Geologia Geral - Apont. Sebenta 2020/2021 PDF

GEOLOGIA GERAL APONTAMENTOS DA TEÓRICA 2020/2021 BEATRIZ SILVA CARLOTA FERREIRA CAROLINA FINURAS MARA SILVA ÍNDICE 1. Introdução Porquê estudar Geologia? 2. O planeta Terra Forma, dimensões e movimentos orbitais A origem da Terra no contexto do Universo e do Sistema Solar Evolução da Terra primordial 3. Dinâmica da Terra O motor interno da Terra Da Deriva dos Continentes à Teoria da Tectónica de Placas Os modelos da estrutura da Terra Estudo dos Sismos; sismos em Portugal; que fazer em caso de sismo? O estudo das ondas sísmicas e o conhecimento da estrutura e da composição interna da Terra 4. De que é feita a Terra? Elementos químicos dominantes Os Minerais e as Rochas O Ciclo das Rochas no contexto da Teoria da Tectónica de Placas Magmatismo, Vulcanismo, Paleomagnetismo Meteorização das rochas; Processos e Ambientes Sedimentares Diagénese e Metamorfismo 5. Deformação das rochas Fatores de deformação; Tipos essenciais de falhas e de dobras Conceito de isostasia A modelação do relevo da Terra: balanço entre geodinâmica interna e geodinâmica externa 6. O Tempo em Geologia Datação relativa e radiométrica Escala de Tempo Geológico A habitualidade da Terra; Introdução à Paleontologia Os registos da Vida primordial 7. Recursos geológicos Património Geológico: conceito e critérios de reconhecimento Principais recursos geológicos: metálicos e não metálicos Tipos de aquíferos; recursos hídricos e bom uso da água 8. O Futuro da Terra Muito longo prazo: o 109 ano – “morte do Sol” o 108 anos – extinção da geodinâmica interna. A que prazo? – Global Change, sustentabilidade e mudança Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 1 de 135 Introdução O objetivo desta disciplina é transmitir uma noção geral dos principais processos geológicos e da evolução do nosso planeta. Princípio do Uniformitarismo VS Princípio do Atualismo Uma personagem histórica que será bastante vezes referida é James Hutton, que era um físico e pode ser considerado um dos primeiros geólogos. Além disso foi uma das pessoas responsáveis pela criação da geologia moderna. Um dos seus contributos foi perceber que os processos geológicos que observamos, segundo ele, eram contínuos e uniformes ao longo do tempo, ou seja, criou a ideia de que o “presente é a chave do passado”. Com o tempo as pessoas começaram também a pensar nesta ideia e chegaram a conclusão de que a uniformidade das causas não implica forçosamente uniformidade dos efeitos, ou seja, por exemplo, as rochas vulcânicas que resultam do arrefecimento de uma lava ter-se-ão formado sempre da mesma maneira, mas os processos mecânicos não foram uniformes ao longo da história da terra. Nós sabemos que houve períodos na história do planeta em que o vulcanismo era muito mais intenso do que aquele que conhecemos hoje. Por isso, prefere-se atualmente falar do princípio do atualismo, que através da observação de processos que podemos ver na atualidade permitem compreender como se formam as rochas, como se processam os processos e fenómenos geológicos, mas isto não significa que podemos interpretar que tenham sido contínuos e uniformes ao longo da história da terra. No entanto, nem todos os processos associados ao nosso planeta, nomeadamente ao processo da sua origem, podem ser observados atualmente. o Porquê estudar geologia? A geologia é uma ciência com um aspeto muito curioso, pois permite-nos estudar qualquer área do conhecimento em 4 dimensões. Além disto, é fundamental para perceber a origem de tudo o que vemos à superfície, a origem do nosso planeta, a origem dos processos geológicos e a sua própria evolução. A história do planeta e a história da evolução da vida cruzam-se: o Pelas condições que o planeta criou para a origem e evolução da vida; o Pelas condições que a própria vida proporcionou que influenciaram a evolução do planeta. A geologia tem aspetos muitos importantes que se prendem com a prospeção, exploração e a gestão dos recursos. Para ter um uso sustentável destes recursos é necessário ter conhecimento geológicos. Ao longo da nossa vida, estamos sistematicamente a utilizar materiais que têm origem na geologia, que são extraídos da crosta ou da superfície, um exemplo é os relógios de quartzo, que apresentam uma pilha e são uns dos mais precisos que há e utilizam uma propriedade de certos minerais que é piezoeletricidade. Estes quando são comprimidos segundos um dos seus eixos estruturais desenvolvem polaridade elétrica e quando são atravessados por uma corrente elétrica começam a vibrar. Esta vibração é muito constante no tempo, de modo que, o que os relógios estão a fazer sistematicamente é a traduzir o número de vezes que um cristal de quartzo vibra por segundo e transformar em unidade de tempo. Outros aspetos importantes relacionam-se com nossa segurança como por exemplo: fazer um viaduto, uma ponte, uma barragem... têm por base uma área da geologia que se designa de geotecnia, estuda o peso suportado pelo solo e as rochas, que antecede o próprio trabalho dos engenheiros. Um dos aspetos que mostra a grandeza da geologia era a sua importância nas missões Apollo da NASA. Nestas missões houve muitos trabalhos a ser feitos na lua, sendo um deles Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 2 de 135 recolha de amostras, mas quando estas chegavam à terra acabavam por ter pouca utilidade por causa da falta de conhecimentos geológicos. O único cientista que embarcou numa missão Apollo foi Jack Schmitt que era um geólogo, tendo sido está missão a Apollo 17. Darwin era geólogo e interessou-se por paleontologia. Foi o seu conhecimento nestas áreas que acabou por estar por trás da teoria da evolução das espécies. O planeta Terra o Forma, dimensões e movimentos orbitais A primeira vez que houve uma prova visual da forma da terra foi com o início das missões espaciais. A primeira imagem que se tem tirada do espaço é de 1946 e foi tirada a bordo de um foguete V2, que era desenvolvido pelo exército Nazi para criar bombas ou mísseis para bombardear Inglaterra, que nunca chegou a acontecer. Nos anos 60 já havia imagens de satélite que mostravam a terra e a lua, o que acabou por comprovar que a terra é redonda. Antes disto, os filósofos pitagóricos já tinham observações e cálculos matemáticos que mostravam que a terra era redonda. Outro passo importante para este conhecimento da forma do nosso planeta foi a viagem de circum-navegação de Fernão de Magalhães no século 16, que acabou por ser concluída por Juan Sebastián Elcano, visto que Fernão de Magalhães morreu no decorrer da viagem. No século 18 um matemático francês veio mostrar que a forma da terra corresponde a um elipsóide de revolução, que é o solido geométrico que se pode obter unindo todos os pontos descritos pela rotação de uma elipse no espaço, através das suas observações e pelos cálculos que fez. A terra é achatada nos polos, o que leva à perda da forma esférica. Isto porque a terra é um planeta deformável e quando está a rodar (cerca de 1800km/h) a força centrifuga é maior no equador do que nos polos, o que leva à sua deformação e achatamento. Não é uma deformação muito acentuada, como é visto pela diferença entre o raio polar e o raio do equador que é de 21,386 km. A velocidade de escape é de 11,2 km/s, isto significa que a velocidade que um corpo à superfície da terra tem que adquirir para se libertar da força gravítica. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 3 de 135 o A origem da Terra no contexto do Universo e do Sistema Solar Atualmente, não há nenhum processo no nosso planeta ou no sistema solar que nos permita perceber como a terra foi criada. Temos que olhar para o Cosmos, para entender os fenómenos iniciais que conduziram à formação da terra e do sistema solar. Immanuel Kant foi a primeira pessoa que propôs que origem do sistema solar teria tido origem numa nebula, ou seja, numa nuvem de poeiras finas e de gás. Atualmente sabemos que nebulas destas existem e que os gases são principalmente Hidrogénio e Hélio e que as poeiras finas são bastante semelhantes a materiais que podemos encontrar na terra. Devido a isto assume-se que a nebula inicial era: Nuvem de gás e Movimento de Contração da Aumento da que levou à que levou a poeiras rotação nuvem velocidade apresentava O seu movimento terá levado a uma colisão das partículas e à medida que estas iam colidindo a nuvem tornava-se mais pequena e assim a sua velocidade de rotação ia aumentando cada vez mais ate que se transformou num “disco”, ou seja, apresentava uma forma achatada, em que maior parte do material estava concentrado no interior deste disco de gases e poeiras. A densidade foi aumentando progressivamente e a temperatura também até que esta chegou a um extremo e entrou num processo de fusão termonuclear. Portanto, assistimos à formação do sol por fusão termonuclear de um hidrogénio que se transforma em hélio. Neste processo, a formação do sol captou 99,85% do material da nebula. É com o restante material não captado que se vão formar todos os planetas e corpos que estão no sistema solar. Este material residual continua a sofrer o mesmo processo, que se dá o nome de acreção, ou seja, as partículas que estão livres no espaço têm tendência, pela lei da gravitação universal, de aproximar-se uma das outras colidindo e transformarem-se em corpos maiores. Quando o sol se originou: o Elementos mais leves (nomeadamente gases voláteis) – são afastados do centro do sistema solar o Elementos mais densos- Ficam nas proximidades do sol O proto-sol, os proto-planetas e os corpos que se se estavam a formar por acreção acabam por dar origem ao sol e a duas classes de planetas: o Planetas interiores ou telúricos: Mercúrio, vénus, Terra e Marte o Planetas exteriores ou gigantes: Júpiter, Saturno, Urano e Neptuno Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 4 de 135 Em suma: O movimento da Nebulae levou à colisão das partículas fazendo com que a nuvem se tornasse mais pequena e contraísse. A sua contração e achatamento provocaram um aumento da sua velocidade de rotação. Deu-se a acumulação da maior parte do material no interior do disco de gases e poeiras. O aumento progressivo da densidade e da temperatura provocaram o processo de fusão termonuclear do hidrogénio transformando-o em hélio – formação do proto-Sol. O proto-Sol tinha concentrado 99,85% do material original da Nebulae. Ficou um resíduo de 0,15% na periferia do proto-Sol que levaria à formação dos planetas e asteroides do Sistema Solar. Acreção do material residual (choque e aglomeração – processo gravítico) – formação dos proto-planetas. O processo de fusão termonuclear do proto-Sol provocou o afastamento dos elementos menos densos (planetas gigantes gasosos) e a proximidade dos elementos mais densos (planetas telúricos). Nota: Unidade Astronómica (UA) – Corresponde ao valor médio da distância da Terra ao Sol, correspondendo a 1496 X 105 km (aproximadamente 150 000 000 km). A órbita da Terra é elíptica, pelo que existem pontos na sua órbita em que esta se encontra mais próxima ou mais afastada do Sol. Assim padronizou-se o valor da unidade astronómica para o valor médio entre o ponto mais próximo (periélio) e o ponto mais afastado (afélio). Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 5 de 135 O sol TEMPERATURA DO NÚCLEO 15 600 000º k TEMPERATURA À SUPERFÍCIE 5 800ºK A sua composição: o 70% H DENSIDADE MÉDIA 1,41 o 28% He RAIO 700 000KM o 2 % metais A reação que está permanentemente a ocorrer no sol tem haver com a fusão de hidrogénio em hélio. O hidrogénio é o combustível desta reação e o hélio é o produto. Os Planetas Telúricos/Interiores Mercúrio Principais elementos na superfície: Si, O, Fe, Ti. É o planeta mais próximo do sol. RAIO POLAR 2439 Km RAIO EQUATORIAL 2439 Km DENSIDADE MÉDIA 5,42 TEMPERATURA NO SOLO +430 oC a - 170 oC DISTÂNCIA AO SOL 0,39 UA = 57 894 376 Km Vénus Principais elementos na superfície: Si, Al, Mg, Fe, O. Tem uma atmosfera muito densa, muito rica em dióxido de carbono e tem um efeito de estufa muito eficiente, isso conduz a uma temperatura muito elevada e homogénea. RAIO POLAR 6052 Km RAIO EQUATORIAL 6052 Km DENSIDADE MÉDIA 5,42 TEMPERATURA NO SOLO +460 oC DISTÂNCIA AO SOL 0,72 UA = 108 159 261 Km Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 6 de 135 Terra Principais elementos na superfície: Si, O, Al, Mg, Mn, Fe, RAIO POLAR 3380 Km K, Ca, Ti. Movimento de Rotação – movimento da terra em torno RAIO EQUATORIAL 3397 Km do seu eixo que dura 23 horas 56 minutos 4 segundos DENSIDADE MÉDIA 3,94 Movimento de translação – movimento em torno do sol que dura 365 dias e 6 horas. Em que há o ponto em que TEMPERATURA NO SOLO 0 oc a - 70 oc a terra se encontra mais próximo do sol – o perihélio – e DISTÂNCIA AO SOL 1,52 UA = 227 837 557 Km o ponto em que se encontra mais afastada – o afélio. Isto devido à sua órbita ser elíptica. No Afélio, os verões do hemisfério Norte são mais amenos que os verões do hemisfério sul, por sua vez, os invernos do hemisfério sul são mais rigorosos. Movimento de precessão – É o movimento que resulta da aceleração gravítica dos planetas gigantes sobre a terra. Consiste na mudança do eixo de rotação do objeto. A Terra apresenta um ciclo de precessão de 25 770 anos, correspondente à variação da Elíptica em relação à linha do equador. Marte Principais elementos na superfície: Si, O, Al, Mg, Fe, S, RAIO POLAR 66 770 Km Mn, K, Ca. RAIO EQUATORIAL 71 998 Km A sua reduzida dimensão não o permitiu captar a DENSIDADE MÉDIA 1,314 atmosfera necessária para um efeito de estufa eficaz. TEMPERATURA À SUPERFÍCIE DA - 460 oC ATMOSFERA DISTÂNCIA AO SOL 5,20 UA = 778 208 123 Km Os Planetas Gigantes/exteriores Júpiter RAIO POLAR 6356,774 Km Os Principais elementos: H, He (Si e O no núcleo) RAIO EQUATORIAL 6378,160 Km DENSIDADE MÉDIA 5,52 TEMPERATURA NO SOLO +60 oc a - 90 oc DISTÂNCIA AO SOL 1,0 UA = 149 600 000 Km Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 7 de 135 Saturno RAIO POLAR 23 650 Km Os principais elementos: H, He (Si e O no núcleo) RAIO EQUATORIAL 24 300 Km DENSIDADE MÉDIA 1,71 TEMPERATURA À SUPERFÍCIE - 193 oC DA ATMOSFERA DISTÂNCIA AO SOL 30,06 UA = 4 436 349 199 Km Urano RAIO POLAR 1195 Km Os principais elementos: H, He (Si e O no núcleo) RAIO EQUATORIAL 1195 Km DENSIDADE MÉDIA 2,1 TEMPERATURA NO - 378 oC a -396 oC SOLO DISTÂNCIA AO SOL 29,58 a 49,17 UA = 4 436 820 000 Km a 7 375 930 000 km) Neptuno RAIO POLAR 54 000 Km Os principais elementos: H, He (Si e O no núcleo) RAIO EQUATORIAL 60 000 Km DENSIDADE MÉDIA 0,69 TEMPERATURA À SUPERFÍCIE - 133 oC DA ATMOSFERA DISTÂNCIA AO SOL 9,54 UA = 1 426 864 491 Km Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 8 de 135 Planetas (anões) exteriores RAIO 850 Km Plutão EQUATORIAL TEMPERATURA - 240 oC Constituição: N (gelado), rochas DISTÂNCIA AO 75 a 937 UA = 13 500 000 000 0 Km a SOL 135 000 000 000 km) RAIO POLAR 1738 Km Sedna RAIO EQUATORIAL 1738 KM Constituição: Rochas e gelo (?) DENSIDADE MÉDIA 3,34 A sua descoberta foi tão tardia pela sua órbita ser muito excêntrica. TEMPERATURA NO SOLO + 120 oC a -180 oC DISTÂNCIA À TERRA 384 400 Km Lua Origem da lua- 4 teorias: o Teoria dos corpos gémeos – A Lua seria gémea da Terra, ou seja, teria sofrido um processo de acreção muito semelhante ou igual àquele que ocorreu com RAIO POLAR 24 973 Km a Terra e com os outros planetas, ao mesmo tempo RAIO EQUATORIAL 26 145 Km que se formava o planeta Terra.  Começou a haver contestação nesta teoria DENSIDADE MÉDIA 1,3 porque a Lua tem muito menos ferro que TEMPERATURA À - 223 oC a Terra, daí a densidade da Lua ser menor SUPERFÍCIE DA ATMOSFERA que a densidade da Terra. DISTÂNCIA AO SOL 19,18 UA = o Teoria da Captura – Pensava-se que a Lua teria sido 2 869 436 758 Km capturada pela Terra. A Lua seria um planeta anão, um corpo celeste que estava a migrar pelo Sistema Solar e que teria sido capturado pela força de atração gravítica da Terra.  Houve contestação da parte dos geoquímicos porque na Terra temos fundamentalmente oxigénio-16 (16O) e oxigénio-18 (18O), a presença de oxigénio-17 (17O) é vestigial, e se formos a Marte e a outros planetas próximos, eles têm muito mais 17O do que a Terra. Acontece que na Lua, a proporção de 16O e 18O é semelhante, bem como a de 17O é muito baixa. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 9 de 135 o Teoria do momento angular – A um dado momento, a velocidade de rotação da Terra seria de tal ordem que uma parte da Terra se teria libertado na região onde temos hoje o Oceano Pacífico e a matéria que fora expulsa acabaria por constituir a Lua.  Hoje sabe-se que a força necessária para isso seria inimaginável, por outro lado, com a teoria da tectónica de placas ficámos a saber como é que se formam os oceanos. o TEORIA MAIS ACEITE HOJE EM DIA – A formação da Lua terá resultado da colisão de um corpo de grandes dimensões (com uma dimensão de cerca de metade da Terra, como Marte) que ocorreu cerca de 60 milhões de anos após a formação da Terra, ou seja, a Terra já estava em plena acreção, já tinha uma dimensão significativa, já tinha evoluído significativamente na sua natureza e na sua composição quando sofreu este mega impacto que provocou a expulsão de uma parte dos materiais mais superficiais do planeta e dos materiais do próprio corpo que colidiu com a Terra para o espaço. Estes materiais ficaram dispersos em órbita em torno da Terra ficando sujeitos ao processo de acreção e, portanto, passado uns milhões de anos deram origem à Lua. Sabe-se hoje que há uma diferença de cerca de 60 milhões de anos entre a idade da Terra (4.56 X 109 anos) e a da Lua (4.5 X 109 anos). Algumas evidências que comprovam esta teoria são:  A identidade entre os isótopos de oxigénio;  A Lua ter uma composição ligeiramente diferente, mais pobre em ferro, porque o material da Terra que foi integrado na sua formação foi a componente mais superficial, a componente menos densa do planeta Terra (a Terra já teria sofrido diferenciação, ou seja, o ferro já teria migrado para o seu interior);  As datações das rochas mais antigas da Lua têm uma diferença de cerca de 60 milhões de anos relativamente à idade da Terra Todo este processo de acreção, de formação dos planetas e do Sistema Solar, durou cerca de 100 milhões de anos (começou à 4 600 milões de anos e terá ficado concluído por volta dos 4 500 milhões de anos). CONVENÇÕES IMPORTANTES – MILHÕES E BILIÕES: 106N: Idade do Universo: 14 mil milhões de anos – 14 X 109 anos Se N=1  106 (1 milhão) Idade da Terra e do Sistema Solar: 4 600 milhões de anos – 4.6 X 109 anos Se N=2  1012 (1 bilião) Na Europa, 1 bilião corresponde a 1012 (10 000 000 000 000). Nos EUA, 1 bilião corresponde a 109 (10 000 000 000), os milhares de milhões “portugueses.” Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 10 de 135 o Evolução da terra primordial Na fase de acreção, será que os corpos que colidiam com a terra forneciam material? Podemos estabelecer uma analogia, ao bater as palmas com força além do ruído sentimos nas nossas mãos calor. Isto porque há uma parte da energia cinética das nossas mãos que é transformada em calor quando colidem. O mesmo acontecia nesta fase de mega-impactos, um corpo ao colidir com o nosso planeta além de acrescentar material à Proto terra libertava também muito calor. A terra é rica em elementos radioativos, portanto há um decaimento constante de uma serie de elementos radioativos desde da proto terra como o U235, U238, Th232, K40, Mg26, Al26. Além do calor libertado pelos impactos, temos a libertação constante de calor a partir do decaimento de isótopos radioativos. Quando há um decaimento de um elemento instável para a sua forma estável liberta-se energia, partículas subatómicas que ao serem integradas pela matéria envolvente transformam a sua energia cinética em calor. Isto levou a um aumento muito grande da temperatura do proto terra, (que tinha uma composição homogénea semelhante à de um meteorito condritico) que acabou por gerar o oceano de magma, que é composto essencialmente por ferro, por silicatos, por sulfuretos e com um interior suficientemente plástico para permitir a diferenciação: o Os materiais mais leves migrassem em direção à superfície - Os materiais mais leves quando migraram em direção à superfície não se limitaram a transportar o seu material, transportaram também calor e isto conduziu à dissipação de calor do nosso planeta, ao seu arrefecimento que ainda é observado atualmente. Portanto desde do início da terra em que se deu esta diferenciação observamos um arrefecimento gradual do nosso planeta. o Os materiais densos mergulhassem em direção ao interior do planeta. - Os materiais mais densos ao mergulhar em direção ao centro do planeta, sofreram compactação que provocou libertação de energia levando a uma subida de temperatura de mais 2200 graus. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 11 de 135 A Dinâmica da Terra o O motor interno da Terra (?) Hoje em dia os dois processos de produção de calor da terra é o decaimento constante de elementos radioativos e a energia térmica de cristalização, o núcleo externo é líquido, mas está a cristalizar e acaba por libertar calor. De qualquer maneira a crosta que solidificou à superfície, após a diferenciação do planeta, não selou toda a energia acumulada no interior da terra, desde desta fase que a terra foi arrefecendo e o calor foi dissipando e assistimos à formação do planeta que conhecemos hoje. O processo de diferenciação conduziu à sua estrutura atual: o Crosta- O, Si, Al Fe, Ca, Mg, Na, K. o Manto - O, Si, Mg, Fe. o Núcleo externo líquido Fe, Ni o Núcleo interno sólido Apesar da temperatura aumentar com a profundidade da terra o núcleo interno encontra-se solido e o externo líquido, isto por causa da pressão. No interior do núcleo interno temos aproximadamente 10 mil atmosferas e este aumento de pressão compensa o aumento da temperatura e é isso que conduz a esta diferença. A crosta que vemos hoje não corresponde à crosta inicial, essa foi completamente reabsorvida. A crosta da atualidade resulta da atividade tectónica do planeta, forma-se nas zonas de rifte, que gera uma crosta oceânica e nas zonas de subducção. No manto até aos 400 km de profundidade assistimos à presença das olivinas, que são minerais compostos essencialmente por O, Si, Fe, Mg. Nestes minerais a cada átomo de Si temos 4 átomos de O. A partir dos 400 km as olivinas dão origem às espinelas, que também são minerais com a mesma composição química, mas com um comportamento mais denso. A partir dos 670 km, quando passamos do manto superior para o manto inferior há transformação das espinelas em perovskite, que é o mineral mais abundante do nosso planeta composto por O, Si, Mg, Fe em que para um átomo de Silício temos 6 átomos de oxigénio. Esta diferença de arranjo é que permite fazer a separação do manto superior para o manto inferior. O núcleo é composto Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 12 de 135 fundamentalmente por Fe e Ni, mas quando em laboratorial se fez a mistura de ferro e níquel na proporção prevista para o núcleo interno sólido e puseram essa mistura à pressão que se prevê que há no núcleo interno, obteve-se uma densidade 10% mais baixa e isto terá haver com o facto que a diferenciação não terá sido um processo perfeito e de facto no núcleo alem do ferro e do níquel existe também resíduos de silício, enxofre e oxigénio. No nosso planeta apesar de encontrarmos 100 elementos químicos diferentes que constam na tabela periódica, vemos que os primeiros 8 elementos são responsáveis por 99% da massa da terra. Uma consequência da diferenciação está bem visível na imagem do lado, na relação entre a quantidade de elementos que podemos encontrar quando vemos a composição global do planeta e os elementos mais importantes na crosta terrestre. No entanto, neste processo de diferenciação também encontramos a atmosfera e a hidrosfera, há dois tópicos principais de discussão sobre a origem destes: o A atmosfera e a hidrosfera foram criadas à custa dos impactos de cometas na fase de mega-impactos que libertavam à superfície do planeta água e o resto dos componentes gasosos da nossa atmosfera. o Quando ocorreu a diferenciação do planeta os elementos mais voláteis acabaram por se “escapar” da própria crosta e foram constituir a hidrosfera, por precipitação intensa, e a atmosfera. Ao aplicar o princípio do atualismo e considerarmos a composição da atmosfera inicial semelhante à emissão dos gases que podemos medir sempre que há uma erupção vulcânica, vemos que a composição desta atmosfera inicial era significativamente diferente à atual pois não teria oxigénio e teria essencialmente H 2, N2, H20, CO2. Qual terá sido a origem de todo o oxigénio (21%) presente na atmosfera que temos atualmente? Pela fotossíntese, ou seja, numa fase primordial do nosso planeta nós encontramos uma interação entre os vários sistemas do planeta incluindo a biosfera. Entre os 3500 milhões de anos surgem os primeiros organismos vivos no nosso planeta e entre 2200-2500 milhões de anos assistimos a uma evolução da vida que a conduz à capacidade de produzir organismos autotróficos, ou seja, organismos com capacidade para realizar a fotossíntese e libertar oxigénio. O oxigénio foi um dos primeiros grandes poluentes que surgiu na terra porque não tinha grandes vantagens para as outras formas de vida. Podemos datar a ocorrência deste fenómeno porque o oxigénio que se formou inicialmente foi gasto na oxidação de rochas na superfície da terra e na oxidação dos componentes que estavam em suspensão nos oceanos. Entre os 2200-2500 milhões de anos há a presença dos BIFs- Banded Iron Formations, que são rochas muito ricas em óxidos de ferro, óxidos de uranio que revelam a passagem de uma atmosfera redutora, de um planeta com características redutoras para um planeta com uma atmosfera oxidante. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 13 de 135 o Da Deriva dos continentes à tectónica de placas “...E a superfície da terra sempre foi assim?” à medida que foram produzindo mapas com mais precisão, sendo um dos primeiros os portulanos onde já estavam desenhados os continentes como conhecidos na altura com a latitude correta, a longitude é só dominada mais tarde. Ortelius ao olhar para estes mapas precisos na altura, diz que as “Américas foram arrancadas da Europa e da Africa(...) pelos sismos e pelas cheias(...) os vestígios da ruptura são evidentes quando se pega no mapa do mundo e se observa atentamente a costa dos três continentes...”. Quando chegamos ao século 19, o Eduard Suess defende pelo trabalho de campo que realizou, que os continentes do hemisfério sul teriam estado reunidos num único supercontinente e a base que o levou a esta conclusão é a distribuição de uma planta, semelhante à dos fetos, que é a glossopteris. No entanto, na altura não havia conhecimento de movimentos horizontais e assim não havia nenhuma evidencia que permitisse o juntamento dos continentes e o seu afastamento. Os movimentos verticais já eram conhecidos. Mais tarde surge Alfred Wegener, que era um geofísico meteorologista, que trabalhava e investigava o clima na Gronelândia e devido a isso fazia muitas viagens em navios quebra-gelo e aparentemente o movimento do quebra gelo, que fratura blocos de gelo à sua frente que depois voltam-se a reunir à ré do navio, tê-lo-á inspirado a desenvolver esta teoria da deriva dos continentes. Chegou à conclusão de que se as margens dos continentes não se sobrepõem com muita perfeição quando olhamos para o bordo da plataforma continental vemos que esta ligação é praticamente perfeita. Portanto, a plataforma continental é o que esta submerso até aos 200 m de profundidade, o que significa que é uma zona que está muito menos sujeita à erosão do que a linha de costa. Por outro lado, ele também mostrou que havia litologias e grandes estruturas geológicas com continuidade entre os vários blocos continentais. Acabou por desenvolver a teoria da Deriva dos Continentes em que diz que à 200 Ma haveria um único continente – Pangea – rodeada por um único oceano – Pantalassa, e que esses continentes ter-se-iam afastado gradualmente até à posição conhecida atualmente. Esta teoria foi muito contestada, até porque na altura o princípio do atualismo não trazia nenhuma evidencia de movimentos horizontais dos continentes, portanto justificava-se a abertura das glacias oceânicas, a formação das cadeias de montanhas com a teoria do geossinclinal. A teoria da deriva dos continentes começou a ter várias evidencias, mas faltava o motor, a fonte de energia com capacidade de pôr estes blocos continentais em movimento. A primeira proposta surge mais tarde por Arthur Holmes, que diz que o arrefecimento do nosso planeta não se daria só por dissipação de calor por processo de condução, mas por um processo de convecção. Defende que no manto da terra existem correntes de convecção e estas corresponderiam ao motor da expansão dos fundos oceânicos. Diz que temos o bloco continental e que no manto existem as correntes de convecção e com o tempo o bloco continental original acaba por se separar em duas metades com formação de ilhas no centro da bacia oceânica e formação de cadeias montanhosas na frente, onde as correntes descem e à criação do fundo oceânico onde as correntes ascendem. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 14 de 135 O modelo de Holmes contém uma série de pressupostos que estavam por demonstrar. Como provar que: o Os continentes flutuavam numa camada basáltica, que se prolongava pela crosta oceânica; o Existiam correntes de convecção no manto que está no estado solido... Mais tarde, com a evolução da tecnologia e do conhecimento foi possível chegar a uma conclusão sobre as dúvidas que ainda haviam sobre o modelo de Holmes. Descobriu-se a composição da crosta terrestre que é dividida em crosta continental e crosta oceânica. o Crosta continental – Menos densa (D= 2,7) e tem um total de 6,5% de ferro e 3,1% de magnésio o Crosta oceânica – (D=3) Tem uma natureza basáltica e apresenta menos silício, mas mais ferro e magnésio. Tem um total de 9,4% de ferro e 8,5 de magnésio. As rochas são mais ricas em ferro e magnésio do que às da crosta continental. Quando comparamos as rochas da crosta oceânica com a crosta continental passou a saber-se que são menos densas do que às do manto superior, logo a conclusão que se pode tirar é que de facto os continentes flutuam sobre as rochas do manto. As rochas do manto são suficientemente mais densas para permitir que à sua superfície flutuem quer as rochas da crosta continental, quer as rochas da crosta oceânica. o Os modelos da estrutura da Terra Estrutura da terra - modelo químico: Estamos a observar estas densidades com base na sua composição química. Como já foi referido anteriormente a densidade do manto aumenta com a profundidade devido à compactação dos elementos nos minerais. Estrutura da terra – modelo físico: Apercebeu-se que a terra também se pode dividir de outro modo, que tem por base o comportamento das rochas fase as extensões. À superfície temos a litosfera, onde as rochas têm um comportamento frágil, ou seja, quando são submetidas a uma tensão fraturam-se. E esta litosfera ocupa toda a superfície e uma profundidade de cerca 200 km. Por baixo há a astenosfera, onde os materiais têm um comportamento plástico. A diferença do comportamento das rochas deve-se à pressão e à temperatura. Astenosfera é manto no estado sólido, mas relação entre a profundidade e a pressão faz com que os materiais estejam próximos do seu ponto de fusão e alguns já em fusão. Uma imagem que podemos ver para o comportamento de astenosfera é uma experiência de Jonh Mainstone e continuada posteriormente por Thomas Parnell. John Mainstone colocou alcatrão num funil de vidro, numa Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 15 de 135 redoma com