geofisica- estrut interna

Geotectônica

•Prof. Ticiano J. Saraiva dos Santos

•ticiano@ige.unicamp.br

Universidade Estadual de Campinas

Instituto de Geociências

Métodos Geofísicos

• Gravimetria

• Magnetometria

• Sísmica

Gravimetria

Medida da aceleração da gravidade.

Mede pertubações locais geradas no campo terrestre em função da

presença de rochas de diferentes densidades. Maior densidade ,

maior contribuição para o campo gravitacional.

A variação causada pelos efeitos da maré, ou seja, da atração da lua e

do sol, é denominada de efeito tidal. Correção por tabelas.

A variação da gravidade causada pela topografia do terreno necessita

de correções denominadas: Correção ar-livre e Bouguer.

Ar-livre 0,03086 x altura (mgal) (somada ao valor medido)

Bouguer –0,0419 x p (magal)/metro

Variação da densidade de algumas rochas e suas médias. Fonte: Decifrando a Terra

Anomalia de gravidade

causada pelo granito Tourão

(situado no Estado do RN). O

perfil A-B, mostra uma

acentuada queda no valor de

gravidade que coincide com o

setor de maior profundidade

do granito, menos denso que

as rochas encaixantes. A

extensão horizontal do corpo

intrusivo (~ 50 km) é cerca de

dez vezes maior que a sua

profundidade máxima (~ 5 km).

Fonte: DT, R.I.F. Trindade.

Mapa de anomalias Bouguer do Brasil e áreas adjacentes. O intervalo das linhas

de contorno é de 20 mGal. Fonte: Sá et al. 1993.

Isostasia

• Isostasia é um conceito fundamental de

geofísicos, baseado no seguinte

princípio:

• ... Existe um nível abaixo da litosfera

terrestre (na astenosfera) onde

nenhum gradiente de pressão pode

ser mantido no tempo geológico. Tal

nível é chamado de “nível de

compensação”.

Isostasia

O balanço (equilíbrio) é baseado no contraste de densidade dos

materiais envolvidos. A crosta é menos densa que o manto.

Isostasia é o

balanço

gravitacional

de massas na

superfície

terrestre.

Tipos de isostasia:

Isostasia local

(Airy ou Pratt): não há

estiramento lateral da

litosfera;

Isostasia

regional, há um

estiramento lateral da

litosfera (flexura);

Isostasia Local

Em grande escala (>1000km), o modelo mais

apropriado é o de isostasia local, que diz:

Como o principal contribuinte para pressão na

terra é o peso da carga (soterramento), não pode

existir qualquer diferença de peso entre duas

colunas verticais quando medido da superfície da

Terra para o nível de compensação.

Modelo de compensação isostática de Airy. A camada superior rígida possui

densidade constante mas inferior àquela do substrato plástico. O equilíbrio

isostático é atingido pela variação da espessura da camada superior, de

modo que as montanhas têm raízes profundas (fonte:Decifrando a Terra)

Modelo de compensação isostática de Pratt. A camada superior rígida é

composta por blocos de igual profundidade, mas com diferentes p. O

equilíbrio isostático é atingido pela variação da densidade, de modo que as

rochas sob as cadeias montanhosas são menos densas, enquanto as das

bacias oceânicas são mais densas. (fonte:Decifrando a Terra)

Mecanismo de compensação

isostática tipo Aire. TA

espessura da crosta de

densidade pc, r esp da raiz, “a”

esp da anti-raiz, pm densidade

do manto, pw de H2O

Mecanismo de compensação

isostática tipo Pratt. Tp

espessura da crosta, ph

densidade da crosta, Dp prof.

De compensação abaixo Tp.

r = hpc/(pm-pc)

Isostasia Regional

Numa escala mais local (< 1000km), a litosfera é capaz de

sustentar o gradiente de pressão horizontal que ascende entre

duas colunas litosféricas de diferentes pesos. Em outras

palavras, a litosfera é capaz de “flexurar” sobre um peso e

“abrigar" a astenosfera abaixo do gradiente de pressão que

pode originar-se na litosfera.

Flexura da litosfera em resposta peso da carga, por excesso de

topografia (a - b) ou subducção (c).

Outras formas de “soterramento”

Crustal

Gelo é menos denso que

rocha, mas uma pilha sobre

a crosta terá um impacto

isostático.

