1 - A ESTRUTURA DA TERRA
Até o presente, apenas a
parte mais superficial do globo pode ser estudada diretamente: os furos de
sondagem mais profundos ultrapassam um pouco mais de uma dezena de
quilômetros: o recorde do mundo (13 Km) foi atingido por um a sondagem na
região de Kola, na União Soviética. O interior da Terra é inacessível à
observação direta. Para conhecer sua composição química e suas
características físicas, os geólogos têm que integrar os dados obtidos indiretamente por
diversas áreas de ciência.
-
A astronomia
permite determinar a densidade média da Terra e a cosmoquímica de selecionar entre os elementos químicos
conhecidos no cosmos aqueles que exercem um papel fundamental na
constituição do globo terrestre.
-
A sismologia
traz informações precisas sobre a estrutura interna do globo.
-
A oceanografia
permitiu o acesso à domínios pouco conhecidos que são as zonas oceânicas
profundas.
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DOCUMENTO 1
A FORMA DA TERRA
O
estudo da forma da Terra bem como o seu campo gravitacional são os
objetivos da geodésia. Essa
ciência, que de forma essencial trata da resolução de problemas
geométricos, foi grandemente beneficiada pelo advento dos satélites artificiais. Com efeito,
hoje eles permitem a realização de medidas de distância desde
intercontinentais até aquelas de alguns centímetros.
A Terra é
verdadeiramente redonda?
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1 - Os
conhecimentos antigos
Até
recentemente, não faz muito tempo, a forma da Terra só havia sido determinada
pelos métodos de visadas geodésicas
feitas do solo; elas permitem a obtenção das coordenadas de pontos de
referência. Utilizando a direção da vertical no ponto de visada elas são
fortemente dependentes do campo gravitacional local.
As
medidas de variação de g (aceleração da gravidade) em função da latitude,
tomadas paralelamente, mostraram um leve achatamento da Terra nos dois pólos,
configurando geometricamente, um elipsóide
de revolução assim caracterizado.
- raio
equatorial = 6 378,140 km
- raio
polar = 6 356,736 km
- média dos
dois = 6 367,438 km.
2 - As anomalias gravimétricas descobertas
graças aos satélites
Os
dados precedentes foram aprimorados pelo estudo da trajetória dos satélites, cujas altitudes podem ser medidas, com
grande precisão, utilizando-se os raios laser. Toda variação dessa altitude é
relacionada a uma variação do campo gravitacional.
A
utilização de raios laser permite também medir com grande precisão (ordem de
centímetros) a distância entre dois pontos da superfície do globo, mesmo
bastante afastados, como por exemplo pontos situados em dois continentes.
Figura 1 - A altitude
e assim a trajetória de um satélite como o
"Stariette"(da Agência Espacial Européia) pode ser medida com
grande precisão através de reflexão de raios laser sobre os espelhos que ele
conduz em sua superfície.
Figura 2 -
Qual é o princípio do cálculo de Eratóstenes?
A COMPOSIÇÃO INTERNA DO GLOBO
Se a camada
mais externa do globo pode ser analisada diretamente a partir de
amostragens, o mesmo não se pode dizer das camadas mais profundas das quais
a natureza química e a densidade só podem ser deduzidas através de métodos
indiretos: astronomia, cosmoquímica, estudos dos meteoritos...
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DOCUMENTO
2
A - A Terra é mais densa no seu interior que
na periferia
O
cálculo apresentado a seguir permite afirmar que a massa volumétrica média do
globo terrestre é cerca de 5,5 t por metro cúbico, ou seja, uma densidade de
5,5. Se se compara esse valor com as densidades das camadas superficiais
(hidrosfera 1,04; materiais continentais 2,7; materiais dos fundos oceânicos
2,9) se é obrigado a admitir que a Terra é constituída, nas suas zonas
internas, de materiais em média mais densos que aqueles da periferia.
Figura 1 -
Um cálculo simples permite determinar a densidade do globo terrestre.
B - O hidrogênio e o hélio são as
"centelhas" do Universo
·
Os
astrofísicos admitem hoje em dia que o sol e os planetas do sistema solar
se formaram a cerca de 4,6 Ga por condensação
de um disco de gás e de poeira em rotação. No centro desse disco apareceu
um corpo tão maciço, tão denso e tão quente que seus átomos entraram em fusão dando assim lugar a uma estrela: o sol. Na
periferia do disco, pequenos corpos assemelhados aos meteoritos que chegam
ainda hoje sobre a Terra se aglomeraram para formar os planetas, animados de
movimentos e descrevendo uma órbita em torno do sol.
