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SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL

UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE ESPECIALIZAÇÃO EM ROCHAGEM E

REMINERALIZAÇÃO DE SOLOS

FUNDAMENTOS DE GEOCIÊNCIAS

Módulo 1: unidades 1, 2 e 3

Organização: Prof. Marcio D. Santos

BELÉM 2019

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MÓDULO 1

.......................................................................................................... 03

1.1 HISTÓRICO E CONCEITOS FUNDAMENTAIS DE GEOLOGIA ............................. 03

1.2- GEOLOGIA E O HOMEM ....................................................................................... 05

.............................................................................................. 08

2.1- INTRODUÇÃO: métodos de investigação do interior terrestre ................................ 08

2.2- METEORITOS ........................................................................................................ 08

2.3- TERREMOTOS ...................................................................................................... 10

2.4- ESTRUTURA INTERNA DA TERRA ..................................................................... 13

2.5- CAMPOS GRAVITACIONAL E MAGNÉTICO DA TERRA ..................................... 16

2.5.1- Campo Gravitacional ......................................................................................... 16

2.5.2- Campo Magnético .............................................................................................. 18

........................................................................................ 26

3.1- INTRODUÇÃO: Teoria da deriva continental .......................................................... 26

3.2- TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS .................................................................. 28

3.2.1- Regime divergente de placas litosféricas ......................................................... 35

3.2.2- Regime convergente de placas litosféricas...................................................... 37

3.2.3- Regime transformante ou conservativo de placas litosféricas ...................... 41

3.3- CICLO DE WILSON E DANÇA DOS CONTINENTES ............................................ 42

3.4- TECTÔNICA DE PLACAS E OS DEPÓSITOS MINERAIS .................................... 47

3.5- REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...................................................................... 47

3.6- ATIVIDADES DESTE MÓDULO PARA OS ESTUDANTES .................................. 48

MÓDULO 2

4- OS MATERIAIS TERRESTRES: Minerais e rochas

5- ESTRUTURAS GEOLÓGICAS

MÓDULO 3

6- GEOLOGIA DOS DEPÓSITOS MINERAIS

7- TEMPO GEOLÓGICO

SUMÁRIO

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APRESENTAÇÃO

O presente documento é o texto de referência da disciplina “Geologia Aplicada à Mineração” do curso de especialização em Geologia de Minas e Técnicas de Lavra à Céu Aberto (Geominas), ofertado pela Faculdade de Geologia (Fageo) do Instituto de Geociências (IG) da Universidade Federal do Pará (UFPA), na modalidade à distância (Eadi). A Geologia Aplicada à Mineração é uma disciplina básica do Geominas que visa dar suporte geológico de nivelamento necessário para as disciplinas específicas do Geominas, especialmente para os cursistas que não são geólogos e nem engenheiros de minas. A disciplina aborda de forma integrada os principais processos geológicos, como a origem dos oceanos e continentes, formação das rochas e depósitos minerais, estruturas geológicas e o tempo geológico.

O tema central do Geominas são as técnicas de mineração de jazidas minerais e, consequentemente, o objeto fundamental do curso são os minérios, tradados na disciplina Geologia Aplicada à Mineração como uma categoria especial de rocha, cuja especificidade é seu interesse econômico. As características e os processos genéticos dos principais tipos de minérios são tópicos abordados na disciplina, de extrema importância para a definição das técnicas de mineração tratadas nas disciplinas específicas do Geominas. Desse modo, a disciplina Geologia Aplicada à Mineração corresponde ao alicerce geológico do Geominas, onde estão assentadas as disciplinas específicas que tratam da mineração e técnicas de lavra das jazidas minerais.

Prof. Dr. Marcio D. Santos Geólogo econômico

Coordenador Acadêmico do Geominas

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Os assuntos abordados nos itens a seguir possuem um cunho introdutório ao conhecimento geológico, abrangendo aspectos da geologia geral objetivando um conhecimento do nosso planeta dentro de variados aspectos: sua constituição física,

processos que atuam no interior e na superfície da Terra, os principais produtos gerados por esses processos e suas aplicações na vida das pessoas.

Este texto foi desenvolvido de modo a facilitar o entendimento dos temas propostos a seguir. Foi redigido dentro de uma linguagem acessível a qualquer campo do conhecimento e sem a preocupação de esgotar os assuntos. Deverá, outrossim, servir de base para que o leitor possa complementar com leituras auxiliares, de fácil obtenção nas bibliotecas tradicionais e eletrônicas.

1.1- HISTÓRICO E CONCEITOS FUNDAMENTAIS DE GEOLOGIA

O termo Geologia vem do grego Geo, que quer dizer Terra e Logos que significa palavra, pensamento, ciência. No sentido que lhe damos atualmente, o termo Geologia foi usado pela primeira vez pelo naturalista Ulisse Aldrovandi (1522-1605), em uma publicação de 1648. O primeiro livro de mineralogia (parte da Geologia que estuda os minerais), escrito em português, foi “Tábuas Mineralógicas” de autoria do professor Manuel José Barjona (1758-1831), da Universidade de Coimbra, Portugal.

A Geologia é uma ciência histórica. Ela estuda fenômenos que não se repetem, únicos em cada tempo, que ficam registrados nas rochas, como a erosão e alterações intempéricas, que refletem a atuação do clima, e as deformações, metamorfismo, magmatismo e formação de cadeias de montanhas, resultantes de esforços tectônicos e do calor interno da Terra. As ciências geológicas, certamente, se originaram das civilizações mais antigas que sofriam os efeitos de terremotos, observavam as atividades dos vulcões, contemplavam o trabalho incessante das ondas e das correntes, e sem dúvida sentiam-se curiosos pela explicação de tudo aquilo que viam. Observavam, igualmente, as conchas marinhas no alto das montanhas, os minerais de formas geométricas regulares e, assim, as explicações foram aos poucos se avolumando, aumentando o conhecimento da Terra em que vivemos.

Marcos na História da Geologia

O primeiro marco na História da Geologia foram as observações do filósofo grego Tales de Mileto (624/625-556/558 AC), nascido na cidade homônima da Ásia Menor, atual Turquia, sobre o trabalho dos rios Meandro (atual Meanderes) e Nilo que o levaram a concluiu que “a água podia modificar a face da Terra”. Tales anunciara, então, a

ação erosiva das águas, uma das leis fundamentais da Geologia.

No ano 79 da Era Cristã, o Vesúvio, vulcão situado próximo à cidade de Nápoles (Itália), entrou em erupção, soterrando as cidades de Pompéia e Herculano. Nesta erupção o naturalista Caio Plínio, o Velho (23 DC- 79 DC), faleceu sufocado pelas cinzas do vulcão. O seu sobrinho Plínio, o Moço, vinte e cinco anos após a erupção, em duas cartas dirigidas ao historiador Tácito, narrou detalhadamente os eventos, tornando-se assim o primeiro vulcanologista da História. As erupções do tipo da ocorrida no Vesúvio, por essa razão, são denominadas plinianas.

Outro marco importante na história da Geologia foi a publicação em 1556 do livro “De Re Metallica” (sobre a

natureza dos metais), de autoria do médico e mineralogista alemão Georg Pawer, mais conhecido como Georgius Agrícola (Fig. 1.1). O livro é voltado ao estudo da mineração

Figura 1.1- Georgius

Agrícola (1494-1555)

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o qual, juntamente com “De Natura Fossilium” dedicado ao estudo dos minerais, levaram Agricola a ser considerado como o Pai da Mineralogia.

O bispo católico e cientista dinamarquês Niels Stensen, mais conhecido como Nicolaus Steno (Fig. 1.2), viajou muitos anos pela Europa (França, Itália, Países Baixos) para estudar as rochas, minerais e fósseis. Nos seus estudos científicos, ao invés de se basear apenas nos autores antigos, confiava nas suas observações, mesmo quando estas contrariavam as doutrinas tradicionais. Na mineralogia, Steno anunciou a constância dos ângulos interfaciais dos cristais, conhecida como “lei de Steno”. No campo das rochas sedimentares, Steno enunciou três princípios básicos da Estratigrafia (estudo do empilhamento das camadas de rocha): Lei da sobreposição de estratos e os princípios da horizontalidade original e continuidade lateral.

(1638-1686). O primeiro marco sobre o aspecto prático da geologia foi estabelecido pelo agrimensor britânico William Smith (Fig. 1.3). Smith não tinha formação acadêmica, mas era autodidata e trabalhou muitos anos na construção de canais para escoamento de carvão em várias regiões da Inglaterra. Nesta tarefa teve oportunidade de observar as diversas camadas geológicas (estratos) e os fósseis a elas associados. Ele registrou suas observações em milhares de anotações e traçou mapas de campo, mostrando a posição de cada camada e seus fósseis. Seus estudos levaram-no a deduzir que “cada estrato contém fosseis organizados que lhe são peculiares”. A partir dessa dedução ele conseguiu correlacionar

camadas afastadas entre si por muitos quilômetros. Em 1801 ele esboçou o mapa geológico preliminar da Inglaterra, reconhecido como o primeiro mapa geológico de grande escala feito pelo homem. Finalmente, em 1815, ele publicou seu mapa geológico da Grã-Bretanha, medindo 2,50 x 2,00 m, com os diversos estratos coloridos à mão em 20 cores, abrangendo a Inglaterra, País de Gales e parte da Escócia. William Smith foi o primeiro homem que colocou a Geologia a serviço da humanidade e o seu famoso mapa, que ficou conhecido como o mapa que mudou o mundo, atualmente é exibido na Burlington House, no centro de Londres, sede da Geological Society of London. As conclusões de Smith, sobre a evolução das rochas sedimentares e a vida marinha, com base na sucessão das camadas estratigráficas e seus fósseis, forneceram as bases para a teoria da evolução das espécies anunciada por Charles Darwin quase seis décadas depois.

Um marco mais recente na história da Geologia foi estabelecido apenas no início do século XX, embora tenha sido especulado desde longa data: a teoria da deriva continental. A ideia da união da África e a América do Sul no passado vem desde a época dos primeiros ensaios cartográficos, representando as margens desses dois continentes. O filósofo inglês Francis Bacon (1561-1626) já havia apresentado esta hipótese no século XVII. Entretanto, uma teoria da deriva dos continentes apoiada em conhecimento geológico, paleontológico, paleoclimático e outros, só foi proposta no início do século XX, independentemente pelo geólogo americano Frank B. Taylor (1860- 1939) em 1910, e pelo meteorologista alemão Alfred L. Wegener (1880-1930) em 1912. De acordo com Wegener, os continentes atuais teriam se originado da fragmentação de um continente primitivo denominado Pangeia. Os fragmentos resultantes teriam se

Figura 1.2- Nicolas Steno

Figura 1.3- William Smith

(1769-1839).

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afastado uns dos outros desde o Jurássico ou Cretáceo (cerca de 200-150 milhões de anos atrás), derivando sobre o manto oceânico até as posições atuais. A Deriva Continental foi a teoria precursora da Tectônica de Placas, conceito que emergiu na

década de 60 do século XX.

Os elementos essenciais da Tectônica de Placas são:

A superfície da terra é dividida em cerca de 13 placas principais e outras menores. Os limites entre as placas podem ser construtivos, destrutivos e transcorrentes. No primeiro caso, as placas aumentam de tamanho, no segundo diminuem e, no terceiro, as dimensões ficam inalteradas.

As placas podem abranger tanto terrenos continentais como oceânicos (fundo dos mares). O Brasil está situado na placa Sul Americana, cuja metade leste é oceânica e a metade oeste, continental. Seus limites são: a leste, a cadeia Mesoatlântica (limite

construtivo); a oeste, a cordilheira dos Andes (limite destrutivo); a norte a placa do Caribe e a sul a placa Scotia (limites transcorrentes).

1.2- A GEOLOGIA E O HOMEM

A geologia tem repercussão em praticamente todos os segmentos da sociedade e sua atuação se faz presente em diversos órgãos públicos federais, estaduais e municipais e, também, em empresas estatais e privadas. Os órgãos e empresas estatais atuam nas áreas de levantamento geológico básico, com vistas à caracterização do meio físico, e na identificação e caracterização de ambientes geológicos e sua compartimentação tectônica, potencialmente favoráveis à ocorrência de depósitos minerais de interesse para a sociedade, enquanto que as empresas privadas e algumas estatais atuam principalmente na mineração de jazidas minerais, petróleo e gás.

Podem se distinguir dois aspectos na ciência geológica: a Geologia Geral ou Dinâmica e a Geologia Histórica. A Geologia Geral compreende as diversas partes da

geologia que investigam os processos genéticos formadores das rochas da crosta terrestre, envolvendo os fenômenos que agem não somente sobre a superfície, como também no interior do nosso planeta. Duas diferentes fontes de energia agem sobre a Terra. Uma delas provém do Sol, que age direta ou indiretamente, esculpindo a superfície do globo terrestre, constantemente retrabalhada pelo movimento das águas e ventos, alimentado pela energia solar. Fazem parte deste conjunto de fenômenos, o intemperismo, a erosão e a formação das rochas sedimentares (ciclo sedimentar), denominados de dinâmica externa. A segunda fonte de energia provém do interior da terra (calor interno), formando e modificando sua estrutura interna. Fazem parte desse conjunto de fenômenos a tectônica de placas, formação e deformação das rochas ígneas e metamórficas, denominados de dinâmica interna. Estas duas fontes de energia agem independentemente, havendo, contudo, interação entre elas.

A Geologia Histórica estuda e procura datar cronologicamente a evolução das modificações geológicas (estruturais, petrológicas, geográficas e biológicas) do nosso planeta e posicioná-las no tempo geológico.

São inúmeras as aplicações práticas da geologia em benefício da humanidade e das condições da vida na Terra que compreendem os ramos específicos da geologia, denominados conjuntamente de Geologia Aplicada. Os mais importantes deles são descritas brevemente a seguir:

Geologia Econômica

É o estudo dos recursos minerais utilizados pelo homem. O aumento geométrico na demanda por bens minerais não renováveis pela crescente população humana mundial tem provocado também um aumento paralelo no trabalho de pesquisa e exploração mineral nas rochas da crosta terrestre para atender a demanda crescente por recursos minerais. Desse modo, a procura de petróleo, carvão mineral, minerais

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metálicos e não-metálicos, exige o conhecimento pormenorizado dos processos de formação desses bens minerais, do tipo de rochas relacionadas, da época em que se teriam formado, e também da quantidade provável destes recursos ainda existente na crosta terrestre acessível ao homem.