Degelo

Grande parte da Escandinávia está experimentando um rápido soerguimento, em

resposta a remoção das geleiras que existiam há dezenas de milênios.

Movimentos verticais da litosfera causados pela adição (a) e

remoção (c) de uma carga na sua superfície. A linha pontilhada

refere-se à situação de equilíbrio isostático. A linha tracejada indica

como a gravidade varia com a adição ou remoção da carga.

O equilíbrio entre tectônica de

soerguimento e erosão

p.370

Estabilidade de falhas sobre cargas de gelo.

Derretimento do gelo provoca instabilidade.

OK, INTERVALO !!!!!

Magnetometria

Medida do campo magnético terrestre.

O campo magnético terrestre é equivalente ao campo de um dipolo,

cujo eixo faz um ângulo de 11,5° com o eixo de rotação da Terra e está

um pouco afastado de seu centro.

Mapa de declinação magnética indicando a posição dos pólos e a

linha de declinação zero. Fonte: Langel et al., 1980.

Minerais

ferromagnéticos,

paramagnéticos e

diamagnéticos

Material Susceptibility x 10^3 (SI)*

Air ~0

Quartz -0.01

Rock Salt -0.01

Calcite -0.001 - 0.01

Sphalerite 0.4

Pyrite 0.05 - 5

Hematite 0.5 - 35

Illmenite 300 - 3500

Magnetite 1200 - 19,200

Limestones 0 - 3

Sandstones 0 - 20

Shales 0.01 - 15

Schist 0.3 - 3

Gneiss 0.1 - 25

Slate 0 - 35

Granite 0 - 50

Gabbro 1 - 90

Basalt 0.2 - 175

Peridotite 90 - 200

Magnetização de esfera enterrada no polo Magnetização de esfera enterrada no equador

Assinatura Magnética

• Minerais ricos em ferro

(ferromagnesianos) são

levemente magnetizados na

direção paralela ao campo

magnético existente na época do

resfriamento, abaixo de 580 oC.

• Se a rocha se move ou se o

campo magnético muda, a rocha

retém a assinatura magnética

original.

Magnetismo reverso e dados do

assoalho oceânico

• O campo magnético terrestre

muda;

• A assinatura magnética

registrada nas rochas também

guarda a polaridade;

• Nas cadeias meso-oceânicas

nova croista oceânica é gerada

e registra a assinatura e

polaridade magnética.

Padrão do magnetismo nas cadeias meso-

oceânicas

Formação de

anomalias

Magnéticas

Distribuição do fundo oceânico mundial

Magnetismo Reverso

Registro magnético em sedimentos

oceânicos

Sismologia Estudo da propagação das ondas

sísmicas ( P e S) geradas

naturalmente (terremotos) ou

artificialmente (explosões)

possibilitando o entendimento da

estrutura interna da Terra.

Grande movimento num curto

intervalo de tempo.

Terremoto

• Movimentom de rocha ao longo de uma falha.

• Rocha sob tensão acumula energia de deformação com o tempo;

• Fraturamento da rocha.

• Liberação da energia como onda sísmica, provocano o terremoto.

Tipos de ondas sísmicxas

1. ondas internas – viajam no interior da terra;

2. Ondas superficiais -- viajam na superfície da terra

Tipos de ondas intaernas

Primária ou "P" : maior vewlocidade,

Causa compressão e expansão na direção de propagação

Secundária ou "S" : Ondas de cisalhamento

Mais lentas do que a onda P, mas mais rápida do que a superfície de onda.

Causa cisalhamento de rocha perpendicular a direção de propagação da onda>

Não se propaga através do líquido

Ondas superficiais "Love" (“L”) e Rayleight

Causa choque vertical e horizontal

Viaja exclusivamente na superfície da Terra.

Tensão vs Deformação (pressure)

Foco e Epicentro de Terremoto

Os dois modos

principais de

propagação das

vibrações sísmicas são

a onda P (a),

longitudinal e a onda S

(b), transversal

(vibração

perpendicular à direção

de propagação). Junto

à superfície da Terra,

propagam-se também

as ondas superficiais:

onda Rayleigh (c), e

ondas Love (d).