·
Os astrofísicos sabem por outro lado, identificar os elementos químicos
presentes nas estrelas, bem como estimar suas abundâncias. Para isso, eles
analisam os comprimentos de ondas
das radiações luminosas emitidas durante as reações químicas de fusão nuclear
que acontecem no interior desses objetos celestes.
Os
seus trabalhos mostram que as estrelas são formadas essencialmente por hidrogênio e por hélio (cerca de 98% de suas massas). Os outros elementos, cerca de
2% que são tanto menos abundantes quanto maiores forem os seus números de
massa, são produzidos pela fusão nuclear, isto é, pela combinação de elementos
leves que dão os elementos mais pesados. Todavia, para obter os elementos de
massa superior àquela de ferro, a energia de uma estrela não é suficiente.
Deve-se invocar um mecanismo menos habitual que, segundo os astrofísicos, se
desenvolveria nas supernovas (explosões de estrelas gigantes).
Figura 2 -
As explosões de estrelas gigantes (supernovas) permitem gerar elementos
químicos de massa atômica superior à do ferro.
C - Os meteoritos
·
Os
meteoritos são fragmentos de rochas
extraterrestres que chegam à superfície do globo após atravessarem a
atmosfera terrestre sem serem consumidos completamente. O maior meteorito
conhecido é uma massa de ferro-níquel
de 60 t encontrada em 1920 no sudoeste africano. Os menores pesam menos de um
grama. Os meteoritos maiores que percutem a Terra se desintegram e pulverizam
as rochas situadas em volta do ponto de impacto, abrindo assim crateras de
grandes dimensões.
·
A maioria dos meteoritos seria o resultado de
uma fragmentação por colisão dos asteróides encontrados entre Marte
e Júpiter, um cinturão de milhares de corpos celestes dos quais alguns podem
atingir 500 km de raio. Eles teriam se originado na nebulosa solar primitiva. Os meteoritos concentraram seus elementos
voláteis tais como o hidrogênio e o hélio de tal forma que eles se assemelham
mais à Terra que ao sol.
·
Existem dois principais tipos de meteoritos: os calcófilos e os
siderófilos (fig. 4). Os astrônomos acreditam que os meteoritos siderófilos
(ricos em ferro) poderiam provir da zona central de asteróide fragmentado; que
os calcófilos proveriam das partes mais superficiais e que os sidero-calcófilos
seriam os "híbridos" provindos da zona de transição entre os dois
tipos precedentes.
"Mais
de 90% dos meteoritos conhecidos são meteoritos
calcófilos, formados essencialmente por silicatos compostos por silício e oxigênio com um ou diversos
metais".
Os meteoritos siderófilos
contrariamente, são quase inteiramente metálicos e compostos por uma liga de ferro-níquel contendo 4 a
20% de níquel. Eles representam apenas uma ínfima porcentagem dos
meteoritos conhecidos. Os meteoritos
sidero-calcófilos como seu próprio nome indica, são híbridos,
compreendendo uma matriz ferro-niquelífera envolvendo fragmentos de material
silicatado."Segundo P.J. Smith "La Terre".A. Colin Ed.
|
A composição dos meteoritos aporta, dessa
forma, informações sobre a composição da Terra. Assim, a zona central da terra, denominada núcleo, poderia ser de natureza
metálica, essencialmente formada por ferro e níquel, enquanto que as partes mais externas seriam à base de materiais silicatados.
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Grupo
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Freqüência(%)
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Peso(%)
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|
Calcófilos
(assideritos)
|
92,7
|
33,7
|
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Siderófilos
(sideritos)
|
5,6
|
64,7
|
|
Sidero-calcófilos
(litossideritos)
|
1,7
|
1,6
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Figura 3 – Cratera formada pela queda de um meteorito
no Arizona.
Figura 4 – Meteorito
Figura 5 – Lâmina
fina de meteorito.
AS ONDAS SÍSMICAS
O estudo da propagação das ondas sísmicas
contribuiu bastante para o conhecimento da estrutura interna do globo como
será visto nesse segmento. Ë necessário, todavia, num primeiro momento,
definir o que são as ondas sísmicas, qual a sua origem, sua natureza e como
elas podem ser registradas.