Geologia de Engenharia (Geotécnica)

Não menos importante é a geologia no âmbito da Engenharia, sobretudo na construção de grandes obras, como túneis, barragens, fundações que deverão suportar grandes cargas, e também, no estudo dos deslizamentos por vezes catastrófico, que podem sepultar grandes áreas e que dependem da natureza do solo e de sua estabilidade.

Geologia Ambiental

Este ramo da geologia consiste no estudo dos problemas geológicos, decorrentes da relação que existe entre o homem e a superfície terrestre, assunto cuja importância vem crescendo atualmente. As alterações no ambiente onde vivemos, provocados pelas atividades humanas (poluição, desmatamento, alterações climáticas) extrapoladas para um futuro muito próximo, poderão determinar, se não forem tomadas providências adequadas, condições inadequadas à sobrevivência da raça humana no nosso planeta. O impacto das atividades humanas no meio ambiente tem sido tão marcante que alguns geocientistas já estão propondo um novo período geológico denominado Antropoceno (pós holoceno). A ciência ambiental (ecologia) é multidisciplinar e, portanto, muito complexa, pois envolve o conhecimento integrado de diversas áreas das ciências, como biologia, física, química, geologia, geografia, agronomia, meteorologia, etc.

Geodiversidade, Geoconservação, Geoturismo

Estudos sobre a geodiversidade, geoconservação e o geoturismo, têm sido enfatizados a partir dos anos 90 do século passado. Geodiversidade é “a variedade de ambientes, fenômenos e processos geológicos ativos que dão origem a paisagens, rochas, minerais, fósseis, solos e outros materiais superficiais que dão suporte para a vida na Terra”. A geodiversidade possui enormes valores econômicos, científicos, didáticos, culturais, etc., e a geoconservação do patrimônio geológico e o geoturismo, que é o aproveitamento turístico desse patrimônio, são consequências óbvias da geodiversidade.

Geologia Médica (Geomedicina)

Área das geociências que estuda os efeitos benéficos ou maléficos de diversos minerais e de fatores e ambientes geológicos sobre a saúde humana e dos animais. Estuda, por exemplo, a exposição excessiva ou a deficiência de elementos ou minerais no organismo, a inalação de poeiras minerais provenientes de minas ou vulcões, a exposição à materiais radioativos, entre outras complicações na saúde relacionadas às condições e ambientes geológicos. No Brasil, a geomedicina ainda é rudimentar. O Programa Nacional de Pesquisa em Geoquímica Ambiental e Geologia Médica (PGAGEM), é uma das principais iniciativas nessa área que procura fornecer subsídios à saúde pública através do controle da contaminação da água e solos.

Todas as atividades humanas, mesmo remotamente, estão ligadas à geologia, com efeitos diretos ou indiretos na saúde humana. Um exemplo simples pode ser encontrado em uma moradia, como mostra tabela 1 abaixo.

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Material Substância Mineral

Tijolo Argila Vermelha

Argamassa Calcário (cimento), areia e brita

Fundações Calcário (cimento), areia, brita e ferro (armação)

Contrapiso Calcário (cimento), areia e brita

Telhado Argila (telhas), betume, calcário, areia (acabamento) zinco ou petróleo (PVC)

Calha Zinco ou petróleo (PCV)

Caixa d’água Amianto e cimento

Fiação Cobre e petróleo (conduítes de PVC)

Pintura Óxido de titânio (pigmento), gipsita (gesso) e calcário (cal)

Lâmpada Wolfrâmio (filamento) e alumínio (soquete)

Aparelhos eletrônicos Quartzo, silício metálico e germânio (transistores)

Vaso sanitário Argila vermelha ou branca

Cama Ferro ou cobre (armação), petróleo (espuma de PVC)

Chuveiro Liga de cobre e zinco (caixa) e mica (isolante)

Encanamentos Ferro, zinco, cobre e petróleo

Louça sanitária Argila branca, caulim e feldspato (esmaltados)

Eletrodomésticos Alumínio, cobre, fibras de vidro e petróleo

Botijão de gás Ferro e manganês (aço), gás natural ou de petróleo (GLP)

Azulejos Argila branca e feldspato

Automóvel Ferro, alumínio, cromo e petróleo (combustível)

Lajotas de

revestimento

Argila vermelha, areia (vitrificados) e manganês

(pigmentos)

Janelas/Esquadrias Ferro, alumínio e liga de cobre e estanho (bronze)

Tabela 1.1- Materiais utilizados na construção de uma residência comum e suas respectivas substância minerais.

Além desses materiais, o homem utiliza diversos bens minerais no seu dia-a-dia, por exemplo: Alimentação: Sal, fosfato, potássio, calcário, nitrato, etc.;

Embalagens: Alumínio, ferro, estanho, caulim, talco etc.;

Saúde e higiene: Água, caulim, talco, calcita, gipso etc.;

Transportes: Ferro, manganês, carvão, níquel, titânio etc.;

Bens de consumo: Ouro, prata, diamante, petróleo etc.

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2.1- INTRODUÇÃO

O furo de sondagem mais profundo até hoje realizado (em Kola, Rússia) atingiu apenas 12 km, dimensão insignificante diante do raio da Terra de 6 370 km. Não é possível, portanto, ter acesso às partes mais profundas da Terra devido as limitações tecnológicas para enfrentar as altas temperaturas e pressões do interior terrestre. Desse modo, a estrutura interna do nosso planeta só pode ser estudada de maneira indireta, com base principalmente em dois tipos de fontes indiretas de informações: os meteoritos e os terremotos. Os meteoritos são fragmentos do interior de corpos espaciais da parte interna do sistema solar que podem fornecem informações importantes sobre o interior da Terra, considerando que se os corpos do sistema solar tiveram uma origem comum, não deve haver diferenças significativas entre os corpos de tamanhos equivalentes da parte interna desse sistema, onde fica o planeta Terra. Por outro lado, os terremotos são abalos sísmicos, estudados pelo ramo da geofísica denominado sismologia, que embora causem catástrofes em diversas regiões do planeta, fornecem informações sobre o comportamento das rochas do interior terrestre submetidas a esforços mecânicos, como o estado físico e a composição das rochas. A associação das informações provenientes dos terremotos e meteoritos, juntamente com os dados do campo gravitacional e campo magnético do nosso planeta, permitiram definir um modelo consistente da estrutura interna da Terra que é o tema central desta unidade.

2.2- METEORITOS

Meteoritos são pequenos fragmentos ( 10 m) de matéria sólida provenientes do espaço que penetram a atmosfera terrestre e atingem a superfície da Terra. Se o fragmento for menor que 10 m, normalmente ele é destruído e volatilizado pelo atrito com a atmosfera antes de atingir a superfície, sendo denominado nesta condição, de meteoro. As estrelas cadentes que, em noites de bom tempo, podem ser vistas como estrias luminosas que riscam o céu, são meteoros penetrando na atmosfera terrestre. Asteroides são pequenos corpos planetários, com dezenas a centenas de Km de diâmetro, cuja maioria está orbitando no cinturão de asteroides entre Marte e Júpiter, e que podem ser formados por fragmentação de corpos maiores (planetas ou satélites). Todos os corpos do Sistema Solar (planetas, satélites, inclusive os asteroides) vêm sofrendo impactos de meteoritos e asteroides que correspondem ao processo de acresção planetária que ainda continua acontecendo atualmente, embora com menor intensidade que no passado. Os impactos de corpos maiores, como os asteroides, deixam vestígios na forma de crateras que ocorrem praticamente em todos os corpos do Sistema Solar.

O estudo de milhares de amostras de meteoritos permitiu elaborar uma classificação destes corpos, de acordo com suas estruturas internas e suas composições químicas e mineralógicas, em três classes seguintes (Tabela 2.1):

1) Meteoritos rochosos: classe francamente dominante, com 95 % das amostras estudadas, que se subdivide em condritos (86 %) e acondritos (9 %).

2) Meteoritos ferro-pétreos ou siderólitos: classe menos frequente, com apenas 1 %

das amostras estudadas;

3) Meteoritos metálicos ou sideritos, com 4 % das amostras estudadas.

Os meteoritos condríticos (Fig. 2.1 a) são constituídos por pequenos glóbulos (côndrulos) milimétricos de minerais silicáticos (principalmente olivina, piroxênio e plagioclásio), além de minerais metálicos intersticiais (sulfetos ou ligas de Fe e Ni) e, mais raramente, compostos orgânicos (condritos carbonáceos). Os condritos são interpretados como fragmentos de corpos primitivos menores da parte interna do sistema solar que não chegaram a sofrer diferenciação química, preservando, portanto, suas estruturas internas (côndrulos) e também sua composição originais (silicatos + minerais

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metálicos), com exceção dos elementos mais voláteis (H e He) que escaparam no estágio precoce do sistema, ainda muito quente (1700 a 2000ºC). A estrutura condrítica é a melhor evidência do processo de acresção gravitacional de partículas que teria gerado os planatésimos e protoplanetas, precursores dos atuais planetas rochosos do sistema solar.

Meteoritos Rochosos

(95 %)

Condritos (86 %)

Ordinários

(81 %)

Características: Primitivos não diferenciados. Idade entre 4,5 e 4,6 Ga. Possuem côndrulos, à exceção de alguns condritos carbonáceos.

Composição: Minerais silicáticos (olivina, piroxênio, plagioclásio) e fases refratárias metálicas intersticiais (Fe-Ni) + matéria orgânica (carbonáceos).

Proveniência: Corpos não

diferenciados do cinturão de asteroides.

Carbonáceos (5 %)

Acondritos

(9 %)

Características: Diferenciados. Idade: 4,4 a 4,6 Ga

Composição: Heterogênea, em muitos casos similar à dos basaltos terrestres. Minerais principais: Olivina, piroxênios e plagioclásio.

Proveniência: Corpos diferenciados (manto silicático) do cinturão de asteroides, muitos da superfície da lua e alguns da superfície de Marte.

Meteoritos

Ferro-

pétreos

(Siderólitos)

(1 %)

Composição: Mistura de minerais silicáticos e metálicos (Fe-Ni).

Proveniência: Interior de corpos diferenciados do cinturão de asteroides.

Meteoritos Metálicos (Sideritos)

(4 %)

Composição: Minerais metálicos (Fe-Ni).

Proveniência: Núcleo de corpos diferenciados do cinturão de asteroides.

Tabela 2.1- Classificação e características dos meteoritos.

Os meteoritos não condríticos (ou acondríticos) podem ser de três tipos seguintes: acondritos rochosos, ferro-pétreos (ou siderólitos) e metálicos (ou sideritos). Os acondritos rochosos são constituídos por minerais silicáticos (principalmente olivina, piroxênio e plagioclásio), sem fases metálicas significativas e, em muitos casos, similares a composição dos basaltos terrestres. Os meteoritos siderólitos são constituídos por misturas de silicatos e minerais metálicos de Fe e Ni, enquanto que os sideritos são basicamente constituídos por minerais metálicos de Fe e Ni (Fig. 2.1 b).

A composição metálica pura dos meteoritos sideríticos conduz à interpretação de serem eles fragmentos do núcleo metálico de corpos maiores da parte interna do sistema solar que atingiram dimensões suficientes para gerar calor interno capaz de causar fusão interna e, consequentemente, diferenciação mecânica e química, com separação das fases silicáticas e metálicas e destruição da estrutura condrítica original. Os corpos diferenciados (maiores, com crosta, manto e núcleo) e não diferenciados (menores) colidiram entre si produzindo fragmentos de objetos menores, como os atuais asteroides e meteoritos de corpos diferenciados (metálicos e acondritos) e não diferenciados (condritos), dos quais muitos acabaram, eventualmente, sendo capturados pelo campo

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gravitacional da Terra. Os meteoritos siderólitos correspondem a situações mais raras nas quais os fragmentos de corpos diferenciados conteriam porções tanto do núcleo metálico como do manto silicático.

a

b

Figura 2.1- Amostras de meteorito condrítico, Museu de história Natural, Nova York, EUA (a) e de meteorito siderito de Coopertown, EUA (b).

2.3- TERREMOTOS

O calor interno da Terra provoca fusão de porções rochosas do interior terrestre gerando magma que adquire mobilidade, podendo extravasar na superfície através dos vulcões. Essa mobilidade magmática gera movimentos tectônicos que afetam não só os continentes, mas toda a litosfera terrestre, gerando tensões que se acumulam em vários pontos, principalmente ao longo das bordas das placas tectônicas. Quando essas tensões atingem o limite de resistência das rochas ocorre uma ruptura repentina, denominada falha geológica, gerando vibrações que se propagam em todas as direções, fazendo a terra tremer Os terremotos ocorrem mais frequentemente no limite entre as placas litosféricas (Fig. 2.2), mas podem ocorrer também no interior das placas, sem que a falha atinja a superfície. O ponto onde se inicia a ruptura é denominado de hipocentro ou foco, e sua projeção na superfície é o epicentro, sendo a profundidade focal a distância hipocentro-epicentro (Fig. 2.3). O tamanho da área de ruptura é proporcional à intensidade das vibrações e à magnitude dos terremotos que pode variar desde pequenos abalos ou tremores de terra até os grandes eventos sísmicos destrutivos. Quando ocorre uma ruptura na crosta terrestre, as vibrações sísmicas geradas se propagam em todas as direções na forma de ondas. São essas ondas sísmicas que causam danos nas proximidades do epicentro e que podem ser registradas por sismógrafos em todo o mundo (Fig. 2.4).

As vibrações são causadas por dois tipos principais de ondas sísmicas seguintes: Ondas longitudinais ou primárias (ondas P) que vibram na mesma direção de

propagação das ondas, tal como as ondas sonoras;

Ondas transversais ou secundárias (ondas S) que vibram perpendicularmente à direção de propagação das ondas, tal como as ondas luminosas (Fig. 2.5).