Ao gerar-se um tremor as ondas sísmicas propagam-se em todas as direcções,

provocando o movimento do solo tanto horizontal, como verticalmente. Nos

lugares próximos ao epicentro, a componente vertical do movimiento é maior

que a horizontal e diz-se que o movimento é trepidatório. Por outro lado, ao

propagarem-se as ondas sísmicas, as componentes verticais atenuam-se e ao

chegar a um solo brando, as componentes horizontais amplificam-se e diz-se

que o movimento é oscilatório.

Movimento Trepidatório

Movimento Oscilatório

Movimentos Trepitatório e Oscilatório

Ondas

P

Ondas

S

• Medida das ondas de “som” do terremoto

Onda P - rápida

Onda S

Superfície de onda

Tempos de chegada

determina a distância

do terremoto.

Velocidade de propagação das ondas P e S

Onde k é a propriedade de

incompressibilidade da

rocha; u é a rigidez da rocha

(ou a resistência ao

cisalhamento) e; p é a

densidade.

Zona de

sombra de

ondas P

Zona de

sombra de

ondas S

De maneira geral, quanto maior a densidade do material,

maior a velocidade de propagação das ondas P e S.

Sísmógrafos – registra a

intensidade do terremoto

Curva de velocidade

de propagação das

ondas P e S

Triangulação

de 3 estações

para localizar

o epicentro

do terremoto.

Determinando a magnitude de terremotos Magnitude – medida da energia liberada durante o terremoto. Há diferentes caminhos para se medir a magnitude. Magnitude Richter • Mede a amplitude da maior onda S no registro sismográfico. • Leva em conta a distância entre o sismógrafo e o epicentro. Escala Richter • Escala logaritimica (NÃO física) • O aumento de uma unidade representa a magnetude 10 vezes

maior. • 1 unidade na escala Richter representa aproximadamente um

aumento de 30 vezes na energia liberada. Intensidade • Intensidade refere-se a quantidade de danos causados • Escala Mercalli é usada para expressar os danos.

Movimento do Tsunami

Mov. Tsunami : ~600 mph em água profunda

~250 mph média profundidade

~35 mph em água rasa

Previsão de Terremoto (?)

Parkfield, Califórnia “Capital mundial do terremoto” (ô vantagem)

Mecanismo

Focal de

Terremotos

Geometria de

Falha

Teste de Mecanismo Focal Hipótese de Falhas

Transformantes

Mecanismos Focais Atuais

Mecanismo Focal de El Salvador

Fonte: Bezerra et al., 2001

ESTRUTURA INTERNA DA

TERRA • Diferenciação da Terra

• Velocidade de propagação de ondas e Descontinuidades internas da terra

• Composição da terra

- crosta

# continental superior e inferior

# oceânica 1 , 2 e 3

- ofiolitos

- metamorfismo

#diferenças entre crosta cont. e oceânica

- manto

# estrutura sísmica

# composição

# zona de baixa velocidade (LVZ)

# zonas de transição

Deformação na crosta e manto

- Núcleo

• Litosfera e Astenosfera

• Fluxo de calor na Terra

O início da Terra

- Extremamanete violento;

- Muito quente, fusão do ferro;

-Rochas do interior da Terra

fortemente comprimidas e

quentes;

- Calor Radiogênico adicionado

devido a fissão;

- a Terra é diferenciada em

camadas.

Qual a composição da Terra primitiva?

Estudo de meteoritos;

Muitos são ferro e Níquel

Alguns contém condritos.

pequenos corpos rochosos nos meteoritos

que podem representar material condesado da nebula solar original

A composição da terra seria similar a desses meteoritos,

Entretanto Meteoritos tem 35 % de Ferro e a Terra apenas 6%

Como a Terra continuou acrescionando, a

temperatura passou do ponto de fusão e

houve uma liquefação.

Por causa de sua maior densidade, o ferro

foi para o centro da proto-Terra devido a

gravidade.

Os elementos mais leves foram para

superfície.

Originalmente a Terra era homogênea,

mas devido ao calor e fusão, o material foi

se separando formando zonas concêntricas

de diferentes densidades, tornando-se

assim,

DIFERENCIADA

Propagação de ondas

sísmicas e o interior

da Terra.

• A velocidade de propagação de ondas

sísmicas depende da composição do

material e da pressão.