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DOCUMENTO 3A - A origem de um sismo
A
origem dos sismos é quase sempre a mesma: uma brusca ruptura das rochas
em um ponto denominado foco, que o
mais comumente, se situa nos 100 primeiros quilômetros da camada externa da
Terra. Essa ruptura se produz ao longo de uma falha, em zona onde a crosta
terrestre está submetida a esforços tectônicos (deslocamento lento de dois
blocos rígidos um em relação ao outro).
As
forças ali se acumulam; lentamente as rochas se deformam como uma régua de
plástico que se torce entre as mãos. Quando a régua quebra a energia é liberada
brutalmente: as paredes da falha se movimentam, atritando uma contra a outra,
de tal forma que há uma dissipação de energia de um lado sob a forma de calor
de atrito e de outro sob a forma de vibração, as ondas sísmicas, que se propagam em todas as direções a partir do
foco.
Figura 1 - Qual é a
origem de um sismo?
B - Os sismógrafos
A
maior parte dos aparelhos registradores são do tipo pendular, isto é, constituídos por uma massa rígida suspensa
por um fio ou por uma mola conforme se deseje registrar as perturbações das
quais a componente maior é horizontal ou vertical. Quando uma perturbação
atinge o suporte e assim o cilindro, a massa tende a permanecer imóvel em virtude
da sua inércia.
Os
sismógrafos atuais permitem uma amplificação dos movimentos do solo da ordem de
10 000 para as oscilações de períodos longos (20 s) e de 400 000 para as
oscilações de período curto (0,2 s).
Os
movimentos do solo provocados pela chegada das ondas sísmicas só podem ser
conhecidos em grandeza e em direção se estiverem reportados a um sistema de
três coordenadas ortogonais. Desta forma, é necessário o uso de três
sismógrafos:
-
Um sismógrafo horizontal orientado N-S;
-
Um sismógrafo horizontal orientado E-W;
-
Um sismógrafo vertical.
Figura 2 - O
registro das ondas sísmicas. Os aparelhos modernos com amplificação eletrônica
aumentam em um milhão de vezes a amplitude dos movimentos do solo e transmitem
pelo rádio seus registros a uma estação central.
C - Os diferentes tipos de ondas sísmicas
A
perturbação da crosta terrestre por um sismo se traduz no local de registro por
um traçado no qual a complexidade se deve ao registro sucessivo de ondas de
natureza diversa que viajaram através do globo, seguiram trajetórias diversas e
atravessaram, com velocidades diferentes, zonas com propriedades físicas
diferentes.
Enquanto
que o choque inicial tem a duração da ordem de segundos, a chegada das ondas
que dele resultam pode se estender por vários minutos nos sismógrafos
distanciados de alguns milhares de quilômetros do epicentro, isto é, do ponto da superfície do globo situado na vertical do foco, local onde a
perturbação foi máxima. Quando elas são registradas suficientemente longe do
epicentro, três tipos de ondas são facilmente identificáveis (ver sismograma
abaixo).
·
As ondas mais rápidas, as primeiras a serem
registradas no sismograma, são denominadas
ondas primárias ou ondas P. São
as ondas de compressão-descompressão
capazes de se propagarem tanto nos sólidos como nos fluidos, inclusive na
atmosfera (elas são responsáveis pelo barulho surdo ou estrondo que se escuta
no início de um tremor de terra).
·
O segundo grupo de ondas denominadas ondas secundárias ou ondas S, é constituído por ondas transversais em relação à direção
de propagação. Elas se propagam apenas nos sólidos, uma vez que os líquidos não
oferecem nenhuma resistência ao cisalhamento.
·
As ondas
L ou ondas longas, formando o
terceiro conjunto de registros, se distinguem das duas precedentes por sua
grande amplitude. Essas ondas se propagam unicamente nas camadas superficiais
do globo.
Figura 3 -
Sismograma registrado em Estrasburgo, no dia 19 de setembro de 1985, às 13:30
h, quando do sismo do México a mais de 10 000 km de distância.
O CONHECIMENTO DA CROSTA TERRESTRE
O estudo da
propagação das ondas sísmicas (naturais ou provocadas artificialmente) traz
ensinamentos interessantes sobre a espessura da camada mais externa do
globo que se denomina de crosta
terrestre. Para o conhecimento mais preciso dessa crosta se faz
necessário o concurso de outros métodos de investigação, particularmente
dos dados de sondagens.