As velocidades das ondas P e S dependem essencialmente do meio por onde elas passam. Normalmente quanto maior a densidade de uma rocha maior será a velocidade de propagação das ondas sísmicas (Fig. 2.6), sendo que as ondas P são mais rápidas que as ondas S, razão pela qual são as primeiras (primárias) e as ondas S são as segundas (secundárias) a chegar (P de primária e S de secundária). Além disso, as ondas S só se propagam em meio líquido, enquanto que as ondas P se propagam tanto em meio líquido quanto sólido.

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Figura 2.2- Sismicidade mundial mostrada em mapa de epicentros de sismos com magnitude

5,0 no período 1964 a 1995. Fonte: Serviço Geológico americano.

Figura 2.3- Geração de um sismo por

acúmulo e liberação de esforços em uma ruptura. As tensões compressivas (a) deformam as rochas (b), causando ruptura nas mesmas que geram vibrações que se propagam em todas as direções (c)

Figura 2.4- Registro na estação sismológica

de Valinhos-SP de um sismo ocorrido em 23/11/97 na fronteira entre Argentina e Bolívia, com magnitude 6,4 (a), mostrando o

movimento do chão nas três dimensões espaciais (b).

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Figura 2.5- Propagação das ondas sísmicas: Onda longitudinal (P) com vibração paralela à direção de propagação (a). Onda transversal (S) com vibração perpendicular à direção de propagação (b).

Figura 2.6- Velocidade de propagação das

ondas P para alguns materiais e rochas mais comuns.

Tal como qualquer outro fenômeno ondulatório, as ondas sísmicas sofrem refração e reflexão quando passam para um meio de densidade diferente, obedecendo a lei de Snell, segundo a qual quando um raio passa pela interface entre dois meios com densidades diferentes, as razões entre os senos dos ângulos que os raios (refletidos e refratados) fazem com a normal à interface e as velocidades dos raios, se mantém constante (Fig. 2.7 a). Como consequência da lei de Snell, quando as ondas sísmicas passam para um meio de maior densidade (e maior velocidade), o raio refratado se afasta da normal à interface entre os dois meios (Fig. 2.7 b) e, ao contrário, quando as ondas passam para um meio de menor densidade (e menor velocidade), o raio refratado se aproxima da normal à interface (Fig. 2.7 c).

c

Figura 2.7- Lei de Snell: quando um raio passa por uma interface entre dois meios de

densidades diferentes, as razões dos senos dos ângulos que os raios (refletido e refratado) fazem com a normal à interface e as velocidades dos raios, se mantém constante (a). Raio sísmico refratado passando para um meio de maior densidade, afastando-se da normal à interface (b), e passando para um meio de menor densidade, aproximando-se da normal (c).

Em um meio litologicamente homogêneo (mesmo tipo de rocha), a velocidade das ondas sísmicas aumenta progressivamente com a profundidade, por causa do aumento da densidade provocada pelo aumento da pressão com a profundidade. Essa situação equivale a uma sucessão infinita de camadas extremamente finas e de densidades progressivamente maior com a profundidade, pelas quais as ondas sísmicas percorrem uma trajetória curva, obedecendo a lei de Snell. Como os ângulos ( ) com a vertical são progressivamente maiores, os raios sísmicos penetram até uma profundidade máxima e depois voltam à superfície. No trajeto de volta os ângulos ( ) diminuem progressivamente, já que os raios estão seguindo o trajeto inverso, com a densidade progressivamente mais baixa (Fig. 2.8 a,b). No caso de haver uma descontinuidade litológica no interior da Terra separando dois meios rochosos diferentes, de modo que o

b

a

14

meio inferior apresente menor velocidade das ondas sísmicas, o ângulo ( ) com a vertical diminuirá e os raios sísmicos se aproximarão da normal à interface. Se apenas o raio sísmico que mais se aprofundar atingir esta descontinuidade, ele se afastará muito em relação aos outros raios, provocando uma interrupção na curva tempo-distância, por causa do seu atraso, denominada “zona de sombra” na superfície (Fig. 2.8 c).

Figura 2.8- Lei de Snell em uma sucessão de camadas, com aumento progressivo da densidade

com a profundidade, implicando em aumento progressivo da velocidade e do ângulo (com a normal à interface (a). curva tempo-distância com a volta dos raios à superfície (b). Descontinuidade litológica produzindo uma interrupção na curva tempo-distância denominada “zona de sombra” entre os raios B e C (c).

2.4- ESTRUTURA INTERNA DA TERRA

Análises de milhares de terremotos durante muitas décadas permitiram construir as curvas tempo-distância das ondas sísmicas refratadas e refletidas e deduzir as principais propriedades físicas das rochas do interior da Terra, o que sustentou a formulação de um modelo consistente da estrutura interna da Terra em três camadas concêntricas (crosta, manto e núcleo), conforme as figuras 2.9 a 2.9 b. A crosta terrestre é a camada mais externa e mais fina da Terra, havendo dois tipos de crosta: a continental

e a oceânica (Fig. 2.9 c). A espessura da crosta terrestre varia entre 5 km na crosta oceânica até 70 km nos continentes e a velocidade das ondas P varia de 5,5 km/s na crosta superior a 7 km/s na crosta inferior (Fig. 2.10a). A crosta continental é formada principalmente por rochas graníticas, de densidade mais baixa (em torno de 2,7), com espessura variando de 30 a 50 Km, podendo atingir até 70 Km sob as grandes cadeias de montanhas. É constituída principalmente pelos elementos Si e Al, sendo referida, por esta razão, como (Fig. 2.10 b). A crosta oceânica é formada por rochas basálticas, de maior densidade (em torno de 3,0), que formam o fundo dos oceanos, com espessura de 5 a 7 Km. É constituída principalmente pelos elementos Si e Mg, sendo referida, por esta razão, como (Fig. 2.10 b).

O limite entre a crosta e o manto é marcado pela descontinuidade Moho (em referência a Mohorovicic que a descobriu em 1910), caracterizada pelas mudanças bruscas nas velocidades das ondas sísmicas (Fig. 2.10a). Abaixo da crosta, as velocidades das ondas P e S e a densidade das rochas do manto aumentam progressivamente até a descontinuidade de Gutenberg na profundidade de 2.900 km (limite entre manto e núcleo). A velocidade das ondas P no manto aumentam de 8,0 km/s a 13,8 km/s, e das ondas S de 4,4 a 7,3 km/s, enquanto que a densidade no manto aumenta de 3,4 a 5,6 (Fig. 2.11a). O manto terrestre é subdividido em manto superior e inferior, estando o manto superior situado abaixo da crosta terrestre, a partir da Moho, até a profundidade de 670 Km (Fig. 2.9 b e 2.11a). Estudos detalhados no manto superior mostraram que tanto a densidade como as velocidades das ondas sísmicas aumentam

c b

a

15

com a profundidade, embora não de maneira contínua (Fig. 2.11a), indicando heterogeneidade litológica, com alternância de camadas rígidas e dúcteis (Fig. 2.9 b). Entre, aproximadamente 100 e 250 km de profundidade, há uma ligeira diminuição nas velocidades sísmicas nessa parte do manto superior, especialmente sob os oceanos (Fig. 2.10a), indicando uma diminuição na rigidez do material que deve estar parcialmente fundido e, portanto, comportar-se plasticamente nesta parte do manto denominada astenosfera ou “zona de baixa velocidade”. O limite inferior da astenosfera

não é bem definido, mas admite-se que pode chegar até 350Km de profundidade.

Figura 2.9- Modelo da estrutura interna da Terra, mostrando em (a) o raio da Terra e as dimensões do manto e núcleo. Em (b), as três camadas do interior terrestre (crosta, manto e

núcleo) à esquerda e as três descontinuidades sísmicas (Moho, Gutenberg e Lehmann), os seus descobridores e o ano da descoberta, à direita. Em (c), detalhe da porção mais superficial,

mostrando as relações entre crosta, litosfera e astenosfera.

Figura 2.10- Variação da velocidade das ondas P na crosta e no manto superior, mostrando a descontinuidade de Moho, a litosfera e a astenosfera (a). Litosfera (crosta + manto litosférico) flutuando na astenosfera pouco rígida (b).

b c

a

a b

16

Figura 2.11- Variações das velocidades das ondas P (VP) e S (VS) e densidade (ρ) no interior da Terra, mostrando as descontinuidades entre manto superior e inferior, núcleo externo e

interno (a). Zona de sombra entre 103 e 142 de latitude, definida pela refração das ondas P ao passar pela descontinuidade de Gutenberg, entre o manto e o núcleo externo (b).

A crosta terrestre, juntamente com a parte do manto rígido acima da astenosfera (manto litosférico), forma a camada externa mais dura e rígida da Terra, chamada litosfera, a verdadeira casca de nosso planeta, com espessura em torno de 100Km e

que, pode-se dizer, flutua na astenosfera pouco rígida (Fig. 2.10b). Essa situação possibilita que a litosfera se ajuste na astenosfera, por soerguimento ou subsidência, em decorrência, respectivamente, de perda de massa (por exemplo erosão, degelo) ou ganho de massa (por exemplo derrames basálticos, coberturas de gelo). Esse mecanismo, denominado de isostasia, é baseado no princípio de equilíbrio hidrostático de Arquimedes, pelo qual um corpo flutuante desloca uma quantidade de água equivalente ao volume do corpo submerso. Existem dois tipos de litosfera (Fig. 2.10 b): litosfera continental (crosta continental + manto litosférico) e litosfera oceânica (crosta oceânica + manto litosférico). Admite-se que o manto superior seja constituído por rochas ultramáficas (peridotitos) compostas por silicatos de Mg e Fe (olivinas e piroxênios),

formados em temperatura de até 3.400C, semelhantes aos meteoritos rochosos acondríticos, considerados como porções mantélicas de corpos diferenciados da parte interna do sistema solar.

O limite entre o manto superior e inferior, em torno de 670 Km (Fig. 2.9 b e 2.11a), é marcado por uma mudança no comportamento da densidade e da velocidade das ondas sísmicas. Até 670 Km (manto superior), tanto a densidade como a velocidade das ondas sísmicas aumentam com a profundidade, mas de modo oscilante entre altos e baixos (Fig. 2.11a). A partir de 670 Km, no entanto, o aumento tanto da densidade como das velocidades das ondas sísmicas é contínuo e linear. A velocidade das ondas P aumentam de 10,8 para 13,8 Km/s e das ondas S de 6 para 7,3 Km/s, enquanto que a densidade aumenta de 4,4 para 5,6 até a descontinuidade de Gutenberg, na profundidade de 2.900 Km, limite entre o manto e o núcleo (Fig. 2.9 b e 2.11a). Esse comportamento é compatível com certa homogeneidade na composição litológica do manto inferior, formado provavelmente também por rochas ultramáficas de alta pressão,

com temperaturas de até 4.000C.

A descontinuidade de Gutenberg é caracterizada pela interrupção das ondas S, brusco aumento de densidade e diminuição na velocidade das ondas P que causa uma interrupção na curva tempo-distância, definindo uma zona de sombra (Fig. 2.11a e b). Abaixo da descontinuidade de Gutenberg, as velocidades das ondas P aumentam progressivamente de 8,1 (em 2.900 km) até 10,4 km/s na profundidade de 5.150 km,

b a

17

mT mOb

d2 m

intervalo denominado de núcleo externo, onde as ondas S não se propagam, o que indica o estado líquido (ou quase líquido) do material e justifica a menor velocidade das ondas P em relação ao manto (Fig. 2.11a), apesar da maior densidade do núcleo externo (10

a 12,2), e temperatura em torno de 4.000C. Dentro do núcleo existe um caroço central denominado núcleo interno, caracterizado por um pequeno, porém brusco, aumento nas velocidades das ondas P (de 10,4 para 11,0 Km/s) e na densidade (de 12,2 para 12,9), a partir de 5.150 km, que marca a descontinuidade descoberta por I. Lehmann em 1936 (Fig. 9 b e 11a). No núcleo interno as ondas S voltam a se propagar com velocidade muito baixa (3,6 km/s), o que caracteriza seu estado sólido (Fig. 11a). Estas características de velocidades sísmicas baixas e densidades altas indicam que o núcleo da Terra é constituído predominantemente por ferro e níquel (Nife), com densidade em

torno de 12 e temperatura acima de 4.000C, semelhante às composições de meteoritos sideríticos, considerados como porções de núcleos de corpos diferenciados da parte interna do sistema solar.

