água. Como esse magma percula nessa crosta ao ascender, ele pode 
interagir com esses elementos na formação de sulfetos e óxidos. Se esse magma 
ascendente tem na sua composição Cobre, Zinco e a crosta é abundante em enxofre, 
formam-se sulfetos. E se o magma é rico em Ferro e a crosta tem muito oxigênio, pode-
se formar os óxidos de ferro. 
 Essas rochas de arco continental, à medida que esquenta e comprime, viram 
gnaisses. Não se formam rochas isotrópicas, formam anisotrópicas, rochas bandeadas. 
No arco proximal é aonde tem mais esforço, assim, deve-se aumentar o bandeamento 
gnaissico. 
 Rochas paraderivadas → protólito sedimentar; 
 Rochas ortoderivadas → protólito ígneo. 
 Temos rochas da epizona, que predomina nas regiões menos profundas, temos 
as rochas da catazona, que predomina nas regiões mais profundas. Assim, as rochas da 
mesozona que predominam na crosta, porque a maior parte das rochas da epizona 
foram erodidas e a maior parte das rochas da catazona não conseguem aflorar. → 
Território brasileiro. 
 As rochas da mesozona são geralmente gnaissicas-migmatíticas, formadas num 
nível intermediário, formando a maior parte do embasamento. 
 Os granitos do arco são chamado de granitos I-A: protólito ígneo. Os granitos 
mais novos são os granitos do prisma, poisestão se formando em subducção, e os 
granitos I-A são formados durante a colisão. 
 Back-Arc: Temos a possibilidade de bacias de sinéclise e temos a possibilidade 
de bacias de rifte (depende da crosta x força e também da idade da crosta). Temos 
também a possibilidade de bacias back-arc continentais e bacias back-arc oceânicas, 
dependendo do tipo de subducção. Numa bacia back-arc de crosta continental atual 
(exemplo: Chile – Rocas Verdes), difilmente essa bacia terá petróleo: primeiro por causa 
da existência do arco que não possibilitaria que sedimentos marinhos se depositassem 
nessa bacia. Segundo porque as crostas atuais são espessas, então se a bacia for de 
rifte, o rifte não vai ser bem evoluído, ou seja, a sedimentação não alcança altas 
profundidades não desenvolvendo bons geradores. Essa região tem outros interesses, 
por exemplo, para ouro. 
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 Essas bacias podem estar ativas ou inativas. Se ativas podem ter terremotos 
(movimento de falhas), fluxo térmico anômalo. Para saber se é rifte pode-se fazer 
sondagens ou usar métodos sísmicos. Nas sondagens, se houve uma grande diferença 
entre os níveis de embasamento, pode-se concluir que é rifte. Usando a sísmica, pode-se 
ver os tempos de trânsito das ondas e se tiver tempos curtos e tempos muito longo, 
podemos ver a diferença de profundidade podendo indicar a presença de grabens e 
horsts. 
 Em arcos de ilhas, é diferente. Para se criar um rifteamento na crosta oceânica 
é mais fácil, pois é mais fina. Assim, é possível ter petróleo. Pode apresentar 
sedimentos marinhos, sedimentos do arco, pode ter rochas vulcânicas. Numa bacia 
como essa, além do embasamento estar modificado, ao atravessar um basalto a 
velocidade sísmica é por volta de 8km/s e os sedimentos é por volta de 2~3km/s gerando 
um grande contraste sísmico dentro da bacia. E quando uma onda sísmica passa dos 
sedimentos para o embasamento gera outro contraste sísmico. Se a bacia de back-arc de 
ilha for uma sinéclise, essa área não tem história sísmica pela não presença de 
falhamento. Essa área não tem vulcanismo também pela não presença de falhas. A 
mudança sedimento/embasamento é suave pela não presença de graben/horst. Mas não 
significa que ela snão seja favorável para petróleo, vai depender da evolução da 
subducção. 
 Passando de subducção para colisão, nenhuma bacia back-arc vai ter condições 
de ter petróleo. Por que na colisão tudo vai ser metamorfizado, dobrado, com 
consequente fechamento de poros. Há uma mudança dos interesses econômicos quando 
há essa passagem de subducção para colisão. Porém, se os arcos estiverem com seus 
topos erodidos, não existem condições de exploração mineral. Toda a mineralização dos 
arcos é no seu topo. É no topo que ocorre o processo de lixiviação. As rochas vulcânicas 
e subvulcânicas que chegam no topo do arco é aonde se dá o resfriamento mais rápido 
causando rachaduras, então a água do mar ou a água da chuva lava essas rochas 
trazendo os minerais metálicos para cima. Em profundidade esse processo não é 
possível. 