Quais são
as diferenças fundamentais entre a crosta oceânica e a crosta continental?
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DOCUMENTO 4
A - Os métodos de estudo
1 - Os métodos
diretos
Os
estudos de campo e a análise das rochas recolhidas, as sondagens e o estudo dos
testemunhos obtidos, as observações diretas dos fundos oceânicos, as medidas
das anomalias do campo gravitacional (medidas gravimétricas)... trazem
informações sobre a natureza da parte superficial da crosta terrestre. Esses
métodos não permitem que se passe de cerca de 8km de profundidade.
2 - Os métodos
indiretos
A
prospecção sísmica utiliza pontos de tiro e geofones alinhados as vezes por
centenas de quilômetros. Ela permite a obtenção de dados sobre as camadas
superficiais do globo (pequenas e médias profundidades) e sobre as estruturas
mais profundas (ver documento 5), complementando assim, as informações
fornecidas pelos sismogramas registrados quando dos sismos naturais.
A
sísmica de reflexão registra em
superfície as ondas refletidas pelas diferentes descontinuidades encontradas em
sub-superfície. Assim, o perfil de sísmica de reflexão obtido desenha um corte
da sub-superfície onde aparecem os diversos "refletores": contatos
entre camadas sedimentares, fraturas, deformações... ou qualquer outra
modificação das propriedades mecânicas das rochas.
A
sísmica de refração registra as
ondas que chegam à superfície após haverem sofrido refrações ao longo das
diferentes superfícies de descontinuidades que separam os meios com
características diversas. Essas ondas atravessando camadas de densidades
diferentes se propagam a uma velocidade variável.
Figura 1 -
Os estudos de sísmica de reflexão se fazem tanto no mar como sobre a terra.
Aqui, um cientista do Glomar Challenger (navio-laboratório americano) observa
um registro que está sendo feito.Figura 2 –
Princípio da sísmica de reflexão
Figura 3 -
Os registros obtidos constituem um verdadeiro “corte geológico”.
Figura 4 -
Segundo o ângulo de incidência sobre a superfície de separação, os raios
sísmicos se comportam diferentemente.
B - Os resultados
Nas
estações muito próximas ao foco do sismo se registra uma onda denominada Pg
pelo fato dela se propagar essencialmente na camada granítica da crosta
terrestre: sua velocidade de propagação é da ordem de 5,6 km/s.
Nas
estações mais distanciadas o onda Pg é precedida por uma onda mais rápida
denominada Pn. Os geofísicos acreditam que essa última deve se propagar em um
meio no qual as ondas têm velocidade média de 8,6 km/s; esse meio, situado sob
a crosta terrestre, denominado manto
superior, seria constituído por rochas mais densas que os granitos:
peridotitos.
A
superfície que separa as duas camadas é a descontinuidade
de Mohorovicic (ou simplesmente
o Moho), denominação provinda do
nome do pesquisador que a evidenciou quando do terremoto da Croácia, em 1909.
Essa descontinuidade se situa, em média a cerca de 30 km de profundidade sob os
continentes, e aproximadamente a 7 km abaixo do fundo dos oceanos. O Moho pode
se aprofundar bastante sob as cadeias de montanhas (70km em alguns pontos nos
Alpes)
A
crosta continental e a crosta oceânica se distinguem por suas espessuras. Elas diferem também pela natureza das rochas que as constituem:
a crosta oceânica é formada essencialmente por basaltos e gabros enquanto que a
crosta continental é, sobretudo granítica. Essa diferença em termos da natureza
química acarreta variações de densidades e como conseqüência da velocidade de
propagação das ondas sísmicas que as atravessam (fig. 5).
Figura 5 -
Qual a profundidade que se encontra o Moho?
|
A ESTRUTURA DAS ZONAS PROFUNDAS
O estudo da propagação das ondas sísmicas refratadas contribuiu
enormemente para o conhecimento da estrutura interna do globo. De fato, a
análise da trajetória dos raios sísmicos e das velocidades de propagação
das ondas sísmicas permitem evidenciar um certo número de descontinuidades
maiores no interior do globo terrestre. Quais são essas descontinuidades?