2.5- CAMPOS GRAVITACIONAL E MAGNÉTICO DA TERRA

2.5.1- Campo Gravitacional da Terra

A gravitação é uma propriedade fundamental da matéria que se manifesta em qualquer escala de grandeza, desde a atômica até a cósmica. No final do século 17, Newton a definiu como uma força de atração, cuja intensidade é proporcional ao produto das massas dos corpos e inversamente proporcional ao quadrado da distância que os separa, de acordo com a equação seguinte:

F = G m1 m2

d2 Sendo m1 e m2 = massa dos corpos 1 e 2 respectivamente

G = constante de gravitação universal, e d = distância entre 1 e 2

A gravidade é uma força fraca que só é perceptível em corpos de dimensão planetária, como a Terra, que criam um campo gravitacional ao seu redor com intensidade significativa (proporcional a sua massa) e igual em todas as direções (isotrópico). Qualquer objeto na Terra está sujeito, portanto, à ação da força da gravidade

cuja aceleração (ag) aponta para o centro da Terra e sua intensidade depende apenas

da distância do objeto ao centro da Terra (igual ao raio da Terra se o objeto estiver na superfície) e da massa da Terra, conforme demonstrado a seguir:

F = G F = ag mOb ag = F

Ob

ag = G mT mOb d2 mOb

Sendo mT = massa da Terra, e mOb = massa do objeto

A intensidade da força de atração gravitacional que afeta os objetos na Terra seria

igual ao valor acima se a Terra não tivesse movimento de rotação. Entretanto, como a

Terra está em rotação em torno de seu eixo, qualquer ponto de seu interior ou de sua

superfície sofre o efeito da aceleração centrífuga (ac), com direção perpendicular ao eixo

de rotação e intensidade diretamente proporcional à distância até este eixo. Desse modo,

os únicos locais onde não há aceleração centrífuga (ac = 0) são os polos geográficos da

Terra, pois estão situados sobre o eixo de rotação. Todos os outros pontos da Terra

sofrem uma aceleração centrífuga, atingindo valores máximos na linha do equador, onde

a distância para o eixo de rotação é máxima (Fig. 2.12). Ou seja, enquanto a aceleração

do campo gravitacional (ag) possui intensidade aproximadamente constante e direção

variável (radial), a aceleração centrífuga (ac), ao contrário, possui direção constante

(perpendicular ao eixo de rotação) e intensidade variável, dependendo da latitude. A

soma vetorial da aceleração gravitacional (ag) e da aceleração centrífuga (ac) é

denominada gravidade (g), cujo intensidade é: g = ag + ac.

mT ag = G

d2

18

RE ( RP

RE

6378 ( 6357

6378

Tanto a direção como a intensidade de (g) variam conforme a posição sobre a

superfície terrestre. Como a intensidade da aceleração gravitacional (ag) é maior que da

aceleração centrífuga (ac) e os dois vetores componentes possuem sentidos opostos, a

somatória deles será igual à diferença entre os módulos de (ag) e (ac), cuja resultante (g)

é normalmente menor que (ag). Os polos geográficos são os únicos pontos da superfície

terrestre onde g= ag, já que nestes pontos a componente centrífuga é nula (ac = 0) e a

gravidade (g) possui valor máximo. A intensidade de (g) diminui dos polos em direção ao

Equador, onde atinge o valor mínimo, acompanhando o aumento gradual da intensidade

de ac em direção ao Equador. Se a velocidade de rotação da Terra fosse aumentada a

ponto de ac ficar maior que ag (g negativa), poderíamos ser atirados para fora da Terra.

Figura 2.12- Gravidade terrestre (g) igual à soma

da aceleração da gravidade (ag) com a aceleração

centrífuga (ac) g = ag + ac

O valor médio da gravidade (g) na superfície terrestre é aproximadamente

9,80 m/s2 ou 980 Gal (Galileu= 1cm/s2), com uma diferença de 5,3 Gal entre o valor

mínimo (no equador) e o valor máximo (nos polos), o que representa uma variação

pequena, em torno de 0,5 %. Esta situação (gravidade máxima nos polos e mínima no equador) explica porque um objeto é levemente mais pesado nas maiores latitudes que nas latitudes baixas, tendo peso máximo nos polos e mínimo no equador. Explica

também a razão do achatamento da Terra nos polos, pois o efeito maior da gravidade

polar ao longo da história geológica da Terra, resultou em um raio polar menor (RP =

6357 km) que o raio equatorial (RE = 6378 km), com uma diferença de 21 km. O grau de

achatamento da Terra (f) é pequeno e pode ser medido pela equação:

f = , onde f = f = 0,003 (0,3%)

O campo gravitacional da Terra associa, portanto, a cada ponto da sua superfície um vetor de aceleração da gravidade (g), caracterizado por sua intensidade (módulo de g) e sua direção denominada vertical. O campo da geofísica que estuda a gravidade é denominado gravimetria e gravímetros são equipamentos que medem a gravidade. Denomina-se anomalia magnética para um valor da gravidade diferente (maior ou menor) do valor esperado de um determinado ponto ou área da superfície terrestre, denominado background. Anomalias gravimétricas negativas são causadas por rochas com densidade relativamente baixa em contato com rochas de maior densidade existentes no

19

substrato. Por exemplo, cadeias de montanhas, com raízes profundas, constituídas por rochas com densidade relativamente baixa, ou corpos rochosos intrusivos de baixa densidade, como domos de sal (Fig. 2.13 a). As anomalias gravimétricas positivas são causadas pela presença de materiais com densidade relativamente alta, na superfície ou em profundidade como, por exemplo, rochas máficas (mais densas) em contato com rochas sedimentares (Fig. 2.13 b). Depósitos de minerais metálicos de alta densidade, em subsuperfície, também produzem anomalias gravimétricas positivas e podem ser localizados através de levantamentos gravimétricos de detalhe.

Figura 2.13- Anomalias gravimétricas: negativa, causada pelo granito Tourão, no Rio Grande do Norte (a) e positiva, causada pelas rochas basálticas da bacia do Paraná (b).

2.5.2- Campo Magnético da Terra

A bússola, como instrumento de orientação, já era utilizada pelos chineses por volta de 1.100 DC, a quem é atribuída a descoberta do magnetismo terrestre. Mas foi somente no século seguinte, em 1.269, que o francês Pierre Pelerin de Maricourt realizou as primeiras investigações científicas desta propriedade física da Terra. Maricourt observou que aproximando pequenos ímãs a uma amostra esférica de magnetita (óxido de ferro magnético), eles orientavam-se segundo linhas que circundavam a esfera e interceptavam-se em dois pontos opostos, da mesma forma que as linhas de longitude sobre a Terra interceptam-se nos polos geográficos do planeta. Por analogia, Maricourt denominou os dois pontos de polos do ímã. O inglês William Gilbert reconheceu que a Terra era um imenso ímã semelhante a uma esfera de magnetita e reuniu todo o conhecimento da época sobre o magnetismo na obra De Magnete publicada em 1.600. Entretanto, medidas sistemáticas da intensidade do campo geomagnético começaram a ser obtidas somente a partir de 1838, pelo físico alemão Carl Friedrich Gauss que concluiu que 95 % do campo magnético terrestre origina-se no interior do planeta e somente uma pequena parte restante provém de fontes externas.

A partir da constatação de Gilbert de que o campo magnético terrestre é semelhante à de uma esfera de magnetita com campo dipolar, como o de um ímã de barra denominado de dipolo, pode-se imaginar a Terra como uma esfera uniformemente magnetizada, no centro da qual existe um dipolo com linhas de força que emergem do polo sul para o polo norte (Fig. 2.14). Os polos magnéticos da Terra estão localizados

a

Anomalia negativa de gravidade

b

20

aproximadamente a 78 N 104 W (polo norte) e 65 S 139 E (polo sul) e, portanto, não são diametralmente simétricos. Por esta razão o eixo do

dipolo magnético terrestre está deslocado 490 km do centro da Terra e faz um ângulo de 11,5 com o eixo de rotação da Terra, sendo denominado de

dipolo excêntrico.

Figura 2.14- Campo magnético dipolar da Terra, com

linhas de força do polo sul para o polo norte, cujo eixo faz um ângulo de 11,5º com o eixo de rotação do planeta e está um pouco afastado do centro da Terra.

Como o eixo magnético e o eixo de rotação da Terra não são coincidentes e nem paralelos, a agulha de uma bússola não aponta diretamente para o norte geográfico, fazendo normalmente um ângulo com a direção norte-sul, denominado declinação magnética, fato que já era conhecido dos grandes navegadores desde o século 16. O valor da declinação magnética (D) depende do local do observador em relação aos polos geográfico e magnético e varia também com o tempo. A única situação na qual a agulha da bússola aponta diretamente para o norte geográfico é quando não há declinação magnética (D= 0), o que somente ocorre quando o ponto de observação está alinhado no mesmo meridiano com os polos geográfico e magnético (Fig. 2.15). Se a agulha da bússola desvia para leste (à direita) do norte geográfico, a declinação é considerada positiva e se desvia para oeste (à esquerda), a declinação é negativa (Fig. 2.15).

Como a agulha da bússola acompanha as linhas de força do campo magnético terrestre, ela normalmente não se mantém em posição horizontal, de tal forma que a extremidade norte da agulha inclina-se para baixo no hemisfério norte e para cima no hemisfério sul. O ângulo que a agulha faz com o plano horizontal é chamado de inclinação magnética (Fig. 2.16). A inclinação magnética (I) varia de zero no equador

magnético, onde as linhas de força são paralelas à superfície, a 90 nos polos magnéticos, onde as linhas de força são verticais.

Figura 2.15- Posição do polo norte geográfico e do polo norte magnético, mostrando duas situações de declinação positiva (direção do norte magnético a leste do norte geográfico), duas situações de declinação negativa (direção do norte magnético a oeste do norte geográfico) e uma situação sem declinação magnética (D= 0).

Positiva

Negativa

21

O campo magnético terrestre pode ser representado como um vetor, cuja direção

e intensidade variam no espaço e no tempo (Fig. 2.16). A direção do campo magnético

é definida pela declinação (D) e inclinação (I) magnéticas e a intensidade corresponde

ao módulo do vetor F, cujas componentes horizontal e vertical são respectivamente FH

e FV. No equador magnético, onde I = 0, a componente vertical do campo magnético é

zero (FV = 0) e, portanto, F = FH, ao passo que nos polos magnéticos, onde I = 90 , a

componente horizontal é zero (FH = 0) e, portanto, F = FV.

A intensidade do campo geomagnético é baixa e varia com a localização geográfica, sendo mínima próxima do equador magnético e aumenta em direção aos polos magnéticos, atingindo 60.000 nT no polo magnético norte e 70.000 nT no polo

magnético sul, sendo Tesla (T) uma unidade de campo magnético e 1 nano Tesla (nT) = 10 9T. Além disso, a intensidade do campo magnético também varia lentamente

com o tempo (variações seculares), cuja origem está relacionada aos processos geradores do campo geomagnético no núcleo da Terra. Os polos magnéticos se deslocam a uma velocidade média de 0,2 por ano ao redor dos polos geográficos,

percorrendo uma trajetória irregular, porém normalmente sem se afastar mais do que 30 do polo geográfico e levam milhares de anos para dar uma volta completa de 360 ao

redor dos polos geográficos. Desse modo, tanto a declinação como a inclinação magnética de um local varia continuamente com o tempo, aumentando ou diminuindo.

Como a declinação define a direção do campo magnético na superfície terrestre há necessidade de correção deste valor a cada 5 anos aproximadamente.

Apesar de fraco, o campo geomagnético, denominado magnetosfera, ocupa um volume muito grande, com suas linhas de força estendendo-se a distâncias 10 a 13 vezes o raio da Terra. A magnetosfera exibe uma forma assimétrica em relação à Terra, assemelhando-se a uma gota com cauda comprida (Fig. 2.17), como consequência principalmente do movimento de partículas emitidas pelo Sol (núcleo de átomos sobretudo H e elétrons), denominado vento solar que flui a uma velocidade de 300 a 500 km/s. Próximo à Terra, o vento solar comprime o campo geomagnético no lado iluminado pelo Sol, de tal modo que no lado não iluminado (noite) as linhas de força não sofrem pressão do vento solar e estendem-se a distâncias maiores que 2.000 vezes o raio da Terra, alcançando a lua.

O campo geomagnético exerce um papel importante de blindagem ao vento e erupções solares, impedindo que as partículas mais energéticas atinjam a superfície terrestre, causando danos à biosfera. Entretanto, nas regiões polares as partículas e radiações solares penetram facilmente até a atmosfera superior (ionosfera inferior), conduzidas pelas próprias linhas de força posicionadas verticalmente à superfície da

Figura 2.16- Representação vetorial do campo geomagnético (vetor F), mostrando as componentes

horizontal (FH) e vertical (FV), a declinação (D) e

inclinação (I) magnéticas.

F = FH + FV

F = (F 2 + F 2 )½ H V FH = (x2 + y2)½

F = (x2 + y2 + F 2 )½ V

tgD= y/x D = arctg(y/x)

tgI= FV / FH I = arctg(FV / FH)

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Terra. A ionosfera, por ser eletricamente condutora, é utilizada na radiocomunicação. Quando esta parte da atmosfera é invadida por um fluxo de radiação solar mais intenso (tempestades magnéticas) pode provocar interrupções ou interferências na comunicação de rádio. Uma tempestade magnética ocorre em geral um dia após o aparecimento das chamas solares (grandes emissões luminosas na região mais externa do Sol). Um dos fenômenos luminosos mais intensos e fascinantes no céu, denominado de aurora boreal e austral, observado nas regiões polares norte e sul respectivamente, pode ocorrer durante uma tempestade magnética. A aurora aparece como uma cortina luminosa de cor esverdeada ou rósea, com a borda inferior a cerca de 100 km de altura e a superior em torno de 1.000 km (Fig. 2.18).

Figura 2.17- Representação esquemática da

magnetosfera e a ação do vento solar sobre as linhas de força do campo geomagnético.

Figura 2.18- Fotografia de uma aurora boreal.

A distribuição do campo geomagnético sobre a superfície da Terra pode ser observada em cartas isomagnéticas, ou seja, mapas com linhas que unem pontos com o mesmo valor de um determinado parâmetro magnético, como a intensidade do campo geomagnético (Fig. 2.19) ou a declinação magnética. Em escala global, essas cartas geomagnéticas não mostram relação alguma com as principais feições geológicas e geográficas do planeta, como continentes, oceanos, cadeias de montanhas, indicando que a origem do campo geomagnético deve necessariamente ser profunda. Se o campo magnético terrestre fosse um simples dipolo geocêntrico, as linhas de mesmo valor de intensidade total seriam paralelas ao equador magnético do dipolo que se tornariam progressivamente mais curvas ao aproximar-se dos polos. Entretanto, no mapa da intensidade do campo geomagnético (Fig. 2.19) observa-se linhas com curvatura variável, indicando que o campo magnético terrestre é mais complexo que o campo de um dipolo geocêntrico perfeito. Essas variações na curvatura das linhas geomagnéticas são devidas a valores anormais do campo geomagnético, denominados de anomalias geomagnéticas. Essas anomalias são evidenciadas normalmente em cartas geomagnéticas mais detalhadas que podem mostrar valores diferentes da média da região (background), podendo ser acima (anomalia positiva) ou abaixo (anomalia negativa) do background (Fig. 2.20). Anomalias positivas podem estar relacionadas a concentrações de minerais magnéticos em rochas, como jazidas de ferro, ou correntes elétricas fracas na crosta ou nos oceanos. A busca e interpretação de anomalias magnéticas são a base do método magnético em prospecção geofísica.