• Pode-se usar o comportamento de

propagação de ondas sísmicas para

desvendar o interior da Terra.

• Quando as ondas se movem de um

material para outro elas mudam de

velocidade e direção.

Propagação da ondas sísmicas P e S

Caminho da ondas P e S na Terra

Tempo de propagação das ondas sísmicas P e S com a profundidade da

Terra. Propriedades como incompressibilidade, rigidez e densidade são

inferidas a partir da velocidade, sendo esta última direta e precisa.

Mudanças de

Vp e Vs

fornecem dados

para revelar a

disposição das

camadas no

interior da

Terra

• Conrad

• Moho (mo-ho-RHO-vi-chich)

• LVZ

• 400 km

• 670 km

• D

• Gutenberg

• Lehman

Principais Descontinuidades:

pro

fundid

ade

• Conrad:

- profundidade de 5 a 30 km

- crosta máfica a félsica

-crosta superior e crosta inferior

- normalmente ausente

- aumento da velocidade p/ 6,3 km/s

• Moho (mo-ho-RHO-vicic):

- profundidade de 4 a 55 km

- mudança composicional

- tectonicamente ativa??

- marca o limite crosta - manto

- velocidade aumenta p/ 8km/s

• LVZ (low velocity zone):

- zona de baixa velocidade das ondas sísmicas

- presente entre 80 e 300 km profundidade

- ondas S sempre presente, P ausente em algumas

regiões

- regionalmente variável, P sobre embasamento antigo

- possibilidades: Tº anomalamente alta, mudança de

fase, mudança composicional, presença de fendas ou fissuras,

fusão parcial

- importância: representa uma camada de baixa

viscosidade, ocorrendo o movimento relativo entre a litosfera e a

astenosfera.

•400 km e 670 km:

- distribuição mundial

- acima de 400 km o principal constituinte é olivina

- em 400 km, mudança de fase mineral para uma

estrutura de maior densidade, no caso para espinélio

- em 670 km, mudança da estrutura do espinélio para

perovskita; limite manto superior – manto inferior

Estrutura da

Crosta e

manto

superior

olivina

Zona de transição olivina -espinélio

Estrutura do espinélio

Z. transição espinélio-perovskita

Estrutura da perovskita e óxido de

magnésio

Zona de baixa velocidade

(astenosfera)

Man

to

super

ior

Man

to

Infe

rior

D:

- ocorre na profundidade

de 2870 km

- camada fina, 200 a 300

km, na porção inferior do

manto

- mistura de material do

manto e núcleo? Fe

líquido do núcleo com

silicatos do manto

- produção de ligas

metálicas e silicatos não

metálicos a partir da

perovskita

- possível zona de origem

das plumas do manto

• Gutenberg

- profundidade de 2885 km

- FeO fluido, FeS vs silicato(Mg, Fe)

- limite entre núcleo e manto

- gera forte reflexão sísmica e provavelmente representa uma

mudança de interface

• Lehman

- profundidade de

5144 km

- Fe sólido vs. FeO

FeS fluído

- limite núcleo externo –

interno

Crosta • 5 a 75 km espessura

• Sólida

• Silício (Si) e oxigênio (O)

• Continental

– 5 a 75 km espessura

– antiga (bilhões de anos)

– Deformado

– Densidade 2.7 g/cm3 – Granodiorítica

- Aumento densidade: 30Mpa/km

- Aumento temperatura: 25ºC/km, diminuindo à metade no Moho

• Crosta continental superior

– composição granítica

• Crosta continental inferior

– Velocidade de 6,5 a 7,6 km/s

– Composição basáltica? (associações minerais

incompatíveis)

– Composição variável (granodiorítica a

granítica, ácidas; gabroica anortosítica)

Crosta Continental: 0.374%

massa; profundidade de 0-50

km.

A crosta continental contém

0.554% da massa manto-crosta. É

a parte externa da Terra,

composta essencialmente de

rochas cristalinas, com minerais

de baixa densidade,

principalmente quartzo (SiO2) e

feldspato. A crosta (oceânica e

continental) é a superfície da

Terra, sendo a parte mais fria do

planeta. Dessa forma, as rochas

se deformam suavemente, e esta

porção rígida é denominada de

litosfera.