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DOCUMENTO 5
A - Uma estrutura concêntrica
1 - As velocidades médias diferentes
Imaginemos
três estações A, B e C equipadas com sismógrafos e situadas à distâncias de
3.000, 6.000 e 9.000 km do epicentro de um terremoto. Plotando sobre um mesmo
gráfico o tempo de chegada das diferentes ondas em função da distância que
separa o epicentro do local onde se efetua o registro, pode-se traçar os hodógrafos.
-
O
hodógrafo da onda L é uma reta. A onda L se propaga assim, com velocidade constante e,
consequentemente, o meio no qual se propaga não muda suas propriedades com o
distanciamento do foco. As ondas L se propagam, dessa forma, próximas á
superfície do globo com uma velocidade em torno de 4 km/s.
-
A análise dos hodógrafos das ondas P e S mostra que a velocidade de propagação dessas ondas não é constante. De fato, quanto mais afastado do epicentro mais aumenta
o tempo que separa a chegada das ondas P (ou S) do tempo da chegada das ondas L
(das quais a velocidade de propagação é constante). Isso significa que quanto
mais longe do epicentro se registra as ondas P (ou S) mais suas velocidades
médias são maiores.
-
A onda P aumenta seu espaço de registro em
relação a onda S e numa dada estação a diferença do momento de chegada da
primeira onda P e aquele da primeira onda S só depende da distância da estação
ao epicentro. O valor dessa diferença é utilizado pelos sismólogos para
calcular a distância epicentral.
2 - Interpretação e conclusão
-
O aumento da velocidade das ondas P e S em
relação à distância epicentral permite dizer que elas não se propagam em um
meio homogêneo; quanto mais as recebemos
distanciadas do epicentro tanto mais os meios que elas atravessam lhes
asseguram (em média) uma rápida propagação.
-
Diferentemente das ondas L, as ondas P e S
atravessam as zonas mais profundas do globo terrestre. De fato, quanto mais elas são registradas longe do
epicentro tanto mais elas se propagam em profundidade e ainda mais atravessam
zonas profundas.
-
Os físicos nos ensinam por outro lado, que quanto mais um material é denso mais a
velocidade de propagação das ondas no mesmo é elevada.
Levando-se
em conta essas afirmativas, pode-se concluir que quanto maior a profundidade no globo terrestre maior a densidade dos
materiais encontrados. Ademais, os hodógrafos sendo aplicáveis a qualquer
que sejam as localizações do epicentro e da estação de registro de um sismo, o
aumento da densidade dos materiais se dá de modo concêntrico em direção ao centro da Terra.
Figura 1 – As curvas são
independentes da localização dos sismos.
B - As superfícies de
descontinuidades
A análise mais acurada dos sismogramas permitiu evidenciar bruscas
variações da velocidade de propagação das ondas sísmicas assim como a
existência de “zonas de sombra” (onde determinadas categorias de ondas não são
recebidas).
·
Entre 100 e 200 km de profundidade as ondas P
são freadas bruscamente; enquanto sua velocidade não havia cessado de aumentar
até atingir 8,6 km/s a 100 km de profundidade, ela cai a 8,1 km/s à 200 km de
profundidade. Os cientistas atribuem essa desaceleração a uma fusão parcial das
rochas (em torno de 1% de rochas fundidas) nesse intervalo, dando a denominação
de astenosfera à essa parte do manto
superior.
·
A crosta terrestre e uma parte do manto
superior, situada acima da astenosfera, constitui uma camada rígida que
“flutua” sobre a astenosfera ligeiramente viscosa e assim plástica: essa
estrutura rígida compõe a litosfera.
·
No segmento de crosta situado entre 103º e 143º
do epicentro a maior parte das ondas de P e S não são registradas. A existência
dessa zona de sombra demonstra a
presença à cerca de 2.900 km de profundidade de uma superfície de
descontinuidade entre dois meios com propriedades refrativas particulares. Essa
descontinuidade denominada de Gutenberg separa uma zona central, o
núcleo da zona periférica, o manto
de densidade menor.
·
Ultrapassando a zona de sombra, anteriormente
mencionada, é registrada a presença de ondas P que atravessam o núcleo. A
denominação de ondas PKP que lhes é dada mostra que a mesma atravessou três
meios distintos (K de Kern = núcleo em alemão). Por outro lado não se encontram
as ondas S nessa zona. Sabendo-se que esse tipo de onda não se propaga nos
meios líquidos, tal ausência pode ser considerada como indicativa do estado
“líquido” no qual se encontraria o núcleo. Na verdade, considerando-se as
fortes pressões ali existentes, não se conhece bem o seu real estado físico.