As características do campo geomagnético descritas acima indicam que sua origem é profunda, mas o que poderia causar esse magnetismo? Os dados sísmicos do interior da Terra combinados com as hipóteses da origem do sistema solar indicam a existência de um núcleo metálico, composto de ferro e níquel, com raio de 3.470 km (tamanho aproximado do planeta Marte), constituído de um núcleo interno sólido, com

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raio de 1.220 km, e um núcleo externo fluido. Embora não haja divergência quanto ao estado dinâmico do núcleo externo e que esse movimento gera corrente elétrica que, por sua vez, induz um campo magnético, sua fonte de energia e como esse movimento pode gerar um campo magnético, estão ainda em discussão. Entretanto, a maioria dos autores converge para uma hipótese pela qual o núcleo atua como uma espécie de dínamo autossustentável, capaz de converter energia mecânica em energia elétrica, sustentada pela combinação de dados teóricos e experimentais e sugerida inicialmente por Bullard e Elsasser no início da década de 1950 do século passado. O dínamo magnético da Terra pode ter sido induzido por um campo magnético externo, como o próprio campo do sistema solar, após o que continuou produzindo o seu próprio campo magnético sem suprimento de energia externa.

Figura 2.19- Mapa de intensidade total do campo geomagnético em milhares de nT.

Figura 2.20- Anomalia magnética positiva de

intensidade total do campo geomagnético, gerada por concentração de minerais magnéticos em corpo ígneo na região de Juquiá-SP.

As diferenças de temperatura do núcleo fluido, entre o seu interior, próximo do núcleo interno (maiores temperaturas), e a sua periferia, próximo do manto (menores temperaturas), provoca movimento de convecção de fases menos densas profundas para a periferia mais fria do núcleo. Além disso, o movimento de rotação da Terra provoca uma força no fluido do núcleo (força de coriolis) com direção perpendicular ao seu movimento convectivo. A combinação entre o movimento convectivo e a força de coriolis resulta em um movimento espiral autossustentável do material fluido e condutor do

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núcleo, em direção a sua periferia (Fig. 2.21), que gera um campo magnético dipolar cujo eixo é aproximadamente paralelo ao eixo de rotação da Terra.

Figura 2.21- Movimento do fluido

condutor do núcleo externo e geração do campo magnético dipolar, indicado pelas linhas de força, com eixo quase paralelo ao eixo de rotação da Terra.

Os dados obtidos do campo geomagnético atual da Terra remontam apenas há alguns séculos atrás que é um intervalo de tempo muito curto em relação à história geológica da Terra. Como obter, então, dados sobre o campo geomagnético passado da Terra. Terá ele tido sempre o mesmo padrão do atual ? Terá ele sempre existido? Questões como essas só puderam ser respondidas a partir da metade do século passado quando se verificou que a história magnética da Terra não se perde completamente, pois fica registrada como um magnetismo fóssil nas rochas. Alguns minerais magnéticos de ferro se alinham ao campo magnético terrestre no momento de sua cristalização

juntamente com a rocha que os contém. A magnetita (Fe3O4) e a pirrotita (Fe1 xS) são

minerais magnéticos naturais, enquanto que a hematita (Fe2O3) e ilmenita (FeTiO3) são

minerais originalmente não magnéticos que são magnetizados permanentemente pelo

campo geomagnético, sendo que todos eles se alinham ao campo magnético terrestre. A intensidade da magnetização das rochas é normalmente fraca, mas fica preservada ao longo do tempo como uma magnetização remanescente, mesmo que a rocha sofra transformações e deformações após a sua formação. Além disso, eventuais mudanças futuras no campo geomagnético não mais afetarão o alinhamento dos minerais magnéticos que foram cristalizados na época de formação da rocha. A intensidade e a

direção da magnetização remanescente das rochas são determinadas por instrumentos sensíveis (magnetômetros) para tentar reconstruir o passado magnético da Terra, campo de estudo da geofísica denominado paleomagnetismo. Com a determinação da declinação e inclinação magnéticas remanescentes de uma rocha pode-se determinar a posição do polo magnético correspondente (Fig. 2.22)

Figura 2.22- Vetor do campo magnético de uma

rocha (seta), definido pelos ângulos de declinação (D) e inclinação (I) e a posição do polo paleomagnético (P) correspondente.

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As pesquisas paleomagnéticas indicam que a Terra tem mantido um campo magnético significativo há pelos menos 2,7 bilhões de anos. Entretanto, os dados paleomagnéticos associados com datações radiométricas das rochas indicam claramente que houve no passado vários períodos com polaridade magnética inversa à do campo geomagnético atual, ou seja, com linhas de força que emergem do polo norte e convergem para o polo sul. Para se interpretar que as inversões da polaridade magnética em algumas rochas estejam refletindo a inversão da polaridade geomagnética do planeta e não alguma especificidade daquelas rochas, as inversões teriam que ser confirmadas nas rochas de todos os continentes. Dados paleomagnéticos sistemáticos de várias regiões da Terra, obtidos na década de 1960, permitiram elaborar uma escala com os dados normais e inversos destas regiões, confirmando as inversões de polaridade geomagnética do planeta (Fig. 2.23). Estes dados mostram que o campo geomagnético permanece com uma determinada polaridade durante intervalos variáveis, em torno de 100 mil a 10 milhões de anos, e para completar uma transição de polaridade são necessários 1.000 a 10.000 anos.

a b

Figura 2.23- Escala de inversões da polaridade do campo geomagnético nos últimos 80 milhões de anos (a). À direita, detalhe da coluna,

mostrando épocas de polaridade normal ou inversa ocorridas nos últimos 4,5 milhões de anos que receberam nomes especiais (b). Faixas escuras representam polaridade normal e faixas claras polaridade inversa. Notar que a polaridade normal atual já dura 700 mil anos.

O paleomagnetismo contribuiu não só para a reconstituição da história do campo

magnético da Terra, como também para a retomada das ideias sobre a deriva continental, formuladas por Alfred Wegner no início do século 20, e só reconsiderada 40 anos depois apoiada pelas evidências geofísicas, tais como dados sísmicos do interior da terra, dados paleomagnéticos e datações geocronológicas das rochas basálticas do fundo dos oceanos.

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3.1- INTRODUÇÃO: A teoria da deriva continental

Apesar da aparente quietude que normalmente sentimos, a Terra é um planeta dinâmico. Se fosse fotografada do espaço a cada século, desde a sua formação, para formar um filme, o que veríamos seria um planeta azul com seus continentes se movimentando, ora colidindo, ora se afastando entre si, em uma espécie de dança dos continentes. As ideias de que os continentes nem sempre estiveram onde estão nasceram quando surgiram os primeiros mapas das linhas das costas atlânticas da América do Sul e África. Em 1.620, o filósofo inglês Francis Bacon foi o pioneiro em considerar a hipótese de que a América do Sul e África estiveram unidas no passado, com base no quase perfeito encaixe entre suas linhas de costa.

Mas foi somente no início do século 20 que o geógrafo e meteorologista alemão Alfred Wegner (1890-1930, Fig. 3.1) estabeleceu, com bases mais científicas, a teoria da deriva continental, segundo a qual todos os continentes estiveram unidos no passado, formando um único supercontinente, denominado de Pangeia (Pan significa todo e Geia Terra, em grego). Poucas ideias no meio científico foram tão fantásticas e impactantes como essa. De acordo com essa teoria, apresentada em 1912 por Wegner, a fragmentação da Pangeia começou por volta de 220 milhões de anos (Ma) atrás, no período Triássico, quando a Terra era habitada por dinossauros, e teria prosseguido até o presente tempo. A Pangeia teria iniciado sua fragmentação dividindo-se em dois

continentes, a Laurásia, no hemisfério norte, e a Gondwana, no hemisfério sul, que ficaram separados pelo mar de Tethys (Fig. 3.2).

Figura 3.2- Pangeia e sua divisão em dois

continentes, Laurásia (à norte) e Gondwana (à sul), separados pelo mar de Tethys.

Para fundamentar sua teoria, Wegner procurou evidências que a comprovassem,

além da coincidência entre as linhas de costa atuais dos continentes. Ele identificou algumas feições geomorfológicas, como a cadeia de montanha da Serra do Cabo, na África do Sul, de direção E-W, que seria a continuação da Sierra de La Ventana, na Argentina, com mesma direção, e um planalto na Costa do Marfim, na África, que teria continuidade no Brasil. Nessas feições geomorfológicas havia também semelhanças litológicas e paleontológicas (Fig. 3.3). Identificou também Fósseis de glossopteris (um tipo de arbusto) em regiões da África e Brasil que se correlacionam perfeitamente quando se unem os dois continentes. Evidências de glaciação (rochas sedimentares glaciais com estrias que indicam o movimento das geleiras), de idade em torno de 300 Ma, na região sudeste do Brasil, sul da África, Índia, oeste da Austrália e Antártica, estariam indicando uma glaciação extensa, afetando grande parte do hemisfério sul, sem evidências semelhantes no hemisfério norte, um aparente paradoxo climático. A ideia da existência de um supercontinente, há cerca de 300 Ma, oferece uma melhor explicação para os registros de glaciação, pois neste caso as regiões glaciais estariam localizadas em uma calota polar no sul do planeta, tal como ocorre atualmente (Fig. 3.4).

A fred Wegner

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Figura 3.3 - Correlações geológicas de

unidades litológicas e morfológicas antigas (pré-separação da Pangeia) entre América do Norte e Europa e entre América do Sul e África, reconhecidas por Wegner.

Figura 3.4- Distribuição atual das evidências geológicas de existência de geleiras há 300 Ma, mostrando a direção de movimento das geleiras (setas), com base nas estrias (a). Ensaio de

como seria a distribuição das geleiras se os continentes estivessem unidos, mostrando que elas estariam reunidas em uma calota polar no hemisfério sul (b).

Em 1915, Wegner reuniu todas as evidências que encontrou para justificar a teoria da deriva continental em um livro denominado “A origem dos continentes e oceanos”. Wegner influenciou muitos cientistas com a sua teoria, mas não conseguiu responder questões fundamentais formuladas principalmente pelos geofísicos, como, por exemplo:

Que forças seriam capazes de mover os imensos blocos continentais? Como uma crosta continental rígida deslizaria sobre outra crosta rígida, como a oceânica, sem que fossem fragmentadas pelo atrito? Naquela época a astenosfera plástica, sob a crosta continental, ainda não era conhecida, o que impediu Wegner de explicar e justificar fisicamente sua teoria que não obteve respaldo de grande parte do meio científico. Após a morte de Wegner, em 1930, a teoria da deriva continental caiu no esquecimento, só sendo retomada na década de 1950, com novos dados sobre o fundo dos oceanos.

a b

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3.2- TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS

Ao contrário do que muitos cientistas imaginavam, a chave para explicar a dinâmica da Terra não se encontrava nas rochas continentais, mas sim no fundo dos oceanos. Na década de 1940, devido as necessidades militares de localizar submarinos durante a segunda guerra mundial, foram desenvolvidos equipamentos, como os sonares, para mapear detalhadamente o relevo do fundo oceânico. Os mapas revelaram um relevo muito acidentado, com cadeias de montanhas, fossas e fendas muito profundas, bem diferente da planície monótona com alguns picos e planaltos isolados que se imaginava para o fundo dos mares.

No final da década de 1940, pesquisadores das universidades de Columbia e Princeton (EUA) iniciaram o trabalho de mapeamento do fundo do oceano Atlântico com sonares mais sofisticados e coletas de amostras. A conclusão do trabalho, já na década de 1950, revelou uma enorme cadeia de montanha submarina, denominada dorsal ou cadeia meso-oceânica, que estende-se continuamente, ao longo da parte central do oceano Atlântico, por 84.000Km, com largura média de 1.000Km (Fig. 3.5). Foi constatado que a cadeia meso-oceânica é uma zona de forte atividade sísmica e vulcânica, com fluxo térmico mais elevado que nas rochas adjacentes da crosta oceânica. No eixo central desta cadeia de montanha foram identificados vales, com 1 a 3Km de profundidade, associados a sistemas de riftes, indicando um regime de forças distensivas. A dorsal meso-oceânica divide a crosta submarina em duas partes (à leste e à oeste da dorsal), praticamente acompanhando a direção das linhas de costas da América (à oeste) e da África e Europa (à leste). Desse modo, o eixo central da dorsal meso-oceânica poderia representar a ruptura ou a cicatriz produzida durante a separação dos continentes (Fig. 3.5).

Figura 3.5- Dorsal Mesoatlântica que divide o oceano Atlântico em duas partes (leste e oeste). Pontos pretos são focos de terremotos.

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O advento dos métodos geocronológicos de datação absoluta, no final da década de 1950, mostrou que, novamente, ao contrário do se imaginava, a crosta oceânica não era constituída pelas rochas mais antigas do planeta, mas, ao contrário, é formada por rochas muito jovens (até 200 Ma). A distribuição das idades revelou um padrão no qual faixas de rochas de mesma idade situam-se simetricamente nos dois lados da dorsal meso-oceânica, com as idades mais jovens mais próximas à dorsal (Fig. 3.6).

Figura 3.6- Distribuição das idades geocronológicas das rochas do fundo do oceano Atlântico

norte, mostrando as idades mais jovens próximas à dorsal meso-oceânica (linha vermelha).

Estudos de paleomagnetismo das rochas também contribuíram para uma melhor compreensão da dinâmica da crosta continental. Se os continentes não se movem, rochas da mesma idade de qualquer parte do planeta, teoricamente, devem indicar a mesma localização para os polos magnéticos. Entretanto, a magnetização remanescente de rochas antigas de mesma idade, provenientes de continentes distintos, indicam frequentemente polos magnéticos diferentes. Como só existem dois polos (norte e sul), a melhor intepretação para estes dados paleomagnéticos é que os continentes devem ter se movido em relação aos outros e em relação aos polos magnéticos, ou seja, os polos foram obtidos em rochas que modificaram de posição e, portanto, não correspondem à verdadeira posição dos polos paleomagnéticos na época de formação das respectivas rochas. As mudanças de posição dos polos magnéticos terrestre ao longo do tempo são obtidas por meio de dados paleomagnéticos em diferentes continentes e em períodos geológicos consecutivos. As posições dos polos em cada período são interligadas para obter a curva de deriva polar (Fig. 3.7). Por exemplo, as curvas de deriva polar para a América do Sul e África indicam que até 200 Ma atrás os dois continentes estavam unidos e começaram a divergir entre 200 e 130 Ma. Ou seja, a deriva polar, na verdade, estaria indicando movimentos relativos e divergentes entre os dois continentes e não a movimentação do eixo polar magnético.

