miniaturadaimagem|upright=1.9|Mapa das 16 principais placas tectónicas da Terra : Divergente:
Convergente:
Transformante:
|alt=Mapa-múndi esquemático com as 16 principais placas tectônicas nomeadas em castelhano, incluindo as placas Norteamericana, do Pacífico, Africana, Australiana, Antártica, de Fuca, da Plata e da Patagônia. A imagem mostra limites divergentes (centros de propagação), convergentes (subducção e colisão) e transformantes (movimentos dextral e sinistral), cada um representado por cores específicos no mapa. de placas (do grego antigo τεκτονικός relativo à construção) é a teoria científica que explica que a litosfera da Terra é compreendida em uma série de grandes placas tectónicas que se movem lentamente desde 3-4 bilhões de anos atrás. O modelo é baseado no conceito de , uma ideia desenvolvida durante as primeiras décadas do século XX. A tectónica de placas passou a ser aceita pelos geocientistas depois que a expansão do fundo oceânico foi validada em meados da década de 1960. Os processos que resultam nas placas e moldam a crosta terrestre são chamados de tectónica. Placas tectónicas também ocorrem em outros planetas e luas.
A litosfera da Terra, a camada externa rígida do planeta, incluindo a crosta e o manto superior, é dividida em sete ou oito placas principais (dependendo de como são definidas) e muitas placas menores ou "plaquetas". Onde as placas se encontram, seu movimento relativo determina o tipo de limite da placa (ou falha): , ou . O movimento relativo das placas varia tipicamente de zero a 10 cm anualmente. As falhas tendem a ser geologicamente ativas, sofrendo terremotos, atividade vulcânica, formação de montanhas e fossas oceânicas.
As placas tectónicas são compostas pela litosfera oceânica e pela litosfera continental mais espessa, cada uma coberta por seu próprio tipo de crosta. Ao longo dos limites convergentes das placas, o processo de subducção carrega a borda de uma placa para baixo da outra e para dentro do manto terrestre. Este processo reduz a área total da superfície (crosta) da Terra. A superfície perdida é equilibrada pela formação de nova crosta oceânica ao longo de margens divergentes pela expansão do fundo do mar, mantendo a área total da superfície constante em uma "correia transportadora" tectónica.
As placas tectónicas são relativamente rígidas e flutuam na astenosfera dúctil abaixo. Variações de densidade lateral no manto resultam em correntes de convecção, o movimento lento e gradual do manto sólido da Terra. Em uma crista de expansão do fundo do mar, as placas se afastam da crista, que é uma elevação topográfica e a crosta recém-formada esfria à medida que se afasta, aumentando sua densidade e contribuindo para o movimento. Numa zona de subducção, a crosta oceânica relativamente fria e densa afunda-se no manto, formando o ramo convectivo descendente de uma célula do manto, que é o mais forte impulsionador do movimento das placas. A importância relativa e a interação de outros fatores propostos, como convecção ativa, ressurgência dentro do manto e arrasto de maré da Lua, ainda são objeto de debate.
Princípios-chave miniaturadaimagem|upright=1.5|esquerda|Diagrama da estratificação interna da Terra mostrando a litosfera acima da astenosfera (fora de escala)
As camadas externas da Terra são divididas em litosfera e astenosfera. A divisão é baseada nas diferenças nas propriedades mecânicas e no método de transferência de calor. A litosfera é mais fria e rígida, enquanto a astenosfera é mais quente e flui mais facilmente. O princípio fundamental da tectónica de placas é que a litosfera existe como placas tectónicas separadas e distintas, que se movem sobre o sólido fluido da astenosfera. Os movimentos das placas variam de 10 a 40 milímetros na Dorsal Mesoatlântica (aproximadamente tão rápido quanto as unhas crescem), para cerca de 160 milímetros por ano na placa de Nazca (quase tão rápido quanto o crescimento do cabelo).
As placas litosféricas tectónicas consistem em manto litosférico coberto por um ou dois tipos de material crustal: crosta oceânica (em textos mais antigos chamada sima de silício e magnésio) e crosta continental (sial de silício e alumínio). A distinção entre crosta oceânica e crosta continental é baseada em seus modos de formação. A crosta oceânica é formada nos centros de expansão do fundo do mar, enquanto a crosta continental é formada pelo vulcanismo de arco e pela acreção de terrenos por meio de processos tectónicos de placas. A crosta oceânica é mais densa que a crosta continental porque tem menos silício e mais elementos mais pesados que a crosta continental.
A litosfera oceânica tem uma espessura média de 100 quilômetros. Sua espessura é em função de sua idade. Com o passar do tempo, ela esfria conduzindo calor de baixo e liberando-o radiativamente para o espaço. O manto adjacente abaixo é resfriado por esse processo e adicionado à sua base. Como ela é formada nas dorsais meso-oceânicas e se espalha para fora, sua espessura é, portanto, uma função de sua distância da dorsal meso-oceânica onde foi formada. Para uma distância típica que a litosfera oceânica deve percorrer antes de ser subduzida, a espessura varia de cerca de 6 quilômetros de espessura nas dorsais meso-oceânicas até mais de 100 quilômetros em zonas de subducção. Para distâncias mais curtas ou mais longas, a zona de subducção e, portanto, também a espessura média, torna-se menor ou maior, respectivamente.