·
Uma última variação da velocidade de propagação
P é evidenciada em torno de 4.500 km de profundidade: essa descontinuidade
denominada de Lehman separa o núcleo externo do núcleo interno.
Figura 2 - A
presença de uma “zona de sombra” revela a existência à 2.900 km de profundidade
da discordância de Gutenberg que separa o manto do núcleo.
Figura 3 - O
estudo dos terremotos traz informações precisas sobre a estrutura do globo
terrestre mostrando suas diferentes camadas concêntricas.
MOBILIDADE DA CROSTA CONTINENTAL
A idéia de
uma mobilidade vertical da
crosta continental é admitida desde o século passado. A mobilidade horizontal dos
continentes foi formulada no início do século por Wegener. Essa última
teoria, durante muito tempo combatida por geólogos do mundo inteiro, foi
provada de modo irrefutável, no final dos anos 50 pelo paleomagnetismo.
|
DOCUMENTO
6
A - A mobilidade vertical
1 - A isostasia
·
O exemplo mais espetacular de mobilidade vertical da crosta
continental pode ser observada na Escandinávia.
-
Os historiadores nos ensinam que em um século o
golfo Botnia se elevou 9mm/ano;
-
Os geólogos constatam que antigas praias de
12.000 anos estão agora posicionadas à 400 m acima do nível atual do mar.
O mapa e o gráfico
ao lado agrupam os diferentes dados recolhidos sobre a área.
·
Os geólogos explicam esses fenômenos como relacionados à diferença de densidade e
de consistência que existe entre a crosta continental e as camadas subjacentes
do globo. Durante o último milhão de anos uma importante calota glacial
(representando uma massa considerável) recobria a Escandinávia. A litosfera (da
qual uma parte, a crosta, tem densidade 2,7) foi afundada na astenosfera, a
qual possui uma certa “fluidez” e cuja densidade é de 3,3. A fusão da calota
iniciou-se acerca de 12.000 anos e se processou rapidamente, considerando-se a
escala geológica. A exemplo de uma cortiça que teria sido imersa em um óleo
muito viscoso, a Escandinávia realizaria então uma subida que atualmente está
quase terminada. A reequilibragem realizada em função da densidade se denomina reajustamento isostático.
Figura 1 - O
exemplo mais espetacular de uma mobilidade vertical da crosta continental pode
ser observada na Escandinávia.
2 - A subsidência
·
A bacia
hulhífera do Norte da França constitui um exemplo marcante de subsidência.
Em 3.500m de espessura são acumuladas camadas de arenitos e folhelhos
intercalados com leitos de hulha. Uma observação mais detalhada mostra, em
certos níveis, a substituição de folhelhos e arenitos com fósseis de água doce
por camadas com fósseis marinhos poucos espessas (1m no máximo), mas com grande
continuidade lateral (a maior se estende de Wesfáfia ao Pas-de Calais). Além do
mais, na base de cada camada de carvão, os restos de troncos de árvores da
floresta hulhífera parecendo serem autóctones, tem as suas raízes que se
introduzem na camada estéril abaixo.
·
Como interpretar
esses fatos a não ser admitindo:
-
Que todos esses sedimentos (detríticos ou de
origem vegetal) foram depositados em lagunas litorâneas que foram
episodicamente invadidas pelo mar;
-
Que o fundo
da bacia desceu à medida que os depósitos se acumulavam, o que explica a
existência de uma espessura considerável de sedimentos que, portanto se
depositaram sob uma pequena lâmina d’água.
A
um fenômeno tectônico de tal natureza que localmente provoca o afundamento da
crosta terrestre denomina-se subsidência.
B - A mobilidade horizontal
1 - A procura dos paleopólos
No
começo dos anos 50, graças aos novos e muito sensíveis magnetômetros foi
possível medir a fraca magnetização que rochas tais como as lavas basálticas,
ricas em ferro, adquiriram quando da sua cristalização na superfície do globo.
De fato, alguns de seus minerais (óxido de ferro e de titânio) conservam,
quando se resfriam, uma magnetização permanente, dita magnetização remanente natural a qual constitui-se uma espécie
de bússola fóssil, o que permite determinar a direção do campo magnético
existente na Terra no momento do seu resfriamento ou campo paleomagnético.