As pesquisas paleomagnéticas nas rochas da crosta oceânica feitas por navios oceanográficos revelaram um padrão de anomalias magnéticas lineares, diferente de qualquer padrão conhecido nos continentes, formado por faixas alternadas de polaridade normal e inversa, dispostas simetricamente em relação à cadeia meso-oceânica que ficou conhecido como padrão zebrado (Fig. 3.8). Vine & Mathews propuseram, em 1963, que o padrão zebrado era consequência da expansão do assoalho oceânico e das reversões de polaridade do campo geomagnético que teriam ocorrido durante o processo de expansão. O material basáltico fundido que forma a crosta oceânica ascende do manto através da cadeia meso-oceânica e quando cristaliza no fundo do oceano registra a polaridade geomagnética nos minerais magnéticos na época da cristalização da rocha. Com a continuidade da erupção vulcânica submarina, a rocha já cristalizada é empurrada pela ascensão de nova erupção basáltico, afastando-a da cadeia meso-oceânica e, desse modo, as inversões de polaridade magnética que ocorrem durante a expansão do assoalho oceânico ficam registradas na rocha basáltica, formando o padrão zebrado.

30

b Figura 3.7- Curvas de deriva polar para a América do Sul e África (a). Justaposição das duas curvas indicando a divergência entre elas a partir de 200 milhões de anos atrás (b).

a b

Figura 3.8- Padrão zebrado de anomalias magnéticas dos

basaltos oceânicos, formado por faixas alternadas de polaridade normal e inversa (a) e sua relação com a expansão do assoalho oceânico (b).

Essas novas informações sobre a crosta oceânica, sobretudo os dados geocronológicos e paleomagnéticos das rochas basálticos do fundo dos oceanos (padrão zebrado), foram consideradas, por grande parte dos geofísicos, como evidências suficientes em favor de um processo de expansão do assoalho oceânico que favorecia a teoria da deriva continental defendida por Wegner no começo do século 20.

No começo da década de 1960, Harry Hass da universidade de Princeton (EUA) fundamentou a hipótese da expansão do assoalho oceânico, com base nos dados geológicos e geofísicos disponíveis sobre a crosta oceânica, publicado em 1962, no livro History of Ocean basins. Hess propôs que a expansão do assoalho oceânico estaria relacionada a correntes de convecção no manto superior da Terra, mais precisamente na astenosfera (Fig. 3.9), uma camada pouco rígida abaixo da litosfera, com até 250Km de espessura (entre 100 e 350Km de profundidade). Esse mecanismo de convecção é evidenciado pelo alto fluxo de calor emanado das fendas centrais da dorsal que provocaria ascensão de material magmático mais quente e, portanto, menos denso, da parte inferior da astenosfera. Ao atingir a superfície, parte desse material magmático extravasa pelas fendas centrais da dorsal, resfria em contato com a água do mar e consolida-se como rocha basáltica. A parte desse magma resfriado que não se consolida retorna para a parte inferior da astenosfera, por ser mais densa, alimentando a corrente de convecção que se torna autossustentável (Fig. 3.9). De acordo com o modelo de Hess, a rocha basáltica que se forma na dorsal se movimenta lateralmente, se afastando do eixo da dorsal. As fendas existentes na crista da dorsal não crescem porque o espaço deixado pelo material que saiu para formar a nova crosta oceânica é preenchido

a

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continuamente pela chegada de novas erupções de lavas basálticas, formando um novo assoalho oceânico que se expande com a continuidade do processo. Desse modo, a força motriz da expansão do fundo oceânico e da deriva continental seriam as correntes de convecção mantélicas.

Figura 3.9- Correntes de convecção, de acordo com o modelo de Hess (1963), que atuam sob

as dorsais meso-oceânicas.

O modelo de Hess, portanto, oferecia uma explicação física aceitável tanto para a expansão do assoalho oceânico como para a deriva continental. Nesse processo, os continentes viajariam como passageiros, como parte de uma placa litosférica, como se estivesse sendo levado por uma esteira rolante (a astenosfera). A geração contínua de crosta oceânica deveria implicar na existência de outros locais onde deveria haver consumo e destruição de crosta oceânica, caso contrário a Terra se expandiria continuamente, o que sabemos não ser possível. Esses locais onde ocorre destruição de crosta oceânica são denominados de zonas de subducção. Nessas zonas, a crosta oceânica mais antiga mergulha de volta para o interior da Terra, por ser mais densa, até atingir condições de temperatura e pressão suficientes para sofrer fusão e ser incorporada novamente ao manto superior.

Os mecanismos de expansão do assoalho oceânico e da deriva continental fazem parte do mesmo processo, cuja fundamentação passou a denominar-se teoria da tectônica global ou tectônica de placas, pois o que se movimenta nesse mecanismo são placas litosféricas ou tectônicas que são fragmentos ou pedaços da litosfera que se movem sobre a astenosfera. A espessura da litosfera é muito variada, sendo, porém, mais espessa sob os continentes (litosfera continental), variando entre 130 e 150 Km (30 a 50 Km de crosta + 100 Km de manto). A espessura da litosfera oceânica varia de 50 a 100 Km, maior parte pertencente ao manto (apenas 5 a 7 Km de crosta). Entretanto, a espessura da parte mantélica da litosfera oceânica diminui progressivamente em direção à dorsal, até praticamente desaparecer sob o eixo da dorsal, onde a espessura da litosfera iguala-se à da crosta oceânica. A litosfera é compartimentada, por falhas e fraturas profundas, em 13 placas tectônicas maiores e mais algumas placas menores, cuja distribuição geográfica é mostrada na figura 3.10.

O limite inferior da litosfera é marcado pela astenosfera, uma parte do manto superior, com espessura em torno de 150Km, que é plástica ou pouco rígida, onde as temperaturas alcançam valores próximos do ponto de fusão das rochas. O limite superior da astenosfera (com a litosfera) situa-se em torno de 100Km de profundidade, mas seu limite inferior não é bem definido, admitindo-se situar-se em torno de 250Km, podendo chegar até 350Km de profundidade. O estado plástico da astenosfera permite que a litosfera mais rígida deslize sobre ela, tornando possível o deslocamento lateral das placas tectônicas e a deriva continental. As placas tectônicas são principalmente de dois tipos: oceânica, como a placa de Naska, e as placas constituídas por crosta continental e oceânica, como as placas Sul-Americana, Africana e Norte Americana. A placa Pacífica

Astenosfera

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é quase totalmente oceânica, mas inclui uma pequena parte da Califórnia, onde fica a cidade de Los Angeles (Fig. 3.10 e 3.11).

Figura 3.10- Distribuição geográfica das principais placas tectônicas da Terra. Os números representam as velocidades de movimento entre as placas em cm/ano e as setas as direções dos movimentos.

Figura 3.11- Placa

Pacífica, limitada pelo círculo de fogo, formado por focos de terremotos (pontos pretos) e vulcões (círculos vermelhos) na borda da placa.

Os limites das placas tectônicas podem ser de três tipos, correspondendo a três regimes tectônicos seguintes:

1) : caracterizados pelas dorsais meso-oceânicas, onde predominam esforços distensivos que provocam afastamento entre as placas tectônicas com limites divergentes e formação de nova crosta oceânica, como as dorsais do Atlântico, Sudoeste Indiano e do Pacífico Leste (Fig. 3.10).

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2) : onde predominam esforços compressivos que provocam a colisão entre as placas convergentes, com a mais densa mergulhando sob a outra, gerando uma zona de intenso magmatismo, denominada zona de subducção, com fusão parcial da crosta subductada que passa a ser consumida. Por exemplo, as zonas de subducção das placas Nazca sob a Sul-Americana e das placas Pacífica sob a Norte-Americana, na costa oeste da América do Sul e do Norte (Fig. 3.10).

3) : onde as placas tectônicas se movimentam lateralmente, uma em reação à outra, ao longo de falhas denominadas transformantes, sem destruição ou geração de crosta. Por exemplo, a falha Santo André na costa SW dos EUA, onda a placa Pacífica se desloca para norte em relação à placa Norte-Americana (Fig. 3.10).

São nesses limites de placas onde se concentram as atividades geológicas mais intensas do planeta, como terremotos, magmatismo e orogênese. Processos magmáticos também ocorrem no interior das placas, mas em menor intensidade e natureza diferente.

Existe considerável consenso no meio científico de que o motor que move as placas tectônicas são as correntes de convecção da astenosfera, onde as temperaturas estão próximas do ponto de fusão das rochas. Mas como essas correntes começam o movimento? Elas têm força suficiente para movimentar placas litosféricas gigantescas? Essas são questões mais complexas para responder. Entretanto, imagina-se que as dorsais meso-oceânicas estão sobre anomalias térmicas da astenosfera, onde as rochas atingem seus pontos de fusão, gerando magma que, por ser menos denso, ascende até a superfície, enquanto o material mais afastado e mais frio (mais denso) tende a descer para ocupar o lugar do magma que subiu, iniciando as correntes de convecção proposta por Hess. Desse modo, as forças tectônicas que movimentam as placas litosféricas e provocam a expansão do assoalho oceânico teriam sua origem nas correntes de convecção da astenosfera. A litosfera e a astenosfera estão intrinsicamente ligadas, ou seja, quando a astenosfera se move a litosfera também se move.

As correntes de convecção teriam força suficiente para movimentar as placas tectônicas? A maioria dos cientistas acredita que as correntes de convecção são apenas um dos mecanismos (a força motriz) que, em conjunto com outros, movimentam as placas. As placas oceânicas tornam-se mais frias e mais espessas a medida que se afastam da dorsal meso-oceânica onde foram criadas, modelando os limites entre a litosfera e astenosfera como superfícies inclinadas. Mesmo com uma baixa inclinação dessa superfície, o próprio peso da placa tectônica mais espessa ajuda a movimentar a placa que acaba inclinando-se abruptamente e mergulhando sob uma crosta continental ou mesmo sob outra crosta oceânica menos densa, puxando o resto da placa que retorna ao manto, nas zonas de subducção (Fig. 3.12).

b

Figura 3.12- Correntes de convecção na astenosfera (a). Criação de crosta oceânica na dorsal

meso-oceânica que torna-se mais espessa a medida que se afasta da dorsal até mergulhar para o interior do manto, puxando o resto da placa tectônica (b).

a

34

Como o material da astenosfera é muito viscoso (1018 vezes mais viscoso que a água), o movimento é muito lento, 2 a 3 centímetros, em média, por ano, embora haja diferenças consideráveis entre placas diferentes. Normalmente quanto maior a porcentagem de crosta continental nas placas menor será suas velocidades. Por exemplo, as placas Sul-Americana e Africana, com muita crosta continental, são mais lentas que a placa Pacífica, quase que totalmente oceânica. Além disso, como as placas não são planas e sim curvas (convexas), elas se movem sobre uma superfície esférica em torno de um eixo de rotação e de um polo de expansão (interseção entre o eixo e a superfície terrestre). Desse modo, para uma determinada velocidade angular da placa, as velocidades de diferentes pontos sobre a placa aumentam à medida que se distanciam do polo onde a velocidade é zero, pois o polo gira, mas não percorre nenhuma distância (Fig. 3.13). Nem todas as placas necessariamente se movem em um determinado tempo. A placa Africana parece estar estacionária atualmente por estar delimitada quase inteiramente por limites divergentes de placas que se afastam a velocidades similares.

Figura 3.13- Movimento de uma placa curva sobre uma

superfície esférica, em torno de um eixo e de um polo de expansão, mostrando dois pontos da placa com velocidades diferentes, pois percorrem diferentes distâncias no mesmo intervalo de tempo. O ponto 2 possui velocidade maior que o ponto 1.

As velocidades medidas das placas litosféricas geralmente são relativas (uma placa em relação a outra), mas as velocidades absoltas podem ser determinadas através da utilização de alguma referência, como os pontos quentes (hot spots) que são estacionários, em relação às placas. Esses pontos quentes são processos magmáticas anorogênicos (sem relação com a movimentação das placas litosféricas), relacionados à ascensão de material magmático mantélico denominado de plumas mantélicas. As atividades magmáticas dessas plumas ficam registradas nas placas em movimento, na forma de ilhas vulcânicas (como o arquipélago do Havaí) e até cordilheiras ou platôs submarinos. Frequentemente, a passagem de uma placa litosférica sobre um hot spot resulta em um rastro de feições lineares (ilhas ou cadeia de montanha vulcânicas) na superfície da placa. A datação das rochas vulcânicas dessas ilhas indica a direção do movimento da placa, da ilha mais jovem para a mais antiga (Fig. 3.14). Conhecendo-se as distâncias entre as ilhas e as idades de suas rochas pode-se calcular a velocidade de movimentação da placa.

1

2

35

Figura 3.14- Formação do arquipélago de ilhas vulcânicas do Havaí, por ação de um mesmo hot spot, a partir de 5,6 Ma. A primeira ilha (mais antiga) se forma, com o hot spot fixo e a placa em movimento (a). Depois de 2-3 Ma, a segunda ilha se forma em outro lugar (b), assim como a terceira ilha, depois de mais 1 Ma (c). O mapa do arquipélago mostra o alinhamento das ilhas

e as idades, indicando o movimento da placa, da ilha mais jovem para a mais antiga.