 Cráton: área que não participa dos dobramentos, do metamorfismo, da colisão. 
A área que ficou estável com relação aos processos deformacionais,magmáticos e 
metamórficos que ocorrem na faixa móvel/dobrada/orógeno. 
 Na beira da cráton se forma uma região chamada de ante-país. A região de 
ante-país é uma área cratônica que se encontra nas imediações da faixa móvel. Os 
sedimentos dessa região podem estar ondulados. Na região de ante-país, na beira da 
faixa dobrada, pode-se encontrar uma bacia chamada de Foreland (terra alta). É uma 
bacia de compensação isostática. Os sedimentos vem da montanha, podendo concentrar 
na bacia: estanho, urânio, ouro, cobre. Na bacia de Foreland também pode-se encontrar 
água subterrânea porque são sedimentos grosseiros da frente da montanha chamados 
de sedimentos Molassas. Índia/Ásia: Himalaias. Bloco alto: Ásia; Bloco baixo:Índia. 
Bacia de foreland localizada na Índia com reservas de água subterrânea. A umidade 
não consegue passar porque as montanhas servem como uma barreira, fazendo com que 
a pluviosidade caia toda na bacia de foreland. 
 Na região de ante-arco pode ter petróleo desde que haja um nível de mar 
adequado, material plático, falhamento e dobramento; mas não pode ter muita 
compressão, metamorfismo. 
 Quando se passa de um ciclo geológico para outro, há uma mudança nas rochas 
e há uma mudança estrutural. Em subducção, geralmente as dobras acompanham o 
plano de subducção. À medida que começa a entrar em colisão, com uma maior 
compressão, as dobras ficam mais verticais e espessas. Ou seja, as rochas apresentam 
uma mudança mineralógica causada pelo metamorfismo, mas também apresentam 
uma mudança estrutural (deformação) causada pela tectônica compressiva. Em relação 
ao falhamento, começa-se na fase rifte com falhas normais e verticais, depois na 
subducção as falhas são de empurrão devido a compressão; quando a subducção começa 
a apresentar dificuldades, e uma das dificuldades é a colisão, as falhas são de 
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transcorrência. Dificuldades: aproximação das dorsais; contato com um platô; zonas de 
colisão; ângulo de interação. Assim, há uma mudança no estilo de dobramento e no 
estilo de falha. 
 Uma crosta espessada devido à compressão e consequente formação do orógeno 
com mais ou menos 80km de espessura faz com que a astenosfera desça. A litosfera 
oceânica ainda subductada começa a querer descer e sem conseguir causa uma elevada 
taxa de estiramento e transcorrência fazendo com que se quebre. Ao quebrar ela vai 
para a zona da perovskita, etc. O efeito de compressão deixa de existir. A primeira 
consequência depois da orogênese é a possibilidade de não ter mais compressão. A 
segunda consequência é a erosão começar a agir na superfície fazendo com que diminua 
a pressão litostática. Com a diminuição dessa pressão há um consequente alívio 
fazendo com que a astenosfera suba iniciando a fase do colapso. A isoterma da 
astenosfera ao subir vai afinar a quebrar essa crosta. A terceira consequência é a fase 
de alívio ou de relaxamento (pós-colisão); depois de um sistema de falhas 
transcorrentes volta-se localmente a ter um sistema de falhas normais; a tectônica 
volta a ser distensiva. Mas isso não ocorre em todos os lugares pors a Terra é um 
sistema diacrônico. 
 A crosta vai afinando gradativamente fazendo com que a isoterma suba. Com a 
subida da isotermas há fusão parcial do manto. Ou seja, pode-se começar com uma 
pluma profunda e terminar com uma pluma de alívio. Ambas dariam uma geologia 
parecida, mas não com a mesma intensidade. Com a formação de falhas, a água entra 
por elas formando um tipo de granito chamado I-C: são os granitos de pós-colisão. Esses 
granitos tem contribuição do magma do manto litosférico e tem contribuição de magma 
da crosta. Aonde a crosta afina mais, essa possibilidade aumenta. Os granitos I-C não 
tem orientação já que não existe mais esforços compressivos. 