Na
condição de se poder eliminar todas as perturbações tectônicas às quais as
rochas podem estar submetidas posteriormente ao seu resfriamento, pode-se
determinar a posição ocupada pelo polo Norte magnético à uma época dada, ou
paleopólo.
2 - A migração dos paleopolos
Foi
por volta da metade dos anos 50 que a concepção de continentes fixos foi
seriamente abalada. Uma equipe de pesquisadores ingleses evidenciou, graças a
amostras de rochas européias, de idades bastante diferentes, um deslocamento regular do pólo Norte
magnético durante o tempo geológico.
Duas
interpretações seriam possíveis:
-
Uma migração progressiva do pólo Norte magnético
até a sua posição atual;
-
Um deslocamento do continente
As
mesmas análises realizadas sobre amostras de rochas da América do Norte
mostraram uma migração polar regular, no entanto elas apresentavam uma separação sistemática com relação à
migração polar observada na Europa. Essa separação aumenta da época atual até o
Terciário (aproximadamente 200 Ma) se estabilizando em seguida durante os
períodos mais antigos.
Como
em um dado instante qualquer só pode existir um único pólo Norte magnético, os
pesquisadores concluíram que as trajetórias divergentes são a prova de um
afastamento entre a América e a Europa durante o tempo geológico.
Assim
seria demonstrada e existência de uma mobilidade
horizontal dos continentes que
já havia sido previamente suspeitada graças às medidas geofísicas de
afastamentos de certos continentes.
Figura 3 - Deriva (aparente) do polo
Norte magnético a partir do Pré-Cambriano até a época atual, segundo os dados
adquiridos na Europa (linha contínua) a na América do Norte (linha
descontínua).
Figura 2 - Magnetômetros. A - Vista geral
da instalação; B - Detalhe.
RESUMO
I - A Terra é arredondada
Parece
realmente tão evidente dizer-se que a Terra é redonda. No entanto...isso não
foi assim sempre sabido. Durante muito tempo se pensava que a Terra era plana.
Hoje as fotografias aéreas tomadas pelos satélites mostram de modo espetacular
a esfericidade do globo terrestre. Elas mostram igualmente a abundância de
água, o que valeu a denominação de planeta
azul: mais de dois terços da superfície do globo (363 milhões de Km² com
uma profundidade média de 3,8 km, o que representa um volume d’água de 1.350
milhões de Km³).
As
medidas geodésicas e a análise da trajetória dos satélites mostraram que a
Terra não é perfeitamente esférica. Ela tem a forma de um elipsóide de revolução, quer dizer, ela apresenta:
-
Um leve achatamento nos dois pólos (raio polar:
6.356,7 Km);
-
Uma leve expansão no equador (raio equatorial:
6.378,1 km).
II - A Terra tem uma estrutura concêntrica
Somente a camada mais externa de nosso planeta (aproximadamente uma
dezena de quilômetros) pode ser analisada diretamente a partir de sondagens. O
interior do globo só pode ser conhecido através dos métodos indiretos.
1 - Os métodos de estudo
·
A astronomia
fornece as informações sobre a massa da Terra e assim sobre a sua densidade;
·
A cosmoquímica
e a análise dos meteoritos nos
ensinam sobre a possível natureza dos elementos químicos que constituem o
interior do nosso planeta;
·
O estudo da propagação
das ondas sísmicas fornece as informações importantes sobre as propriedades
físicas das zonas internas do globo terrestre. De fato,
-
As ondas P (ou ondas primárias) que são as ondas
de compressão-dilatação, se propagam tanto nos sólidos como nos fluidos sendo
que sua velocidade aumenta com o aumento da velocidade do material atravessado;
-
As ondas S (ou ondas secundárias) que são as
ondas de cisalhamento, não se propagam nos fluidos.
2 - As camadas concêntricas e as
descontinuidades maiores
As informações de diferentes áreas da ciência permitiram estabelecer,
para o interior do globo, um modelo de estrutura, em camadas concêntricas, de
densidades crescentes da periferia para o interior.
Existem três camadas principais
de composições químicas bastante diferentes:
-
A crosta
terrestre, essencialmente silico-aluminosa, igualmente rica em cálcio,
sódio e potássio;
-
O manto,
constituído principalmente de silicatos ferro-magnesianos;
-
O núcleo,
essencialmente formado por ferro e que conteria, em quantidades menores, níquel
e outros elementos mais leves (5 a 10% de sua massa).