•Oceânica

–5 a 8 km espessura

–Relativamente jovem (menos de 200 Ma)

–Indeformado

–Densidade 3.0 g/cm3 – Basáltica

–Equilíbrio isostático com a crosta continental

–Subdividido em 3 camadas (1, 2 e 3)

Crosta Oceânica: 0.099% de

massa da Terra;

profundidade 0-10 km

A crosta oceânica contém

0.147% da massa manto-

crosta. A maior parte da crosta

terrestre foi feita através da

atividade vulcânica. O sistema

de cadeias oceânicas, conjunto

de 40.000 km de vulcões, gera

nova crosta oceânica a uma

taxa de 17 km3 por ano,

cobrindo o fundo oceânico

com basaltos.

•Camada 1:

- sedimentos terrígenos e depósitos pelágicos;

- espessura média de 0,4 km

•Camada 2:

- espessura média de 1 a 2,5 km

- velocidade sísmica 3,4 a 6,2 km/s

- subcamadas 2A, 2b e 2C; aumento da velocidade e

diminuição da porosidade

- basaltos fraturados, basaltos maciços com diques e diques

com basaltos maciços

•Camada 3:

- camadas 3A, 3B (velocidade de 6,5-6,8 e 7-7,7 km/s respct

- metagabros e gabros com bolsões de plagiogranitos e

prointrusões de serpentinitos (3A); Gabros e metagabros com

protointrusões e bolsões de cumulatos ultramáficos

(a) Crosta oceânica sugerida pela velocidade das ondas P. C a m a d a 1 - sedimentos; Camada 2-

rochas vulcânicas porosas com proporção pequena d e sedimentos ; Camada 3 – rochas máficas

maciças; Camada 4 – rochas ultramáficas. (b) Crosta oceânica no ofiolito de Omã, Golfo

Pérsico, (Fonte: Decifrando a Terra)

-Toda crosta oceânica é produzida nos centros de expansão.

- Manto quente funde-se próximo a superfície devido a diminuição

da pressão.

-O magma basáltico dissolvido resfria como intrusões gabróicas

abaixo de 2km de profundidade, enquanto grandes quantidades

eruptem no mar formando pillow lavas.

-O topo da câmara magmática vai sendo intrudida continuamente por

diques, levando magmas para a superfície. Por isto ocorrer no

centro de expansão, cada dique está sempre fraturado por um novo

dique, formando um grande amontoado de diques verticalmente

orientados chamados de complexo de diques acamadados

SUITE OFIOLITICA

OFIOLITOS Assembléia de rochas ígneas variando de basaltos a

gabros e peridotitos e sedimentos.

Geralmente ocorre em cinturões colisionais;

Originados de litosfera oceânica.

Estrutura da crosta oceânica e manto

superior

• Distinção de 4 camadas via velocidade sísmica

• Programas de sondagens marinhas

• Ofiolitos

Estrutura da crosta

oceânica e manto

superior

Ofiolitos típicos

Litologias e espessura de uma

sequência ofiolítica do Oman ( Boudier

e Nicolas, 1985) Earth Planet. Sci.

Lett., 76, 84-92.

Diferenças entre crosta oceânica e continental:

•0.2 Ga versus 3.5 Ga de idade máxima;

•5 km versus 35 km de espessura média;

•globalmente acamadada versus grande heterogeneidade;

•ampla calmaria sísmica versus tectonica ativa;

• vulcanismo de grande-escala versus vulcanismo suave.

O MANTO

Manto superior: 10.3% da

massa; profundidade de 10-400

km

O manto superior contém 15,3 %

da massa crosta-manto. Olivina

(Mg,Fe)2SiO4 e piroxênio

(Mg,Fe)SiO3 são os primeiros

minerais formados. Estes e outros

minerais são refratários e

cristalizados a altas temperaturas.

Parte do manto superior, a

astenosfera, pode ser parcialmente

fundida.

Zona de Transição: 7.5% da

massa da Terra;

profundidade de 400-650 km.

A zona de transição ou

mesosfera (manto médio),

chamado também de camada

fértil, contém 11.1% da massa

crosta-manto e é a fonte dos

magmas basálticos. Contém Ca,

Al, e Granada. Esta camada é

densa quando fria, por causa da

granada. Flutua quando quente

por que existem minerais

fundentes para formar basaltos

que podem subir como magma.