 Granito I-C x Granito S: o granito S pode estar no prisma e o granito I-C 
também. O granito I-C não tem orientação compressiva pois foi formado na época do 
alívio, e como é um granito mais novo ele pode estar cortando as foliações das rochas. O 
granito I-C está no prisma, próximo dos S e tem contribuição do manto, ou seja, é mais 
magnético e menos radiométrico. Assim, dentro de uma cadeia de montanha pode ter a 
ocorrência de vários tipos de granitos (arcos e prismas). 
 Himalaias: Formação de falhas transcorrentes atrás dos Himalaias – na Ásia. 
Essas falhas acontecem mais no prisma porque é aonde existem mais descontinuidades, 
como quartzitos ao lado de calcários, pelitos e quartzitos, pelitoscom lascas do 
embasamento; ou seja, existem muitas descontinuidades. Vai quebrar aonde é mais 
fraco, e é mais fraco do contato de uma rocha com outra; nas zonas de fraqueza, nos 
planos de contato. E existem mais planos de contato no prisma. Às vezes tem um 
pouquinho de argila (rocha plástica) entre dois quartzitos (rocha pura), e a argila serve 
de lubrificante. Essas falhas transcorrentes são importantes pois são da fase final da 
colisão. A placa oceânica está forçando para descer e sem conseguir, assim o material 
ao invés de afundar, se move lateralmente (extrusão). As falhas transcorrentes 
aparecem na colisão e também na subducção. 
 Se uma pessoa estiver localizada numa falha e o bloco da esquerda estiver indo 
em direção a essa pessoa, a falha é sinistral. Se uma pessoa estiver localizada em outra 
falha, e o bloco da direita estiver indo no sentido da pessoa, essa falha é dextral. Essas 
falhas transcorrentes podem resultar em uma bacia de rifte chamada pull-apart. 
 Numa área que foi totalmente fechada, comprimida, metamorfizada, 
esquentada por granitos não teria a chance de ter fluidos. Mas uma bacia de pull-apart 
está circundada por rochas de prismas dobrados e metamorfizados (é uma bacia de rifte 
rodeada por rochas metamórficas) e podem ter água e petróleo. No caso das subducções 
pode ter petróleo, por causa dos sedimentos marinhos, no caso da colisão, não existe 
mais água. 
 Transpressão: Movimentação lateral + compressão 
 Província tectônica é um somatório de faixas móvel (prisma, arco e back-arc); 
uma junção de colisões, ou seja, uma junção de vários elementros de prismas, arcos e 
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back-arcs. O arco cola no continente, que cola no platô, que cola no continente, 
formando uma província. Então a faixa móvel vai ter rocha de arco de ilha, sedimento, 
platô, sedimento, arco continental, sedimento e arco de ilha; assim tendo um sistema 
complexo, pelo fato de ter um fechamento completo de bacia. 
 Tectônica reflexa: Tectônica de placa que induz esforços nas regiões adjacentes. 
 Exemplo: um rifte pode dobrar/fechar, caso ele esteja perto de uma zona de 
colisão. E foi assim que os continentes foram crescendo. Tectônica reflexa formando 
províncias tectônicas; margens passivas se transformando em margens ativas. 
 Quando dois continentes se juntam, uma grande quantidade de calor quem vem 
lá de baixo, do interior da Terra, fica retida abaixo dos supercontinentes. Se essa 
quantidade de calor fica presa, a taxa de CO2 na atmosfera diminui, deixando o planeta 
refrigerado. Aí começa a ação em baixo dos continentes através de plumas, começando 
com o estiramento, formando alguns riftes e, consequentemente, vulcanismo; levando 
para superfície um pouco mais de CO2. Tudo isso baseado no Ciclo de Wilson. No inicio 
do rifteamento o CO2 ainda é pouco, ainda o continente fica ameno, em seguida, com a 
taxa de estiramento maior teremos falhas mais profundas, assim aumentando o CO2, e 
o clima do planeta já começa a esquentar. Depois disso, quando chega na fase da 
formação da dorsal, o planeta fica cheio de CO2, e o clima passa a ser de alta 
temperatura e o efeito estufa mais intenso. Com isso fica mostrado que o ciclo de 
Wilson está ligado com epocas passadas que o clima fica mais refrigerado (colisões) e 
outra época mais quente (época de oceano).