3.2.1- Regime divergente de placas litosféricas

Um regime divergente de placas litosféricas inicia com um processo de fragmentação da crosta continental, a partir de uma anomalia térmica pontual no manto superior astenosférico (possivelmente um hot spot) que provoca soerguimento e abaulamento na crosta continental, seguido de fraturamento e extrusão de rochas máficas (Fig. 3.15 a). Este processo é denominado de rifteamento, palavra derivada do termo geológico em inglês que significa grande vale formado por esforços distensivos (tangenciais e divergentes) na crosta. A crosta continental normalmente se rompe ao longo de um sistema de três fraturas regionais, fazendo um ângulo em torno de 120 entre elas, com invasão da água do mar. O ponto de interseção das três fraturas é denominado ponto tríplice que marca o ponto da anomalia térmica do manto onde iniciou a fragmentação da crosta. Normalmente o processo de rifteamento evolui em apenas duas fraturas, ficando a terceira apenas como um vale no continente, denominado rift abortado (Fig. 3.16). O processo evolui com a instalação de um sistema de corrente de convecção na astenosfera, com esforços distensivos e falhamentos normais e o desenvolvimento de um sistema do tipo rift valey envolvendo apenas duas fraturas do sistema tríplice inicial (Fig. 3.15 b). Com a progressão do movimento distensivo, ocorre o adelgaçamento da crosta continental até o seu rompimento, iniciando a formação de uma crosta basáltica oceânica incipiente e um proto-oceano (Fig. 3.15 c). A medida que o processo distensivo continua e a crosta oceânica expande, o proto-oceano aumenta e forma-se uma cadeia meso-oceânica ao logo do eixo do rift valey (Fig. 3.15 d, 3.17). Ao longo das margens adelgaçadas dos continentes, de um lado e outro do oceano em formação, forma-se uma plataforma continental com abatimento de blocos por falhamentos normais subverticais (Fig. 3.15 d). Margens continentais nessas condições, separadas por um sistema divergente de placas tectônicas, são denominadas de , como as costas leste da América e oeste da África e Europa que limitam o oceano Atlântico.

a b

c d

36

Figura 3.16- Ponto tríplice inicial de um sistema rift valey, mostrando o rift abortado e os dois riftes que evoluem.

Figura 3.15- Esquema evolutivo de um sistema de placas tectônicas divergentes, mostrando a ruptura e fragmentação de uma massa continental (a), com vulcanismo basáltico (b) formação de um oceano (c), uma dorsal meso-oceânica e margens continentais passivas (d).

Um dos melhores exemplos atuais de junção tríplice ocorre entre a Arábia Saudita e o noroeste da África, onde o golfo de Aden e o mar Vermelho correspondem aos dois riftes ativos e o rift do Leste Africano que se estende para o interior do continente africano é o rift abortado (Fig. 3.18 a). A reconstituição da Pangeia antes de sua fragmentação também mostra um grande sistema de junções tríplices entre América do Norte, África e América do Sul, onde as bordas leste da América do Sul e oeste da África seriam os rifts ativos que evoluíram para formar o oceano Atlântico, e o rio Niger e o rio Amazonas seriam riftes abortados que se estendem para o interior dos continentes africano e sul- americano respectivamente (Fig. 3.18 b).

a

b

Figura 3.17- Dorsal Mesoatlântica, separando as placas Norte- Americana e Eurasiana (a). Ilha da Islândia na dorsal Mesoatlântica e os rift valeys da dorsal (b).

a

b

c

d

37

a b

Figura 3.18- Junção tríplice

do golfo de Aden, mar Vermelho e rift do Leste Africano (a). Junção tríplice

entre América do Norte, África e América do Sul no início da fragmentação da Pangeia (b).

Graben no continente

Rift com sedimentos coberto pelo mar

Falha transformante

Cadeia meso-oceânica e graben central.

3.2.2- Regime convergente de placas litosféricas

Um regime convergente de placas litosféricas ocorre quando duas placas com movimentos convergentes colidem, gerando rochas e feições morfológicas características. Este processo é denominado de , pois no processo de colisão uma das duas placas normalmente mergulha sob a outra placa. Zona de subducção é a região onde ocorreu ou está ocorrendo subducção. Existem três tipos de colisão entre duas placas litosféricas, seguintes:

1) Colisão entre duas placas oceânicas, com subducção de uma sob a outra.

2) Colisão entre uma placa oceânica e outra continental, com subducção da placa

oceânica sob a continental.

3) Colisão entre duas placas continentais, com subducção de uma sob a outra. Na colisão entre duas placas oceânicas, a placa mais densa (mais antiga, mais fria e mais espessa) mergulha sob a outra placa (mais jovem, mais quente e menos espessa), em direção ao manto, carregando parte dos sedimentos marinhos acumulados sobre ela que irão fundir juntamente com a crosta oceânica subductada. Esse tipo de subducção produz intensa atividade vulcânica de composição andesítica, originada pela fusão parcial da crosta basáltica subductada, que normalmente se manifesta na forma de arquipélagos de ilhas vulcânicas denominados de arcos de ilhas (Fig. 3.19 a, b), por causa de sua morfologia arqueada. O arco de ilha situa-se na placa não subductada, limitado à frente pela fossa, em direção à placa subductada, e atrás pela bacia trás-arco (ou retro-arco), em direção ao continente (Fig. 3.19 b).

Figura 3.19- Colisão entre duas placas oceânicas, mostrando a zona de subducção, com a

fossa, o arco de ilhas vulcânicas formadas pela fusão da placa oceânica subductada e a bacia trás-arco (a). Zona de subducção, com a fossa, o arco de ilhas e a bacia trás-arco entre o arco e o continente (b).

a Arco

Fossa Bacia trás-arco b

38

As ilhas japonesas são exemplos de um sistema de arco de ilhas em um regime de subducção entre duas placas oceânicas, a placa Pacífica (subductada) e a placa Eurasiática (Fig. 3.20 a). O conjunto de ilhas exibe forma arqueada, com a concavidade voltada para a bacia trás-arco, situada entre o arco de ilhas e o continente. O mar do Japão é a bacia trás-arco do sistema de arco de ilhas do Japão, (Fig. 3.20 b).

Figura 3.20- Arco de ilhas do Japão, formado pela subducção da placa Pacífica sob a placa Eurasiana (a). Mapa das ilhas Japonesas em forma de arco e o mar do Japão (b).

Em uma colisão entre uma placa continental e outra oceânica ocorrerá a subducção desta última sob a placa continental, pelo fato de a placa oceânica ser mais densa que a continental (Fig. 3.21a, b). Este tipo de subducção produz intensa atividade magmática, tanto vulcânica como plutônica, formando um arco magmático na borda do continente, constituído por rochas vulcânicas andesíticas e dacíticas, além de rochas plutônicas, principalmente de composição diorítica e granodiorítica. Esse processo de subducção também provoca deformação e metamorfismo tanto nas rochas continentais preexistentes como nas rochas do arco magmático. As feições fisiográficas mais importantes geradas nesse processo são as grandes cordilheiras de montanhas dobradas, como os Andes e as Montanhas Rochosas na costa ocidental da América do Sul e América do Norte, respectivamente, formadas pelo espessamento crustal provocado pelo magmatismo do arco magmático e pelo enrugamento da borda da placa continental causado pela deformação (Fig. 3.21 b). Margens continentais nessas condições, com arco magmático formado por uma subducção oceânica, são denominadas .

Figura 3.21- Colisão entre uma placa oceânica e outra continental, mostrando a subducção da primeira e sua fusão para formar os arcos magmáticos na margem continental ativa (a). Arco

magmático e cordilheira dos Andes na margem continental oeste ativa da América do Sul, formada pela subducção da placa Nazca sob a placa Sul-Americana (b).

As principais feições geológicas deste tipo de colisão (entre placa oceânica e placa continental), são: bacias pós-arco (ou ante-arco), bacias trás-arco (ou retro-arco),

fossa, prisma de acresção e associações litológicas típicas de subducção como mélanges e ofiolitos (Fig. 3.22). As são paralelas ao arco e

a

Mar do

Japão

b

a Margem continental ativa Cordilheira dos Andes

b

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se formam na placa continental, a primeira entre o arco e a fossa (na frente do arco), enquanto que a segunda entre o arco e o continente (atrás do arco) e recebem sedimentos provenientes da erosão das rochas magmáticas do próprio arco adjacente a elas. As bacias pós-arco se formam em consequência do choque entre as duas placas litosféricas que produz um soerguimento na borda da placa continental, formando uma bacia entre esta elevação e o arco magmático (Fig. 3.22). Por outro lado, as bacias trás- arco nem sempre ocorrem e se formam por ação de esforços distensivos que podem ocorrer durante a subducção e que provocam adelgaçamento da crosta continental atrás do arco. Esses esforços distensivos normalmente ocorrem em placas oceânicas mais antigas e mais espessas que mergulham com grande ângulo de subducção por causa de sua maior densidade. Se o ângulo de subducção for maior que 45 , a zona de subducção migrará para frente e a placa continental que contém o arco sofrerá distensão, gerando a bacia trás-arco. As bacias trás-arco são preenchidas por sedimentos marinhos típicos de mar raso, podendo ocorrer vulcanismo basáltico associado aos movimentos distensivos (como se fosse uma pequena cadeia meso-oceânica).

As fossas ou trincheiras normalmente contêm sedimentos marinhos e sedimentos provenientes da extremidade da placa continental (Fig. 3.22). Parte dos sedimentos é levada para baixo pela placa oceânica que mergulha na zona de subducção e outra parte mais expressiva dos sedimentos é deformada pelos esforços compressivos que ocorrem nas margens convergentes. Essa mistura caótica de sedimentos deformados denomina- se mélange (palavra francesa que significa mistura). As mélanges são rochas sedimentares metamorfisadas em condições de alta pressão e baixa temperatura (já que são próximas à superfície) que tipicamente resultam na formação dos xistos azuis, cuja cor azulada deve-se a um anfibólio alcalino denominado glaucofana, um mineral da classe dos silicatos.

Figura 3.22- Principais feições geológicas de uma colisão entre uma crosta oceânica e outra

continental, mostrando a fossa, prisma de acresção, arco magmático, bacia ante-arco (ou pós- arco) e bacia retro-arco (ou trás-arco), situados na placa continental.

No processo de subducção entre uma placa oceânica e outra continental, a crosta oceânica normalmente é subductada, por ser mais densa. Entretanto, dependendo da magnitude e direção dos esforços compressivos, pode ocorre o fraturamento da litosfera oceânica em subducção e posterior cavalgamento de seus fragmentos sobre o arco magmático, processo denominado de obducção (Fig. 3.23 a). A exposição de rochas da litosfera oceânica sobre o arco magmático ou crosta continental denomina-se ofiolito (Fig. 3.23 b) que, além das rochas basálticas + sedimentos da crosta oceânica, pode conter também porções do manto superior rígido (rochas ultramáficas) na base da sequência. Denomina-se prisma de acresção ao conjunto de rochas que compõem a

Manto superior rígido

Astenosfera Astenosfera

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extremidade da placa continental soerguida, adjacente à fossa, constituído pelas mélanges, ofiolitos e porções da crosta oceânica subductada adicionada tectonicamente ao prisma de acresção (Fig. 3.22, 3.23 c).

Figura 3.23- Processo de obducção de litosfera oceânica sobre o arco magmático (a). Ofiolito com pilow lavas (lavas almofadadas), cortado por dique, do complexo de Troodos, Chipre (b).

Fragmentos da crosta oceânica adicionada ao prisma de acresção (c).

Fotografia de B. B. Brito Neves

Em uma colisão entre duas placas continentais, com margens continentais ativas, uma das duas (normalmente a menos densa) cavalga sobre a outra em subducção, provocando um espessamento crustal e enrugamento da placa cavalgante, formando uma cordilheira de montanha. O melhor exemplo desse tipo de colisão é a colisão das placas Indiana (subductada) e Eurasiana que cavalgou sobre a Indiana, formando a cordilheira do Himalaia (a mais alta do mundo) e o planalto do Tibete (Fig. 3.24). Essa colisão iniciou-se há 70 Ma atrás e continua até hoje.

Figura 3.24- Colisão entre a placa indiana (subductada) e a placa Eurasiana que cavalgou sobre

a indiana, formando a cordilheira do Himalaia e o planalto do Tibete.

A colisão continente-continente normalmente evolui a partir de um sistema com duas margens continentais opostas, uma ativa com colisão oceano-continente, subducção da crosta oceânica e arco magmático sobre a placa continental, e outra margem continental passiva. Nesse sistema, a colisão entre os dois continentes ocorre após a placa oceânica ser totalmente consumida pela subducção na margem continental ativa (Fig. 3.25 a, b).

b a

c

41

Figura 3.25- Convergência de duas margens continentais opostas, uma ativa com subducção oceano-continente, e outra passiva (a), que colidem no estágio final, com subducção da crosta continental passiva e formação de uma cadeia de montanha na crosta continental ativa (b).

A colisão continente-continente provoca terremotos violentos na crosta continental que está sofrendo enrugamento. Esse tipo de colisão não gera vulcanismo expressivo, como nos outros dois tipos de colisão (oceano-oceano e oceano-continente), mas produz intenso metamorfismo de rochas continentais pré-existentes e fusão parcial de porções da crosta continental subductada, gerando magmatismo granítico.

3.2.3- Regime transformante ou conservativo de placas litosféricas

No regime transformante, as placas litosféricas se deslocam lateralmente e tangencialmente, uma em relação à outra, sem haver geração ou destruição de crosta, e, por isso, seus limites são denominados conservativos. Esse movimento relativo das placas ocorre ao longo de falhas com deslocamento horizontal, denominadas falhas transformantes que podem ocorrer entre blocos rochosos diferentes. As falhas transformantes ocorrem tipicamente ao longo de dorsais meso-oceânicas, onde o movimento divergente tem sua continuidade interrompida com deslocamento horizontal transversal ao movimento divergente. As falhas transformantes também podem conectar limites de placas divergentes com limites convergentes e limites convergentes com outros limites convergentes. A falha de Santo André na Califórnia é um dos melhores exemplos de falha transformante continental, na qual a placa Pacífica, contendo a cidade de Los Angelis e a zona da baixa Califórnia, se desloca para norte em relação à placa Norte-Americana que contém a cidade de São Francisco (Fig. 3.26). Grandes terremotos podem ocorrer nos limites de placas transformantes, como o que destruiu a cidade de São Francisco em 1906.

Figura 3.26- Vista para o norte da falha transformante de Santo André na planície de Carrizo,

na Califórnia central, com movimento para norte da placa Pacífica, à esquerda, em relação à placa Norte-Americana, à direita. Notar o deslocamento dos canais dos riachos.