Manto Inferior: 49.2% da

massa da terra,

profundidade de 650-2,890

km

O manto inferior contém

72.9% da massa crosta –

manto e é provavelmente

composta de Si, Mg e

oxigênio. Pode conter algum

Fe, Ca e Al. Essa dedução é

feita assumindo que a Terra

tem uma abundância similar

e proporção de elementos

cósmicos como encontrados

no sol e meteoritos

primitivos.

D": 3% da massa da Terra;

profundidade de 2,700-2,890

km

Mesmo freqüentemente

identificada como parte do

manto inferior,

descontinuidades sísmicas

sugerem que a camada D"

diferencie-se quimicamente do

manto inferior abaixo deste.

Teoriza-se que o material

dissolvia-se no núcleo ou

afundava no manto, mas não

no núcleo por causa da sua

densidade.

Composição do Manto:

Amostras do manto superior

ocasionalmente aparece em zonas

de falha oceânicas, falhas de

cavalgamento em cinturões

colisionais, ou em erupções de

basaltos. A rocha é geralmente

peridotítica, ¾ de dunito (ou

olivine pura) e ¼ basalto. Este

último pode ser formado por

fusão parcial do pirólito, que

deriva de magma basáltico

enriquecido, partindo do final do

dunito empobrecido. .

Composição do Manto:

- peridotito: >>olivina e <15%

granada;

- eclogítico: <<olivina e >30%

granada

Núcleo externo : 30.8% da massa da Terra,

profundidade de 2.890-5.150 km

O núcleo externo é uma massa líquida quente,

eletricamente condutiva onde ocorrem os

movimentos convectivos. Esta camada

condutiva combina com a rotação da Terra e

cria um efeito dínamo que mantém um sistema

de correntes elétricas conhecido como campo

magnético terrestre.. Esta camada não é tão

densa quanto ferro fundido, o que indica a

presença de elementos mais leves. Suspeita-se

que 10% seja composto de enxofre e/ou

oxigênio, pois estes elementos são abundantes

no cosmo e dissolve-se facilmente em ferro

fundido.

Núcleo Interno: 1.7% da massa da Terra,

profundidade de 5.150 a 6.370 km

O núcleo interno é sólido . Acredita-se que

foi solidificado como resultado da pressão, o

que ocorre com muitos líquidos quando a

temperatura diminui e a pressão aumenta.

Litosfera (rígida)

Astenosfera (plástica)

Litosfera

Mesosfera (rígida)

Núcleo externo (líquido)

Núcleo interno (sólido)

crosta

Litosfera e Astenosfera

Fluxo de Calor

Litosfera:

- atua como uma camada isolante e a transferência de

calor na mesma ocorre por condução ( radiação de sua

superfície);

- afinamento litosférico– aumento gradiente

geotermal e fluxo térmico. O inverso verdadeiro.

- limite termal inferior de 1300-1400ºC – dissipação

Astenosfera

- convecção termal

- modelos variáveis

Calor interno da Terra

• Calor original

• Subseqüente decaimento radioativo

• Condução

• Convecção

Fluxo de Calor

Plumas do Manto

- bolhas de material aquecido, com densidade e

viscosidade menor que os materiais adjacentes;

- Tuzo Wilson: causadores de rifteamento e cadeia

meso oceânicas, atividade vulcânica, hot spots

- várias interpretações quanto a natureza da pluma

(agente causador e desencadeador), profundidade, dimensão,

forma, condições limites (pressão, temperatura, viscosidade),

tempo de desenvolvimento, respostas sísmicas, etc.

-

Convecção do manto superior: possível motor

da tectônica global

Variação da temperatura com a profundidade sobre regiões

continentais e oceânicas.

Valor médio do fluxo de calor na superfície terrestre

Região Média fluxo de calor na superfície (mW/m2)

Africa 49.8

America do Sul 52.7

America do Norte 54.4

Australia 63.6

Europa 60.2

Media continental 56.5

Pacífico norte 95.4

Pacífico sul 77.4

Atlântico norte 67.4

Média oceânica 78.2

Valor de Condutividade para Várias rochas Sedimentares

Tipo de rocha Condutividade (W/m/K)

Arenito 3 - 5

Folhelho 1.5 - 2

Sal 6