O local onde duas placas se encontram é chamado de limite de placa, que são onde ocorrem eventos geológicos, como terremotos e a criação de características topográficas, como montanhas, vulcões, dorsais meso-oceânicas e fossas oceânicas. A grande maioria dos vulcões ativos do mundo ocorre ao longo dos limites das placas, sendo o Anel de Fogo da Placa do Pacífico o mais ativo e amplamente conhecido. Alguns vulcões ocorrem no interior das placas e têm sido atribuídos de várias maneiras à deformação interna das placas.
Tipos de limites de placas Existem três tipos de limites de placas, caracterizados pela maneira como as placas se movem em relação umas às outras. Eles estão associados a diferentes tipos de fenômenos de superfície. Os diferentes tipos de limites de placas são: miniaturadaimagem|upright=1.4|Limite divergente
Limites divergentes (limites construtivos ou limites extensionais). É quando duas placas deslizam e se afastam uma da outra. Em zonas de rifteamento entre oceanos, limites divergentes se formam pela expansão do fundo do mar, permitindo a formação de novas bacias oceânicas, por exemplo, a Dorsal Mesoatlântica e a Dorsal do Pacífico Leste. À medida que a placa oceânica se divide, a crista se forma no centro de expansão, a bacia oceânica se expande e, finalmente, a área da placa aumenta, com isso ocorre a formação de pequenos vulcões, fontes hidrotermais e/ou terremotos superficiais. Em zonas de rifteamento entre continentes, limites divergentes podem causar a formação de novas bacias oceânicas à medida que o continente se divide, se espalha, o rift central entra em colapso e o oceano preenche a bacia, por exemplo, o Rift da África Oriental.
miniaturadaimagem|upright=1.4|Limite convergente
Limites convergentes (limites destrutivos ou margens ativas) ocorrem quando duas placas deslizam uma em direção à outra para formar uma zona de subducção (uma placa se movendo por baixo da outra) ou uma colisão continental. As zonas de subducção são de dois tipos: subducção oceano-continente, onde a densa litosfera oceânica mergulha sob o continente menos denso, ou subducção oceano-oceano, onde a crosta oceânica mais antiga, mais fria e mais densa desliza sob a crosta oceânica menos densa. As fossas marinhas profundas são normalmente associadas a zonas de subducção. Terremotos traçam o caminho da placa descendente conforme ela desce em direção à astenosfera, uma trincheira se forma e, à medida que a placa subduzida é aquecida, ela libera voláteis, principalmente água de minerais hidratados, no manto circundante. A adição de água diminui o ponto de fusão do material do manto acima da placa subductiva, fazendo com que ele derreta. O magma resultante normalmente leva ao vulcanismo. miniaturadaimagem|upright=1.4|Falha transformante
Limites de transformação ( limites conservativos ou limites de deslizamento) ocorrem onde as placas não são criadas nem destruídas. Em vez disso, duas placas deslizam, ou talvez mais precisamente, esfregam uma na outra, ao longo de falhas transformantes. O movimento relativo das duas placas é sinistral (lado esquerdo em direção ao observador) ou dextral (lado direito em direção ao observador). Falhas transformantes ocorrem em um centro de dispersão. Fortes terremotos podem ocorrer ao longo de uma falha. A Falha de San Andreas, na Califórnia, é um exemplo de um limite de transformação que exibe movimento destro. Outras zonas de limites de placas ocorrem onde os efeitos das interações não são claros, e os limites, geralmente ocorrendo ao longo de um cinturão largo, não são bem definidos e podem mostrar vários tipos de movimentos em episódios diferentes.
Forças motrizes miniaturadaimagem|upright=1.4|Movimento de placas baseado em dados de satélite do Sistema de Posicionamento Global (GPS) da NASA JPL . Cada ponto vermelho é um ponto de medição e os vetores mostram a direção e a magnitude do movimento. thumb|upright=1.4|Mapa detalhado mostrando as placas tectónicas com seus vetores de movimento.
As placas tectónicas conseguem se mover devido à densidade relativa da litosfera oceânica e à relativa fraqueza da astenosfera. A dissipação de calor do manto é a fonte original de energia necessária para impulsionar a tectónica de placas por meio de convecção ou ressurgência e formação de cúpulas em larga escala. Como consequência, uma fonte poderosa que gera movimento de placas é o excesso de densidade da litosfera oceânica afundando em zonas de subducção. Quando a nova crosta se forma nas dorsais meso-oceânicas, essa litosfera oceânica é inicialmente menos densa que a astenosfera subjacente, mas se torna mais densa com a idade, à medida que esfria e engrossa de forma condutiva. A maior densidade da litosfera antiga em relação à astenosfera subjacente permite que ela afunde no manto profundo em zonas de subducção, fornecendo a maior parte da força motriz para o movimento das placas. A fraqueza da astenosfera permite que as placas tectónicas se movam facilmente em direção a uma zona de subducção.
Dinâmica do manto
Durante grande parte do primeiro quarto do século XX, a principal teoria da força motriz por trás dos movimentos das placas tectónicas previa correntes de convecção em larga escala no manto terrestre superior, que podem ser transmitidas através da astenosfera. Esta teoria foi lançada por Arthur Holmes e alguns precursores na década de 1930.
Imagens bidimensionais e tridimensionais do interior da Terra (tomografia sísmica) mostram uma distribuição variável de densidade lateral por todo o manto. Essas variações de densidade podem ser materiais (da química das rochas), minerais (das variações nas estruturas minerais) ou térmicas (por meio da expansão e contração térmica da energia térmica). A manifestação desta densidade lateral variável é a convecção do manto devido às forças de flutuabilidade.
Tectónica de plumas