Uma placa continental de margem passiva converge para outra de margem ativa. a b

Os dois continentes colidem ao longo de um complexo sistema de falhas de empurrão.

42

Cada placa litosférica é limitada por uma combinação de limites convergentes, divergentes e transformantes. Por exemplo, a placa Nazca, no oceano Pacífico, tem três lados com regimes divergentes e dorsais meso-oceânicas deslocadas por falhas transformantes, e um limite convergente com a zona de subducção Peru-Chile (Fig. 3.27). A placa Norte-Americana é limitada à leste pela dorsal meso-atlântica (zona de divergência), à oeste pela falha de Santo André e outros limites transformantes e, à noroeste, por zonas de subducção (limites convergentes) e limites transformantes que se estendem desde o estado de Oregon (EUA) até a cadeia dos Aleutas (Fig. 3.27).

Figura 3.27- Mosaico atual das placas litosféricas relacionadas com o continente americano, mostrando os tipos de limites em cada placa: convergente (azul), divergente (vermelho) e

transformante (amarelo). As setas mostram as direções de movimento das placas e os números as velocidades relativas em mm/ano.

3.3- CICLO DE WILSON E A DANÇA DOS CONTINENTES

O ciclo completo da movimentação das placas tectônicas, desde a abertura de uma bacia oceânica até seu fechamento, é denominado ciclo de Wilson (Fig. 3.28), em homenagem J. T. Wilson, um dos idealizadores da teoria da expansão do assoalho oceânico. Esse ciclo inicia-se com a ruptura de uma massa continental, através de um sistema de rifteamento, seguido pela abertura de uma pequena bacia oceânica, como o mar Vermelho atualmente. Esse proto-oceano expande-se até uma extensão

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indeterminada como, por exemplo, a do atual oceano Atlântico, limitado por duas margens continentais passivas. Em seguida, os movimentos se invertem, iniciando uma convergência com subducção de crosta oceânica em uma ou ambas as margens continentais, que passam a ser ativas, até a colisão das duas margens continentais, com fechamento total ou parcial do oceano por meio de um processo orogenético com subducção do continente com margem passiva e geração de uma cadeia de montanha, formando um supercontinente. Os registros geológicos existentes indicam que o ciclo de Wilson ocorreu várias vezes na história geológica da Terra, com uma movimentação contínua dos continentes em diversas direções, ora se aglutinando ora se fragmentando, como se fosse uma verdadeira dança dos continentes.

Figura 3.28- Ciclo de Wilson: Inicia com o rifteamento de um continente . A medida que os

esforços distensivos progridem e o oceano se abre, as margens passivas resfriam-se com acumulação de sedimentos . Inversão dos esforços e início de uma convergência, tornando uma das margens continentais (ou ambas) ativas com subducção e arco magmático . Acreção de sedimentos da placa subductada ao continente e fim da expansão da crosta oceânica . Colisão continental, com subducção do continente com margem passiva, orogenia e formação de cadeia de montanha que espessa a crosta, formando um novo supercontinente

. Erosão do novo continente, adelgaçando e enfraquecendo a crosta continental que pode

ser rompida novamente, começando um novo ciclo .

44

Os dados geológicos disponíveis, sobretudo geocronológicos, paleomagnéticos e geotectônicos, indicam que a fragmentação da Pangeia, há 200 milhões de anos atrás, um processo da grande importância na história geológica de nosso planeta, corresponde apenas a fragmentação do último supercontinente importante que se formou na Terra e que resultou na configuração atual dos continentes. Antes da Pangeia, as massas continentais formavam blocos de dimensões e formatos diferentes dos atuais. Os primeiros blocos continentais formaram-se em torno de 3,96 bilhões de anos (Ga) atrás e foram crescendo, por meio de orogêneses, com formação de nova crosta continental, até as dimensões atuais. Há 550 milhões de anos, cerca de 95% das áreas continentais atuais já estavam formadas.

Há 2,0 Ga (Paleoproterozoico), as massas continentais estavam reunidas em três microcontinentes, Ártica, Antártica e Ur, com partes do que seria a futura América do Sul fazendo parte da Antártica. Entre 2,0 e 1,3 Ga, estes três microcontinentes se fragmentaram, por meio de rifteamento, com os fragmentos colidindo entre si para gerar blocos continentais maiores. Entre 1,3 e 1,1 Ga atrás (Mesoproterozoico), os principais blocos continentais se juntaram para formar o primeiro supercontinente, denominado Rodínia, envolvido pelo oceano Miróvia, palavras de origem russa que significam, respectivamente, mãe-pátria e paz (Fig. 3.29 a). A América do Sul fazia parte dos blocos Amazônia, Rio da Prata e São Francisco do supercontinente Rodínia. A partir de 750 Ma atrás, o continente Rodínia começou a se fragmentar (Fig. 3.29 b), formando a Gondwana (que inclui a América do Sul e África) e outros três continentes menores, Laurêntia, Báltica e Sibéria, em torno de 458 Ma, no Ordoviciano Médio (Fig. 3.29 c). A partir de 390 Ma (Devoniano Inferior), começa um processo de aglutinação das massas continentais (Fig. 3.29 d) que se completa com a formação do supercontinente Pangeia há 237 Ma (Triássico Inferior).

A fragmentação da Pangeia começou há 200 Ma, no Jurássico Inferior (Fig. 3.30 a). Em torno de 150 Ma atrás (Jurássico Superior), o oceano Atlântico começou a se formar, o oceano Tethys contraiu-se e os continentes do norte (Laurásia) já estavam separados e, no sul, a Gondwana começava a se dividir entre Índia + Austrália + Antártida e África + América do Sul (Fig. 3.30 b). Há cerca de 66 Ma (Cretáceo Superior/Paleoceno Inferior), o Atlântico sul abriu-se, a contração do oceano Tethys progrediu de modo a transformá-lo em um mar intracontinental (Mediterrâneo), a Índia começou a derivar para norte em direção a Ásia e, após 135 Ma de deriva, os continentes começam a adquirir a configuração atual (Fig. 3.30 c). O ponto vermelho marca o local do impacto do asteroide que teria causado a extinção dos dinossauros e muitas formas de vida na Terra. A configuração atual dos continentes ocorreu nos últimos 65 Ma: a Índia

colidiu com a Ásia para formar a cordilheira do Himalaia e a Austrália separou-se da Antártida (Fig. 3.30 d). Nos próximos 50 Ma, o oceano Atlântico deve ampliar-se e o mar Mediterrâneo deve fechar-se, por ação de uma convergência com subducção da placa Eurasiática sob a placa Africana, formando uma cadeia de montanha (Fig. 3.30 e).

45

a

b

c

d

e

Figura 3.29- Formação da Pangeia: resultado da fragmentação de um supercontinente denominado Rodínia, formado há 1,1 Ga (a) que começou a se fragmentar há 750 Ma, no Proterozoico Superior (b), formando a Gondwana, Laurêntia, Báltica e Sibéria, há 458 Ma, no Ordoviciano Médio (c). A partir de 390 Ma (Devoniano Inferior) começa um processo de aglutinação das massas continentais (d) que se completa com a formação do supercontinente Pangeia há 237 Ma, no Triássico Inferior (e).

46

a

b

c

e

d

Figura 3.30- Fragmentação da Pangeia: Iniciou-se com rifteamento do supercontinente e vulcanismo basáltico, no Jurássico Inferior, cerca de 200 Ma atrás (a). O oceano Atlântico

começou a se formar em torno de 150 Ma atrás, no Jurássico Superior, o oceano Tethys contraiu-se, os continentes do norte (Laurásia) se separaram e, no sul, a Gondwana começou a se dividir, com Índia, Antártida e Austrália se separando da África (b). Há 66 Ma (Cretáceo

Superior/Paleoceno Inferior), o Atlântico sul abriu-se, a contração do Tethys progride, formando um mar intracontinental (Mediterrâneo) e a Índia começou a derivar para norte, em direção à Ásia (c). A configuração atual dos continentes ocorreu nos últimos 65 Ma: a Índia colidiu com a Ásia para forma os Himalaias, e a Austrália se separou da Antártida (d). Nos próximos 50 Ma, o

oceano Atlântico deve ampliar-se e o mar Mediterrâneo deve fechar-se, por ação da subducção da placa Eurasiática sob a placa Africana (e).

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3.4- TECTÔNICA DE PLACAS E OS DEPÓSITOS MINERAIS

Os depósitos minerais são concentrações anômalas de metais ou minerais de minério nas rochas da crosta terrestre que ocorrem em regiões onde os processos geológicos atuantes viabilizaram tal concentração dos metais. A tectônica de placas representa o controle regional de maior amplitude na distribuição dos depósitos minerais na crosta terrestre (Fig. 3.31). Os depósitos minerais se concentram preferentemente nas regiões tectonicamente ativas, onde normalmente há incidência de processos geológicos (magmáticos, metamórficos e sedimentares) que disponibilizam metais e favorecem a sua concentração, tais como bordas das placas convergentes (zonas de subducção), com depósitos porfiríticos de Cu-Mo, epitermais de Au-Ag e sulfeto maciço vulcanogênico (SMV) de Cu-Pb-Zn, ou bordas de placas divergentes (cadeias meso- oceânicas), com depósitos de Fe-Mn e SMV de Cu-Pb-Zn. Nas regiões cratônicas e no interior das placas tectônicas também pode haver geração de depósitos minerais em áreas onde houve atividade magmática anorogênica (plumas), com depósitos de Sn-W em granitos, Cr-Pt e Ni-Cu em complexos máfico-ultramáficos acamadados, ou em áreas onde houve atividade tectônica antes da estabilização do cráton, tais como em rifts com depósitos de Nb-Ta-TR-Zr-Ti em carbonatitos, diamantes em kimberlitos, em bordas de cratons, e greenstone belts com depósitos auríferos, Ni-Cu em rochas ultramáficas e SMV de Cu-Zn.

Figura 3.31- Depósitos minerais relacionados com os ambientes tectônicos em regimes de

divergência (dorsal meso-oceânica) e convergência (zonas de subducção) de placas litosféricas.

4- REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Branco P.M. 2016. Breve História da Terra. CPRM, Serviço Geológico do Brasil. Acesso em 25 outubro 2018, disponível em: http://www.cprm.gov.br/publique/Redes- Institucionais/Rede-de-Bibliotecas---Rede-Ametista/Canal-Escola/Breve-Historia- da-Terra-1094.html

Carneiro, C.D.R; Hasui, Y; Gonçalves, P. W. 2012. Geologia do Brasil. Organizado por Hasui Y, Carneiro C. D. R, Almeida F. F. M, Bartorelli A. São Paulo, Beca, 900p.

Press F, Siever R, Grotzinger J, Jordan T. H. 2006. Para Entender a Terra, 4a edição. Tradução coordenada por Rualdo Menegat. Porto Alegre-RS, Bookman, 656p.

Serviço Geológico do Estado do Rio de Janeiro, Departamento de Recursos Humanos, DRM-JR. 2013. Teoria da Tectônica de Placas. Acesso em 25 outubro de 2018, disponível em: http://www.drm.rj.gov.br/index.php/areas-de-atuacao/44- pedagogico/100-pedagogicoteoria

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Takeuchi H, Uyeda S, Kanamori H. 1974. A Terra um planeta em debate. São Paulo, Edart, Editora da Universidade de São Paulo, 188p.

Teixeira W, Fairchild T. R, Toledo M. C. M, Taioli F. 2009. Decifrando a Terra, 2a Edição. São Paulo, companhia Editora Nacional. 624p.

Wyllie, P. J. 1971. The Dynamic of Earth: Textbook in Geosciences. New York, John Wiley & Sons, Inc. University of Chicago, 416p.

5- ATIVIDADES DESTE MÓDULO PARA OS ESTUDANTES

1) O que causa a zona de sombra na descontinuidade Gutenberg, entre o manto inferior e núcleo externo?

2) Existe muita confusão na literatura entre os termos crosta terrestre e litosfera, sobretudo na literatura não especializada, inclusive em alguns casos considerando os dois termos como sinônimos. Diferencie precisamente os dois termos e faça um desenho esquemático, mostrando a diferença entre eles. Explique o termo placa litosférica.

3) O que aconteceria se a velocidade de rotação da Terra fosse aumentada? O que aconteceria com o nosso peso? Poderíamos ser atirados para fora da Terra? Qual a causa do achatamento polar da Terra que apresenta raio equatorial maior que o raio polar?

4) Explique a origem do campo magnético da Terra e como o efeito de Coriolis afeta este campo magnético.

5) Sabe-se que os polos magnéticos da Terra não são fixos; eles mudam de posição com o tempo (deriva polar). Sabe-se também que os continentes também estão em movimento (deriva continental). Em determinações paleomagnéticas, como diferenciar deriva polar (movimentação real dos polos magnéticos com o tempo) e deriva continental ? uma vez que as determinações paleomagnéticas são afetadas pela deriva continental que pode indicar uma deriva polar irreal.

6) Como o padrão zebrado, mostrado pelas medidas paleomagnéticas das rochas basálticas do fundo dos oceanos, pode evidenciar o espalhamento do assoalho oceânico e a deriva continental ?

7) Sabe-se que a velocidade absoluta das placas litosféricas pode ser determinada por meio da datação de ilhas vulcânicas formadas por hot spots (não relacionadas com a tectônica de placas), cujas distâncias entre elas são conhecidas. Utilize as ilhas havaianas, cujas idades são mostradas na figura 3.14, para determinar a velocidade absoluta e a direção do movimento da placa pacífica. Pesquise em algum programa georreferenciado, como Google Maps, para determinar as distâncias entre as ilhas havaianas datadas.

8) No texto foi mostrado as ilhas japonesas como exemplo de arco de ilhas relacionado com subducção oceano-oceano. Procure nas bordas de placas no mapa tectônico global e em mapas geográficos globais, como o Google Maps, mais dois exemplos de arcos de ilhas (ilhas com forma arqueada em borda de placas).

9) Considerando o ciclo de Wilson, explique qual seria o futuro do oceano Atlântico?

10) Porque as bordas das placas tectônicas são muito favoráveis para formação de depósitos minerais?