·
As variações das velocidades de propagação das
ondas sísmicas permitiram subdividir essas camadas principais em subcamadas e
de evidenciar descontinuidades maiores
ao longo das quais as velocidades das ondas sofrem uma variação brusca.
·
Uma primeira descontinuidade, situada em média à
6Km sob o assoalho oceânico e a 30Km sob os continentes é uma descontinuidade
essencialmente química: o Moho; ela
marca o limite de duas camadas sólidas (crosta
e manto superior).
·
Abaixo da litosfera (entre 70 e 200Km de
profundidade em média) as ondas sísmicas são freadas. Essa diminuição de
velocidade se explica pela presença de uma camada de material de menor rigidez,
a astenosfera.
·
Após 200km, dentro do manto inferior a aceleração das ondas prossegue até 2.900km de
profundidade; a velocidade das ondas P ultrapassa 13km/s. Nessa posição, a descontinuidade de Gutenberg marca o limite entre o manto e o núcleo: é
tanto uma descontinuidade química como uma descontinuidade física (o manto
inferior é sólido enquanto que o núcleo externo se comporta como um fluido,
posto que ele não permite a propagação das ondas S).
·
Uma última descontinuidade, por volta de 5.100Km
de profundidade, a descontinuidade de
Lehman separa o núcleo interno
do núcleo externo: essas duas
camadas do globo têm a mesma composição química, mas propriedades físicas
diferentes (o núcleo interno é sólido enquanto o núcleo externo é fluido).
III - Os continentes são móveis
1 - Uma mobilidade vertical
O
exemplo mais espetacular de mobilidade vertical da crosta continental é
observável na Escandinávia, na qual
certas áreas sofreram levantamentos de mais de 400m a partir de 12.000 anos
atrás.
Existem
outras provas desta mobilidade vertical. É o caso, por exemplo, das bacias sedimentares subsidentes, das
quais o fundo desce à medida que os sedimentos são depositados sob uma delgada
lâmina d’água como atestam a espessura dos depósitos e os fósseis que eles
contêm.
2 - Uma mobilidade horizontal
Por
volta dos anos 1950, a maioria dos geólogos (exceção feita a alguns precursores
como Wegener) não admitia uma mobilidade horizontal da crosta terrestre. Eles
pensavam que os continentes estariam imóveis desde as suas formações. Pensavam
igualmente que a crosta oceânica não sofreria qualquer modificação, uma vez que
submersa, estaria protegida dos agentes erosivos. Assim, os fundos oceânicos,
recebendo os produtos da erosão continental, desde o início da Terra, deveriam
encerrar sedimentos muito antigos, de bilhões de anos.
A
partir dos anos 1960, uma verdadeira revolução teve lugar nas ciências da
Terra, revelando que os fatos precedentes eram falsos:
-
O progresso no estudo do magnetismo das rochas
mostrou, de modo irrefutável, uma deriva
dos continentes;
-
O progresso da oceanografia provou que a crosta oceânica não é uma velha (230Ma no máximo), nem inerte (posto que ela está
continuamente em movimento).
3 - Uma litosfera que “flutua” sobre a
astenosfera
Para
explicar essa mobilidade vertical e horizontal da crosta terrestre, os geólogos
foram levados, a partir dos dados sísmicos, a conceber um conjunto rígido, a litosfera (formada pela crosta e pelo
manto superior) com uma espessura de uma centena de quilômetros, “flutuando”
sobre uma camada de menor rigidez, a astenosfera.
Uma fratura célebre da
crosta terrestre: a falha de San Andréas. Uma rede de fraturas separa do oeste
da Califórnia, que desliza para o norte, do resto dos EUA.
O
levantamento da Escandinávia é explicado através de um reajustamento isostático: a litosfera, conjuntamente menos densa
que a astenosfera, foi mergulhada nesta, algumas centenas de metros quando foi
recoberta por uma espessa calota glacial. Quando essa última foi rapidamente
fundida a cerca de 12.000 anos, a Escandinávia começou um levantamento bastante
lento.
A
astenosfera tem também um papel fundamental na mobilidade horizontal dos
continentes; ela funciona como uma esteira
rolante, como será visto nos próximos capítulos.