atmosfera controlada. O alcatrão à temperatura ambiente é um solido, mas de facto tem um comportamento dúctil, mesmo em condições normais de pressão e temperatura, ele deixava cair uma gota de 9 em 9 anos. Isto prova que há muitos corpos sólidos que podem fluir como líquidos desde que a tensão seja lenta e aplicada ao longo de muito tempo. Composição química vs Comportamento Físico No lado esquerdo a imagem está dividida conforme o modelo químico, ou seja, temos a crosta continental e a crosta oceânica que se encontram em contacto com o manto e este, por sua vez, está entre a crosta e o núcleo. No lado direito a imagem está dividida conforme o modelo físico, em que temos a litosfera que constituiu a crosta e uma parte do manto superior do modelo químico, e quando as condições de pressão e temperatura alteram o comportamento físico da litosfera é que temos a astenosfera. Já havia o conhecimento que à medida que se aumentaria a profundidade também aumentaria a temperatura. Gradiente geotérmico – Taxa de variação da temperatura do interior da terra com a profundidade medida a partir da superfície do planeta. Em média a temperatura da terra aumenta 33 oC / km. Além disso viu-se que os corpos sólidos arrefecem por um processo de condução. Quando um corpo é aquecido as suas partículas entram num estado de agitação térmica que se vai propagando e isso corresponde à condutividade térmica através do corpo. Nem todos os materiais têm a mesma condutividade térmica, os materiais metálicos têm uma condutividade térmica muito superior aos materiais não metálicos, portanto as rochas têm má condutividade térmica. Caso houvesse uma camada de lava com espessura de 100 m na superfície demoraria 300 anos para ficar à temperatura ambiente, caso tivesse uma espessura de 400 km demoraria 5 000 Ma. Isto mostra como a condutividade térmica nas rochas é má, caso esse fosse a única maneira de arrefecimento o manto ainda estaria em estado líquido. Isto leva-nos então para um processo de convecção, pois por simples condução térmica o planeta ainda não teria arrefecido. O que observamos é que a placa litosférica corresponde à camada superficial fria de uma corrente de convecção do manto. As correntes de convecção do manto são muito mais lentas por serem correntes de um material solido, ou seja, temos um material que aquece junto as proximidades do núcleo e perde densidade, ascende muito lentamente até à superfície onde arrefece e volta a descer em direção à fonte de calor. As correntes de convecção são mais eficientes por ser todo o material a arrefecer à mesma velocidade a na condução o calor vai se transmitindo de partícula a partícula por agitação térmica o que demora mais tempo. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 16 de 135 Começou-se a medir o fluxo térmico, libertação de energia térmica, a partir das dorsais oceânicas e viu-se que o fluxo térmico diminui gradualmente à medida que nos afastamos das dorsais oceânicas. É a própria Litosfera que está dividida em placas, portanto, a deriva dos continentes é uma consequência do movimento das placas litosféricas. Assim viram que o que estava a acontecer não era a deriva dos continentes, mas o movimento das placas onde os continentes andam à “boleia”. Assim ambos os pressupostos de Holmes que ainda estavam para explicar foram esclarecidos. Estas placas são rígidas e com milhares de km de extensão e movimentos distintos e independentes. O primeiro modelo mostrava 6 placas litosféricas: placa pacifica, a placa americana, placa euroasiática, placa africana, placa indica, placa antártica e atualmente já são 12 placas. Esta teoria da tectónica de placas vai substituir a teoria da deriva dos continentes, e foi fundamental para o avanço da terra. Isto porque permitiu integrar todo o conhecimento que existia de vulcanismo, metamorfismo, distribuição dos sismos. Fronteiras divergentes → Na altura tínhamos as cordilheiras centro-oceânicas que correspondiam aos pontos onde havia fluxo térmico mais elevado, portanto, correspondiam aos locais de ascensão das correntes de convecção do manto. Através das cordilheiras então vimos que se dava a expansão dos fundos oceânicos e o movimento das placas tectónicas. Percebeu-se também que nem todas as cordilheiras/fronteiras divergentes em que se gera nova crosta oceânica, ou seja, os riftes, estavam em domínio oceânico e sim de modo geral começam em domínio continental. Fronteiras Convergentes → Então sabendo que a terra não está a aumentar de volume, é preciso encontrar o mecanismo que compensasse esta expansão dos fundos oceânicos. Perceberam que as grandes fossas que estão nos fundos oceânicos correspondem a zonas de subducção, onde as placas litosféricas mergulham e são reabsorvidas pelo manto. As zonas de subducção correspondem a zonas convergentes em que ocorre a colisão de placas litosféricas. Esta colisão pode ser entre: o Litosfera oceânica – litosfera continental – sendo a oceânica mais densa ou antiga é a que mergulha. o Litosfera oceânica - Litosfera oceânica – mais densa ou mais antiga mergulha o litosfera continental - litosfera continental – nenhuma mergulha, assistimos a um enrugamento que leva a formação de cadeia de montanhas. Fronteiras transformantes → Podemos ainda encontrar grandes zonas de fratura perpendiculares as cordilheiras e aqui não há ocorre geração nem assimilação de litosfera, limitam-se a passar uma pela outra. Cada placa litosférica surge limitada por diferentes tipos de fronteira e a velocidade de deslocação das placas é muito diferente e o que condicionava era quanto maior o volume de placa litosfera que estava mergulhada no manto numa zona de subducção maior era a velocidade de abertura numa zona divergente. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 17 de 135 Resumo: Foi-se percebendo pela proposta de Holmes para o motor que ponha em movimentos os continentes foi que a energia interna do planeta não deslocava apenas os continentes, mas deslocava 12 placas tectónicas nas quais flutuam os continentes. Este movimento deve-se devido à energia que se esta a libertar do interior do planeta por um processo de Ridge Push e Slab Pull, quer dizer que as correntes de convecção do manto ao contrário do que se pensava anteriormente, não são as correntes de convecção que arrastam a placa. As placas têm diferentes fronteiras e o que acontece é: Inicialmente ocorre um movimento devido ao escorregamento gravítico na crista divergente, na zona de rifte. Isto porque: Há ascensão das correntes de convecção na zona de rifte → Há o empolamento térmico dos materiais da litosfera oceânica → arrefecem e aumentam a sua densidade → escorregam ao longo da fronteira que há entre a litosfera e a astenosfera. Logo, temos um escorregamento gravítico devido ao aumento de densidade das rochas da litosfera oceânica que leva ao seu afastamento da zona do rifte que acaba por ser complementado pelo puxão da placa que mergulha. A gravidade exerce uma ação sobre a placa que esta a mergulhar na fronteira convergente e vai puxando e quanto maior a área da placa que esta a sofrer subdução maior a velocidade de divergência entre as duas placas da fronteira divergente. o Fronteira divergente – Escorregamento gravítico de Ridge Push e Slab Pull. o Fronteira convergente – Puxão da placa que mergulha sob ação da gravidade. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 18 de 135 o Estudo dos sismos O movimento das placas gera tensões no interior das mesmas, nas zonas de fronteira, que conduzem à ocorrência de sismos. Sismo – corresponde a uma vibração mais ou menos violenta do solo. Ao longo do tempo o movimento das placas tectónicas provoca a acumulação de tensão no interior dos materiais da litosfera, ou seja, no interior das rochas. Desenvolvem um comportamento elástico, ou seja, vão se deformando à medida de acumulam tensão e quando atingem o seu limite de deformação elástica vai-se fraturar e é quando liberta a energia acumulada e remota ao seu ponto inicial, perde a deformação. Cada pico representado na imagem pela seta vermelha é o fim da fratura e o início de nova acumulação de energia até ao início de outra fratura (quando chega à reta espaçada). Isto levou à teoria do Ressalto Elástico que é a base de uma investigação que pretende determinar o período de recorrência dos sismos. Se o comportamento das placas fosse linear seria possível determinar de quanto em quanto tempo ocorre um sismo associado a uma determina fratura. Como as placas não têm uma resposta linear é muito difícil prever. Umas das razões para acumulação de tensão numa zona de fratura tem haver com as irregularidades do plano de fratura, há um confronto entre o atrito dos bordos da zona de fratura e a tensão acumulada do movimento das tectónicas de placas. Vai acumulando tensão havendo uma deformação elástica até que fratura e gera um sismo. foco ou hipocentro – ponto onde inicia-se a rutura. Epicentro - a projeção vertical do foco sobre a superfície geográfica. Quando se deteta o movimento à superfície, ou seja, quando se a rutura e se expande e propaga até à superfície, o deslocamento à superfície sobre um plano de fratura – Rejeito. Sempre que ocorre um sismo à libertação de energia e é libertada sob a forma de ondas elásticas que se vão propagar pelo interior e pela superfície da terra e podem ser registadas em equipamentos – sismógrafos. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 19 de 135 O registo dos sismos corresponde aos sismogramas. Sempre que ocorre um sismo há a libertação de energia que gera ondas elásticas/ondas sísmicas que tal como as ondas sonoras vão se propagar deformando assim a superfície e o interior da terra, até que são registadas no sismógrafo. Podemos dividir as ondas geradas por um sismo pelas: o Volúmicas: P e S → que se propagam no interior dos materiais o Superficiais: L e R → que se propagam pela superfície Primeiro são registadas as ondas P, depois as ondas S e depois as ondas superficiais. → Ondas P: Primárias o São as primeiras a chegar ao sismógrafo o São as que se deslocam a maior velocidade – 14x a velocidade do som o Deformam os materiais criando zonas de compressão e dilatação no mesmo sentido de propagação da onda o Propagam-se em todos os meios em que a velocidade é: Sólidos > líquidos > gases → Ondas S: Secundarias o São mais lentas – metade da velocidade das ondas P o Deformam os materiais no sentido transversal da propagação da onda o Propagam-se só em meios sólidos As ondas superficiais precisam de uma superfície deformável para se propagarem. São as ondas de maior amplitude, e consequentemente, as mais destruidoras. →Ondas R: Raleigh o Deformam os materiais no mesmo sentido de propagação da onda → Ondas L: Love o Deformam os materiais perpendicularmente ao sentido de propagação da onda Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 20 de 135 Com o método de triangulação é possível determinar o epicentro de um sismo. Sabendo que as ondas S se propagam com metade de velocidade das ondas P e medindo o atraso das ondas S em relação as P chega-se à distância do epicentro de um sismo. Escalas Sísmicas Escala de Richter – magnitude de um sismo porque vai comparar a amplitude da maior oscilação do solo medida no sismógrafo a 100 km do epicentro. Tem uma escala log10A, ou seja, um sismo de grau 3 na escala de Richter tem uma magnitude 10x superior a um sismo de grau 2. Richter depois fez, pela probabilidade de não haver sismógrafos a 100 km de um epicentro sempre que houver um sismo, criou uma espécie de ábaco onde nos permite traçar a distância ao epicentro de um lado e a amplitude da maior oscilação de outro lado e unir os dois pontos vai no centro dar-nos a magnitude, mesmo quando o sismógrafo não esta a 100 km do centro. Um grau de magnitude → 30x energia libertada Eram necessários 30 sismos de magnitude 3 para libertar a mesma energia de um sismo de magnitude 4. Escala de Mercali Modificada – dá a intensidade de um sismo. Baseia-se na destruição provocada pelo sismo. Tem 12 graus. O problema desta escala é que só é aplicável numa zona com alguma densidade populacional. Um sismo de magnitude 6 numa zona povoada pode ser muito mais grave do que um sismo de magnitude 9 num deserto. Isossistas – Linhas que delimitam zonas com a mesma intensidade sísmica, com o mesmo grau de destruição. São delimitadas do centro para a periferia sendo a intensidade cada vez menos à medida que nos afastamos do epicentro. Um momento de marcante para o estudo dos sismos foi o inquérito do Marquês de Pombal do sismo de 1755 que lançou por todo o país, que era um inquérito de estadística que foi o primeiro levantamento sistemático dos efeitos de um sismo. Foi através das respostas a esse inquérito que foi possível traçar o mapa das isossistas do sismo de 1 de novembro de 1755. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 21 de 135 Sismicidade vs Tectónica de placas A teoria da tectónica de placas foi muito importante para perceber uma serie de processos geológicos como a distribuição dos sismos, dos vulcões... o Nas fronteiras divergentes (zonas de rifte) e nas fronteiras transformantes só se encontram sismos superficiais, ou seja, o hipocentro está a menos de 50 km de profundidade. o Nas fronteiras convergentes também ocorrem sismos superficiais, mas vamos assistindo também a sismos com hipocentros cada vez mais fundos à medida que nos aproximamos do interior da placa que se sobrepõem a subducção. Passamos a assistir a sismos com hipocentros entre os 50-300km de profundidade e ainda superiores a 300km de profundidade. Esta progressão permite-nos verificar o sentido de inclinação da placa que esta em subducção A propagação dos sismos mais profundos ocorre para o interior das placas e a profundidade dos sismos vai propagar- se no sentido em que mergulha a placa tectónica. A partir dos 300 km de um modo geral a temperatura e a pressão já permitem uma resposta dúctil da placa que está a sofrer subducção e assim já não há fracturação, nem libertação de energia sob a forma de ondas sísmicas só dobram. Esta distribuição da profundidade dos focos sísmicos reflete o sentido de mergulho da placa em subducção. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 22 de 135 Fontes sísmicas: o Movimento da tectónica de placas; o Atividade vulcânica. Normalmente quando há uma crise vulcânica, essa é precedida de uma crise sísmica, isto porque o movimento do magma no interior da camara magmática e na sua ascensão pela conduta até chegar ao topo da chaminé vulcânica também gera sismos; o Grandes movimentos de terra, grandes escorregamentos; o Ensaios nucleares - Através dos registos dos sismos era possível identificar se a origem do sismo era devido ao movimento tectónico ou a uma explosão nuclear. Isto porque a partir da direção das ondas sísmicas é possível projetar num papel o sentido do movimento da fratura que deu origem aos sismos. No caso do ensaio nuclear há tração em todos os sentidos, 360o. Quando existe um grande sismo, ou seja, um sismo com magnitude superior a 6 significa que vamos ter rutura até à superfície ou quando há um grande escorregamento submarino onde há movimento vertical vai gerar um tsunami – onda de proto. Ruturas com grandes magnitudes submarinas → epicentro debaixo de água → movimento vertical → Tsunami Estas ondas chegam à costa com um efeito altamente destrutivo. Podem atingir uma velocidade de 800km/h. o Em domínio oceânico - tem apenas alguns centímetros de altura o Na costa – à medida de se aproxima cresce e tem vários metros de altura As ondas de vento, têm um período relativamente curto entre 8-10 segundos e uma onda tsunami pode ter um período de 30-40 minutos e é daí que resulta o seu potencial destrutivo, porque acaba por entrar pela costa durante vários minutos. O problema não é o tamanho da onda, mas sim o facto de ter um período muito longo. Hoje em dia por modelação matemática já é possível reconhecer onde estão as principais fontes sismogénicas que dão origem a tsunamis e é possível a partir do momento em que há um sismo com movimento vertical e com uma magnitude suficientemente importante para ser um perigo potencial acionar sistema de alarme que facilitam a proteção das populações. Um exemplo estudado por um aluno foi a propagação do tsunami de 1755, ao longo da costa ibérica atlântica. Por modelação matemática, a partir da descrição dos registos históricos da chegada da onda, da altura... conseguiu recuar e estabelecer uma primeira temporização do tsunami de 1755. Determinou que 20 min após o tsunami de 1755 chegou uma onda de 12,1 metros de altura no cabo S. Vicente, ao fim de 30 minutos chegou a lisboa uma onda de 4,3 metros... Os tsunamis ampliam consideravelmente os efeitos gerados por um sismo. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 23 de 135 Margem oeste ibérica Margem – crosta continental que está submersa, não termina pela linha de costa, tem uma maior extensão. Margem passiva ou numa margem do tipo atlântico porque assume-se que não há nenhuma fronteira convergente nas margens do oceano atlântico. No entanto, há 30 anos houve uma serie de evidencias que começaram a intrigar investigadores da nossa faculdade. 1- Começaram a perceber-se que a litosfera oceânica ao largo da margem oeste ibérica aquela que contacta com a litosfera continental, é já uma litosfera muito antiga, afastada da zona de rifte, é fria e muito densa; 2- também começaram a verificar que ocorriam sismos com focos muito mais profundos do que era expectável numa margem passiva, numa margem do tipo atlântico; 3- O trabalho feito verificou a tendência de ocorrência de focos profundos e a leste do estreito de Gibraltar onde há uma fronteira convergente. O mediterrâneo corresponde a uma fronteira convergente, a uma zona de subducção que se estende pelo medio oriente até ao pacifico. A partir do estreito de Gibraltar há uma redução dos focos profundos, mas não desaparecem, ou seja, essa tendência que é muito marcada na fronteira convergente vai-se propagando para oeste ao longo da falha transformante Açores-Gibraltar; 4- O que também sabemos é que a margem oeste ibérica está num contexto tectónico compressivo, ou seja, temos por um lado a abertura do Atlântico a oeste que “empurra” a placa litosférica oceânica contra a margem oeste ibérica e por outro lado temos a placa africana a chocar contra a placa eurasiática e a consequência mais visível ao longo da ultima dezenas de milhões de anos têm sido o desaparecimento do mediterrâneo. O mediterrâneo tem a sua origem no mar de tétis, que foi fechando devido à aproximação da Africa contra a Eurásia devido à fronteira convergente que está a leste da Península ibérica. Este contexto compressivo em que temos de um lado abertura do Atlântico e a colisão de africa a sul, conduz ao aparecimento de uma serie de fraturas e quando se olha para o registo sísmico (figura inferior direita) que é uma espécie de ecografia das estruturas geológicas que estão abaixo do fundo marítimo. No topo (a amarelo) vemos a superfície do fundo marinho e vemos os refletores de ondas acústicas que se emitem a partir de um navio e captam o seu eco a partir de uma linha de Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 24 de 135 hidrofones que é arrastado no navio. Podemos ver na falha do marquês de pombal através deste registo que já há uma tectónica compressiva e o bloco que esta a sudeste está a começar a cavalgar a litosfera oceânica que esta a oeste. Portanto quando olhamos para a margem oeste ibérica vemos então a fronteira convergente e a fronteira transformante, mas será que não há zona de subducção no Atlântico? De facto, não podemos dizer que as margens atlânticas são margens passivas. Vemos que na zona das caraíbas há uma propagação da subducção do pacifico para o Atlântico e assim se designa de uma infeção de subducção pré-existente e ativa. Hoje me dia assume-se que temos 3 fatores: em que temos a litosférica oceânica no sudoeste da margem oeste ibérica muito antiga, fria e densa por outro lado temos focos sísmicos já bastante profundos e estruturas ativas que mostram esta tendência de cavalgamento da placa de litosfera continental sobre a placa de litosfera oceânica, ou seja, da placa euroasiática continental sobre a componente euroasiática atlântica. Por outro lado, outro estudo mostra que aquilo que podemos estar a assistir no sudoeste ibérico é a propagação da subducção do mediterrâneo em direção ao Atlântico, em direção ao sudoeste da margem oeste ibérica. RESUMO: Podemos assumir que se está a iniciar uma subducção ao largo da margem oeste ibérica num estado ainda muito incipiente a sul, mas que esta infeção que se esta a propagar a partir da fronteira convergente do mediterrâneo e irá de facto estender-se a toda a margem oeste ibérica e progredir para norte de africa e iniciar o processo de subducção. Verificaram que uma placa de litosfera de composição basáltica, mesmo sendo muito antiga são muito espessas e muito rígidas e não há força que apenas por diferença de densidade frature aquela litosfera e dê início à subducção só por isso. O que defendem hoje em dia, é que a subducção precisa dessas condições de uma placa de litosfera fria e muito densa que resulta de uma zona de propagação de subducção ativa. Temos o exemplo de subducção das caraíbas que está perfeitamente relacionada com a propagação da subducção do pacifico (imagem anterior) onde há também duas placas transformantes e esta zona de subducção no pacifico começou a avançar e acabou por gerar também no Atlântico. E o mesmo se passa na margem oeste ibérica atualmente, defendem que a zona de sudbucção do mediterrâneo (1) vai-se propagando para oeste (para a margem oeste ibérica) e gerar a nova fronteira de placas. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 25 de 135 A margem Oeste Ibérica → sismicidade baixa, mas não negligenciável. Têm tendência para ocorrer grandes sismos. Os sismos estão maioritariamente associados às fronteiras de placas, no entanto, o interior das placas também tem sismos, mas a diferença é que são sempre sismos superficiais. Isto é possível pela posição do Grandes Sismos neste século epicentro. No sismo de Benavente o epicentro o Sismo de Benavente: Magnitude= 6,5 e Intensidade= 9 estava praticamente debaixo das o Sismo de 28 de Fevereiro, 1969: Magnitude= 7,1 a 7,4 e intensidade =6 vilas. No sismo de 28 de fevereiro estava o Sismo de 1 de Novembro de 1755: Magnitude=8,5 o epicentro estava a 200 km a sudoeste. A primeira expressão do conceito que os grandes sismos têm um período de Retorno terá sido por Miguel Tibério Pedegache. A perigosidade sísmica resulta do contexto tectónico → ou seja a perigosidade sísmica do deserto do saara pode ser igual à perigosidade sísmica da Covilhã O risco sísmico já é diferente nos dois contextos, no deserto do saara não há construções → O risco é tanto mais quanto a vulnerabilidade das construções e quanto maior for a perigosidade sísmica e o custo o RISCO = PERIGO X VULNERABILIDADE X CUSTO Houve um sismo com grande impacto para as populações, que foi o sismo dos Açores de 9 de julho de 1998 com magnitude de 5,8 no entanto as intensidades variam bastante, chegando aos 8. Quanto mais próximo do epicentro maior pode ser a intensidade. Para conferir mais resistência a certas casas as pessoas levantam o telhado e põem um anel – viga de aço- por cima da parede da casa e depois voltam a assentar o telhado. o O estudo das ondas sísmicas e a estrutura e composição interna da Terra A contribuição do estudo dos sismos foi fundamental para o conhecimento do interior da terra. A velocidade das ondas sísmicas depende do material que estão a atravessar. As ondas S e P aumentam de velocidade à medida que penetram na litosfera, quando passam para a astenosfera reduzem a sua velocidade e aumentam a sua velocidade à medida que penetram no manto. As ondas S quando chegam ao limite do núcleo externo(líquido) desaparecem (não se propagam em meio líquido) e as ondas P perdem velocidade, mas voltam a recuperá-la à medida que atravessam o núcleo interno. As ondas sísmicas têm trajetórias curvas, com a face convexa voltada para o centro da terra. Sempre que atravessam uma interface de matérias diferentes vão ser refratadas ou refletidas. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 26 de 135 Zona de Sombra – o Ondas P: entre 105o-142o o Ondas S: A partir dos 105o Devido a esta informação foi possível identificar a composição do núcleo externo – líquido. As ondas P eram refratadas e as ondas S eram absorvidas. Além disso foi possível identificas as diferentes descontinuidades que se separam as diferentes zonas da terra: o Descontinuidade MOHO: que separa a crosta do manto o Entretanto descobriu-se que na crosta continental existe a crosta superior e uma crosta inferior com composição semelhante à crosta oceânica (mais densa) que deu origem à Descontinuidade de Conrad: que separa crosta continental superior da inferior o Descontinuidade Gutenberg: separa o manto inferior do núcleo externo o Descontinuidade de Lehmann: separa o núcleo externo líquido e o núcleo interno solido De que é feita a Terra? o Os minerais e rochas O planeta Terra é constituído essencialmente por rochas e estas são constituídas por minerais. Mineral → Um mineral é uma substância natural e inorgânica, sólida, com uma estrutura interna regular, e uma composição química definida (mas que pode variar dentro de certos limites). Um mineral corresponde a uma repetição (quase infinita) de pequeníssimos paralelepípedos com a mesma: o Forma o Dimensão Malhas (em média 1x1019/cm3) o Conteúdo Atómico Num mineral há repetições (quase) infinitas das Malhas. Cristal → Mineral que adquire uma forma geométrica perfeita, ou seja, desenvolve a sua estrutura interna organizada - estrutura cristalina - e no exterior uma forma poliédrica – forma geométrica bem definida. Temos que ter em conta a diferença de cristal natural e cristal comercial, pois quando se fala em cristal comercial significa que temos o aposto da estrutura Cristalina, ou seja, é uma estrutura aforma – os materiais quando não formam uma estrutura organizada, quando a disposição dos elementos químicos é aleatória estamos perante vidros. Um vidro tem a mesma ausência de estrutura que um líquido, logo um vidro corresponde a um líquido sob aquecido. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 27 de 135 Praticamente todos os elementos que conhecemos e que estão na tabela periódica podem organizar-se e formar minerais. Como se formam os minerais? Como é que os elementos se ligam de modo a formar minerais? o Em condições normais de pressão e temperatura podemos ter uma solução que por aumento da sua concentração acaba por precipitar os compostos que estão diluídos e estes quando precipitam vão atingir o estado de energia mínima que é uma estrutura organizada, cristalina e dá origem aos minerais. Exemplo: Sobre a nossa pele, quando vamos à praia, vemos cristais de sal que resultam a água salgada que sofreu evaporação e o sal que estava diluído vai aumentar a sua concentração e acaba por precipitar. o Arrefecimento do magma – magma que é uma mistura silicatada em elevada temperatura e à medida que arrefece há uma serie de elementos químicos que estão em solução e perdem equilibro e vão ser forçados a organizar-se num estado de energia mínima que é a cristalização. Ou seja, os minerais formam-se através de Ligações químicas: o Ligação iónica → em que temos cedência de um elemento com carga positiva, com eletrões em excesso, para um elemento que tem carga negativa. Exemplo: Halite, que quando precipita há o estabelecimento de uma ligação iónica entre o sódio e o cloro que conduz à formação da malha da Halite que se vai repetir no espaço e formar os cristais de Halite. A força da ligação iónica depende da carga elétrica e da distância entre os elementos. Se a malha tiver uma forma / dimensão que mantem os elementos com uma carga pequena a uma grande distancia esta ligação é mais fraca do nos casos em que temos uma carga elétrica mais forte (uma valência maior dos elementos) e uma malha que mantem estes elementos próximos. o Ligação covalente → aqui não há cedência de eletrões, mas sim partilha. Exemplo: O diamante é um caso de ligação covalente em que cada átomo de carbono partilha os eletrões da sua última camada com outros átomos de carbono formando um tetraedro, ou seja, vai formar uma pirâmide de base triangular que é formado por triângulos isósceles. O que dá ao diamante uma estrutura muito estável com ligações muito fortes. o Ligação metálica → É uma espécie de ligação covalente entres os catiões, mas que circulam livremente no meio de uma estrutura (nuvem de eletrões). Exemplo: Ouro nativo. Frequentemente um mineral pode ter vários tipos de ligação que é o caso do Quartzo que tem 50% ligações iónicas e 50% ligações covalentes. Como já foi referido um mineral tem uma composição química definida, mas que pode variar dentro de certos parâmetros, isto quer dizer que por um lado podemos ter minerais com uma composição química bem definida que é o exemplo do quartzo puro que na sua composição só tem silício e oxigénio. Mas noutros casos para o mesmo mineral, para a mesma malha podemos encontrar diferenças na composição química → Minerais Isomorfos. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 28 de 135 Um caso de um mineral isomorfo é a olivina, que é composto por Ferro, magnésio, silício e oxigénio. A proporção de ferro e magnésio é absolutamente variável. Isto porque o ferro e o magnésio têm a mesma Valência (2+) e um raio iónico muito semelhante, o que significa que se podem substituir na malha da olivina. Podemos encontrar casos em que temos Olivinas com 100% magnésio – Forstrite até casos em que temos 100% Ferro – Faialite. A este tipo de casos dá-se o nome de - Solução sólida Isomorfos - a mesma malha pode admitir variações na composição química. Polimorfos – malhas diferentes para a mesma composição química. Como o caso do carbono que pode ter organização que corresponde a tetraedros de carbono com ligações covalente que dá origem ao diamante (dimensão tridimensional) que acontece em condições de pressão e temperatura do manto. Quando estamos em condições de pressão e temperatura da crosta o carbono forma a grafite, em que há ligações covalentes entre os átomos de carbono, mas estas ligações só se estabelecem em duas direções do espaço – formam folhas de carbono que estão ligadas entre si por ligações de van der Waals que são muito fracas. Nomenclatura dos minerais Pode ser bastante variável. As possibilidades são devido à: o Cor: Albite (branco) o Forma geométrica que tende adquirir quando cristaliza – habito: Estaurolite (em cruz, do grego) o Topónimos – em função do local onde foi descoberto: Faialite (ilha do Faial) o Composição química: Cuprite (cobre) o Homenagem a individualidades: Andradite (José Bonifácio de Andrade e Silva) Classificação dos minerais A sistemática dos minerais baseia-se na sua composição química: o Anião o Grupo Aniónico dominante Os aniões introduzem vários tipos de semelhanças inequívocas e tendem a ocorrer associados no mesmo tipo de ambiente geológico. Vamos separar em classes 1. Elementos Nativos: Elementos que ocorrem naturalmente isolados: Au, Ag, Cu, Fe, S, C Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 29 de 135 2. Carbonatos (CO3)-2: Em função dos catiões que vai captar pode surgir com uma proporção variada e os catões mais comuns são: 3. Sulfatos (SO4)-2: Em função dos catiões que vai captar pode surgir com uma proporção variada e os catões mais comuns são: 4. Halogenetos (sais): Aniões podemos ter: Cl, F, Br, I que se podem juntar com estes catiões: 5. Óxidos/ Hidróxidos: em que o grupo aniónico é Oxigénio ou OH que se ligam a catiões que podem ser: 6. Sulfuretos: o anião é o enxofre que se pode ligar a estes catiões: 7. Silicatos: O grupo aniónico é comporto por Silício e Oxigénio que podem ser ligar a estes catiões: E ainda há muitas outras classes... Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 30 de 135 Quando olhamos para a composição global do nosso planeta vemos que tem uma elevada proporção de Ferro e também uma forte componente de oxigénio e silício e quando observamos a crosta vemos que quase metade desta é formada por oxigénio ao qual de junta silício, ferro, magnésio e outros elementos. Logo vemos que a crosta terrestre corresponde a um acumulado de átomos de oxigénio com uma serie de outros elementos em menores quantidades que se ligam ao oxigénio que formam os minerais e as rochas da crosta. O grupo de silicatos é muito importante porque corresponde a: o 25% dos minerais mais conhecidos o 40% dos minerais mais comuns o 90% dos minerais da crosta Silicatião: SiO44- (um silício rodeado por 4 oxigénios que forma um tetraedro de sílica) Todos os silicatos que vamos encontrar na natureza resultam de uma repetição deste tetraedro de sílica que conduz à polimerização dos silicatos. Os diferentes silicatos vão ter uma organização estrutural que depende do modo que os tetraedros de sílica se ligam a si e a outros catiões, sendo uma ligação muito fácil que leva a vários tipos de organização estrutural nos silicatos partindo da malha do tetraedro da sílica. Podemos ter: o NESOsilicatos: cada tetraedro de sílica não estabelece uma ligação direta com nenhum outro tetraedro de sílica, ou seja, estão ligados a partir de catiões – Exemplo: Olivina o SOROsilicatos: Uma organização em que cada tetraedro de sílica esta ligado a outro tetraedro de sílica (formam pares- tetraedros duplos) e depois os pares ligam-se pelos aniões que fazem parte da malha do mineral. – Exemplo: Epídoto o INOsilicatos: que são os silicatos em cadeia. Podemos ter silicatos de cadeia simples, ou seja, uma cadeia de tetraedros de sílica que se liga a outra cadeia de tetraedros de sílica através dos aniões presentes no mineral – Exemplo: Piroxena (cadeia simples) Anfíbola (cadeia dupla duas cadeia ligadas entre si que se ligam depois a outras duas). o CICLOsilicatos: que é uma organização que os tetraedros da sílica formam anéis de sílica que se vão ligar a outros anéis de sílica a partir dos aniões que o constituem – Exemplo: Berilo (6 anéis de sílica ligados entre si e que se vão ligar a outros anéis de sílica pelos aniões). o FILOsilicatos: O grupo dos silicatos em que os tetraedros de sílica ligam-se uns aos outros nas duas direções do espaço formando folhas de tetraedros de sílica em que as ligações entres as folhas são mais fracas– Exemplo: Moscovite Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 31 de 135 o TECTOsilicatos: que são os silicatos em que os tetraedros de sílica se tendem a ligar entre si nas três direções do espaço – Exemplo: Ortose, quartzo Os minerais estão ligados à nossa vida, estão presentes nos endoesqueletos, nos exoesqueletos, nos minérios, valores padrões... Rocha →É um fragmento da litosfera terrestre, formado em geral por um agregado de minerais e apresentando homogeneidade estatística. As rochas são o resultado dos processos geológicos que ocorrem no nosso planeta e consoante as condições da sua formação vão apresentar: o uma composição mineralógica o Textura o Cor São estes os 3 critérios utilizados para classificar as rochas em amostra de mão. As rochas são o “como?” e o “onde?” dos processos geológicos que pretendemos estudar. Logo, é pelas rochas que nós percebermos como é que o nosso planeta se formou e como tem evoluído. As rochas agrupam-se em três grupos que traduzem as diferenças nas suas condições de formação: o Ígneas – Rochas que se formam pela consolidação do magma; o Sedimentares – Formam-se à superfície pelas condições normais de pressão e temperatura; o Metamórficas - Formam-se no interior da terra, quando as outras rochas voltam a sofrer um aumento de pressão e temperatura. Rochas Ígneas (Magmáticas) Rochas que se formam a partir de um líquido magmático a alta temperatura. Dentro destas rochas, apesar da origem ser a mesma, podemos ter: o Rochas plutónicas →que resultam da cristalização e consolidação do magma em profundidade, que dá rochas com minerais de grandes dimensões pelo arrefecimento ser lento e dar tempo para que a cristalização vá evoluindo até obter as rochas com minerais visíveis a olho nu. Exemplo: Granito o Rochas vulcânicas → que resultam do arrefecimento muito rápido do magma, quando este chega à superfície. Por vezes este arrefecimento é tao rápido que não há tempo para que se formem minerais. Exemplo: Basalto (com minerais microscópicos) Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 32 de 135 Rochas sedimentares Rochas que se formam à superfície. o Rochas detríticas → Rochas que são formadas à superfície pela acumulação de plastos/fragmentos de rochas pré-existentes. Estes fragmentos são transportados pelos rios, pelo vento... e são depois acumulados em bacias sedimentares. o Quimiogénicas → têm uma origem química. Parte dos fragmentos resultantes da meteorização são dissolvidos, ou seja, em vez de termos partículas de rocha a ser transportadas pelos fluidos, temos compostos dissolvidos quimicamente atacados na rocha pré-existente e são transportados em solução. Só se voltam a depositar quando a solução entra em desequilíbrio e vão precipitar. o Biogénicas → resultam da acumulação de endoesqueletos ou exoesqueletos que se vão acumular e litificar. Uma característica comum a todos as rochas sedimentares é a sua estratificação. Os materiais são produzidos à superfície e são transportados pela energia de outros agentes até que há um desequilíbrio onde se começam a acumular e depois estão sujeitos a ação da gravidade formando camadas. Quando olhamos para a superfície da terra, vemos que as rochas sedimentares ocupam 75% da superfície da crosta, mas quando olhamos para o volume as sedimentares ocupam 5% e as ígneas e metamórficas 95%. Rochas metamórficas Sempre que uma rocha pré-existente começa a sofrer afundamento no interior da crosta, as suas condições de pressão e temperatura vão se alterando. Os minerais destas rochas vão ter de procurar novas condições de equilíbrio com as condições de pressão e temperatura que vão estar sujeitos. Devido a um aumento de pressão e temperatura, vão sofrer um processo de metamorfismo e transformam- se para readquirir o equilíbrio. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 33 de 135 Ciclo das rochas Ciclo petrogenético Quer dizer que o mesmo material, o mesmo conjunto de minerais, consoante as condições de pressão e temperatura pode passar por diferentes tipos de rochas. Não é um ciclo linear. Em cada ponto do nosso planeta temos diferentes momentos de um ciclo petrogenético. Este ciclo depende do contexto tectónico – tectónica de placas. Podemos ver que: o Numa fase de fracturação do continente – rifting intracontinental: assistimos à formação de grandes bacias sedimentares, onde há meteorização. o À medida que ocorre alastramento: continua a haver um pouco de sedimentação nos bordos da bacia, mas passamos a ter fenómenos do vulcanismo e plutonismo (a intrusão de magmas que consolidam em profundidade) o Continuando com a evolução do alastramento: nos bordos da bacia oceânica/sedimentar começa a haver litificação, há sedimentos que atingem domínios bastante profundos e a transformam -se em rochas sedimentares. o A partir do momento em que a margem entra em subducção passamos a ter processos de metamorfismo e geram novos processos de vulcanismo na placa que está sobre a placa que sofre subducção. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 34 de 135 o Quando temos concluída a fase de subducção começa a haver colisão entre dois bordos de litosfera continental, há fundamentalmente processos metamórficos. o Quando este processo todo estabiliza entramos numa fase fundamentalmente de erosão. Os materiais que não são transportados, os produtos da meteorização que não sofrem erosão vão dar lugar à pedogénese, ou seja a formação de solos. Estes solos necessitam da intervenção do sistema climático e da gravidade. O ciclo das rochas tem que ser contextualizado no domínio da tectónica de placas, do sistema climático e ter em conta sempre à ação da gravidade. A ideia do ciclo petrogenético foi apresentado pela primeira vez por James Hutton. o Magmatismo, Vulcanismo, Paleomagnetismo Rochas Ígneas (magmáticas) James Hutton, na altura, chegou à conclusão que “.... Certas massas de rochas só podem ter atingido a tua posição atual, entre as rochas encaixantes, se tiverem chegado ao local sob a forma de líquidos moveis...”. Atualmente também se sabe que à medida que caminhamos em profundidade há um aumento da temperatura e da pressão. Há uma certa profundidade há certos materiais quase no estado líquido e outros já no estado líquido. O facto destes materiais estarem no estado líquido ou sólido depende, além da temperatura e da pressão, da sua composição mineralógica. No manto a temperatura é muito alta, mas a pressão dificulta o seu processo de fusão. Além disto a composição mineralógica não é homogénea, os minerais não têm todos o mesmo ponto de fusão e então assistimos nas camadas mais superficiais do manto à fusão parcial do manto. O magma que se vai gerar dependa da fusão parcial que vai se formar, pois o magma vai ter a mesma composição química dos minerais com o ponto de fusão mais baixo, os que têm o ponto mais alto mantem-se no estado sólido. Estas “gotas” de magma que se vão formando no interior das rochas do manto, como estão no estado líquido estão menos densas e acabam por começar a ascender através das rochas do manto e acumulam-se formando as camaras magmáticas. O que condiciona a dinâmica do vulcanismo numa determinada zona é a velocidade de percolação destas gotas que vão “alimentando” as camaras magmáticas. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 35 de 135 Magma → é um material fundido, de natureza geralmente silicatada, contendo sólidos em suspensão e gases dissolvidos. Um aspeto que começou a intrigar os geólogos foi a grande diversidade de rochas ígneas. Temos fusões parciais do manto e consoante a percentagem de fusão vamos ter rochas diferentes, mas mesmo assim era preciso explicar uma diversidade de rochas ígneas muito maior do que a fusão parcial do manto poderia gerar. Magma inicial (parental) que à medida que arrefece sofre um processo inverso, ou seja, os materiais com um ponto de fusão mais alto vão cristalizar e gerar novos minerais. Depois o magma residual (resultante do magma inicial menos a composição química dos minerais que já foram gerados) vai continuar a arrefecer e vai produzir novos minerais. Logo a composição química do magma inicial é bastante diferente da do magma residual. No arrefecimento de um magma temos um processo de diferenciação magmática que vai produzindo minerais diferentes que se vão depositando no fundo da camara magmática. Bowen em 1938 conseguiu em laboratório mostrar este processo da diferenciação magmática. Com isto conseguiu definir duas series, que designamos de series de Bowen: A serie contínua e a serie descontínua Ultramáfico → muito rico em Magnésio e Ferro o Do lado da serie descontínua – assistimos à cristalização e à diferenciação gravítica das olivinas o Do lado da serie contínua – temos a formação de um feldspato rico em cálcio – anortite Máfico –> o Do lado da serie descontínua - À medida que o magma arrefece deixamos de ter condições de energias que permitam a ligação do ferro e do magnésio com silício e o oxigénio e passamos a ter piroxenas (que continua a ter esses elementos, mas também muitos outros) o Do lado da serie contínua – plagióclases que ainda têm uma grande quantidade de cálcio, mas já com uma pequena percentagem de sódio Intermédio → Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 36 de 135 o Do lado da serie descontínua → com o contínuo arrefecimento do magma anterior passamos a ter anfíbolas o Do lado da serie contínua → Plagióclases com maior percentagem de sódio do que cálcio Félsico → o Do lado da serie descontínua → Formação de biotite o Do lado da serie contínua → Formação da albite, uma plagióclase que tem praticamente só sódio o Por últimos temos os minerais de ponto de fusão mais baixa, que é composto pela ortose (feldspato potássico) , moscovite e o quartzo Na série contínua temos uma progressão regular de um termo 100% cálcico (anortite) para um termo 100% sódio (albite). As plagióclases correspondem a uma solução sólida para as olivinas – o que varia nas plagióclases é a proporção de cálcio e de sódio. De acordo com o que Bowen observou é que por um processo de cristalização fraccionada e diferenciação gravítica, o mesmo magma parental com uma composição química inicial pode gerar várias rochas ígneas É esta sequência de formação de minerais que vai contribuir para a classificação das rochas ígneas. As rochas máficas são ricas em magnésio + ferro) e as rochas félsicas são ricas em feldspato + sílica. o As rochas que têm + de 40% de minerais máficos → Rochas máficas → cor melanocrata Exemplo: Gabro o As rochas que têm – de 15 % de minerais máficos → Rochas Félsicas → cor leucocrata Exemplo: Granito o Entre estes dois existem outros termos, sendo o que nos interessa é o diorite que vão ter fundamentalmente plagióclases calco-sódicas/sódico-cálcicas, moscovite, biotite e anfíbola. → rochas entre 15%-40% de minerais máficos → Rochas intermedias → cor mesocrata Quando assistimos à evolução da serie de Bowen, nós podemos encontrar a explicação para a variação mineralógica através desta imagem. Partindo do momento em que temos uma temperatura elevada (1200 oC) formam-se primeiros os minerais que precisam de mais energia de ligação como a olivina e a piroxena. Estas precisam de muita energia para o ferro e o magnésio se liguem aos tetraedros de sílica e forme estes silicatos de ferro e magnésio, portanto, vamos ter uma redução do conteúdo em ferro, do conteúdo em magnésio, do Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 37 de 135 conteúdo em cálcio e um enriquecimento nos magmas residuais do conteúdo em sílica, do conteúdo em sódio e potássio. Inicialmente (1200 oC) há maior percentagem de ferro, magnésio e cálcio do que sílica, sódio e potássio. À medida que o magma parental vai evoluindo/arrefecendo para magmas residuais e esses estarão cada vez mais enriquecidos nos elementos e nos compostos que não fazem parte dos minerais que se formam inicialmente a temperaturas mais elevadas. Começou a reparar-se que havia muito mais granito na terra do que se conseguia explicar simplesmente pela diferenciação magmática a partir das series de Bowen. A diferenciação magmática resultante da cristalização fraccionada resultante das series de Bowen não conseguia explicar o porquê de haver tanto granito à superfície da terra. (granito é uma rocha ígnea intrusiva/plutónica) Chegaram à conclusão de que temos situações em que temos fusão de rochas sedimentares, rochas metamórficas e rochas ígneas na base da crosta ou na parte superior do manto, ou seja, a essas profundidades (10-20km) temos rochas que entram em fusão. Esta situação ocorre principalmente nas zonas de subducção na cunha mantélica da placa que está sobre a placa que mergulha. Esta cunha cede água devido à desidratação da placa que mergulha. Logo temos uma hidratação da cunha mantélica que está sobre a placa que sofre subducção e além da água, que baixa o ponto de fusão das rochas, temos também sedimentos que vão ser arrastados pela placa que mergulha além de que sobre esta cunha mantélica vamos ter crosta continental que é rica em rochas sedimentares, rochas metamórficas e muito ricas em rochas félsicas. O que vai acontecer devido a essa composição da crosta é termos a Cunha mantélica formação de camaras magmáticas, cujo magma original já tem uma composição intermedia, nestas zonas de subducção onde ocorre fusão da cunha mantélica e das rochas da crosta continental que estão sobre a placa de litosfera que esta a mergulhar temos a formação de camaras magmáticas, mas estas não resultam da fusão parcial de rochas máficas ou Ultramáficas acabam por resultar na fusão de manto mas também de rochas da crosta continental (rochas sedimentares, metamórficas) que vão gerar um magma que tem logo à partida uma composição intermedia e não uma composição máfica. Quando temos a consolidação do magma vamos ter uma grande quantidade de rochas intrusivas/ rochas plutónicas que cristalizam no interior da crosta muito enriquecidas em sílica, potássio e sódio. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 38 de 135 No final da cristalização fraccionada, da consolidação destas intrusões de magma vamos ter uma grande quantidade de rochas félsicas, nomeadamente o granito. Outro processo da diferenciação magmática tem haver com a mistura de magmas. Existem magmas que são praticamente imiscíveis e não se misturam, mas também temos outros magmas que se misturam. Se tivermos um magma parental que resulta da fusão parcial do manto e que a dado momento mistura-se com um magma que já teve uma maior evolução e o que resulta desta junção não é o magma parental com características máficas, mas é um magma que vai iniciar a sua cristalização fraccionada já tendo um enriquecimento em minerais félsicos o que leva à produção de mais granito e outras rochas félsicas. → mistura de magmas Quando uma camara magmática se está a instalar, vai ter que criar espaço. O magma vai se infiltrando por fraturas e criando o seu espaço, nomeadamente pela fusão das rochas encaixantes, das rochas que estão à sua volta. Além disto vamos ter fragmentos que vão cair no interior do magma e vão ser assimilados pelo mesmo. Quando caem no interior da camara magmática há uma parte deles que manterá alguma individualidade – xenólitos (rochas estranhas). Vamos ter xenólitos que caem e ficam individualizados no interior do manto, mas também temos digestão destas rochas encaixantes e que podem ser rochas sedimentares, metamórficas e outras rochas ígneas (eventualmente félsicas e intermedias) e que acabam por alterar a composição do magma e, portanto, no final do processo da consolidação da camara magmática e na formação da rocha intrusiva vamos ter novamente uma grande quantidade de granito. → assimilação e digestão magmática Até agora estivemos a falar de rochas ígneas intrusivas/plutónicas que se formam a partir da cristalização e consolidação do magma no interior da crosta. Normalmente o primeiro corpo que aparece corresponde ao batólito como mostra a imagem. É um grande corpo ígneo, intrusivo que enraíza na própria camara magmática e pode ter mais de 100 km2 quando chega à superfície → é uma grande extensão de rocha ígnea de forma irregular que corresponde ao batólito. A partir do batólito normalmente temos várias apófises que vão gerar corpos mais pequeno que são designados de Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 39 de 135 plutões de forma irregular. Quer o batólito, quero o plutão pode emitir corpos tabulares que se vão encaixar nas rochas que estão à sua volta e temos dois tipos fundamentais: o Soleiras → filões que se vão instruir de acordo com a estrutura da rocha encaixante o Diques → outros filões, são corpos tabulares que vão cortar a estrutura da rocha encaixante No que diz respeito aos corpos intrusivos nas intrusões magmáticas que vão gerar rochas ígneas plutónicas temos o batólito (de maiores dimensões), as apófises dos batólitos – plutões e a partir destes dois temos a injeção de filões: as soleiras e os diques. Estes filões acabam por ter uma estrutura variável: o Se arrefecerem muito depressa → vão ter uma estrutura muito fina o Se arrefecerem lentamente → vão ter uma estrutura mais grosseira É comum as paredes dos filões que estão em contacto com a rocha encaixante vamos ter uma estrutura fina por esse magma arrefecer relativamente rápido e então os minerais não têm tempo de crescer muito. No interior do filão vai arrefecer mais lentamente e vai gerar uma textura mais grosseira. Muitos filões correspondem a veios hidrotermais → no final da cristalização e da consolidação de uma camara magmática ou de um batólito magmático já estão formados os minerais e só temos em circulação os elementos com o ponto de fusão mais baixo logo, vamos ter água, sílica, quartzo... A fase pneumatolítica → temos muitos gases dissolvidos e outros compostos na água que está muito quente e que por condensação e precipitação vão gerar os veios hidrotermais, ou seja estes filões de essencialmente quartzo. Sempre que a partir da camara magmática o magma conseguir atingir a superfície dá origem a um processo vulcânico, ou seja, dá origem a processos de vulcanismo e vamos assistir à formação de chaminés vulcânicas uma principal que pode conter na sua periferia chaminés adventícias e sempre que há um episodio vulcânico dá-se origem às escoadas de lava. Beatriz Silva, Carlota Ferreira, Carolina Finuras, Mara Silva Página 40 de 135 Vulcanismo → significa temos um magma a chegar à superfície, a partir desse momento o magma passa a chamar-se lava. Do magma para a lava pode haver uma diferença na composição por causa: o perda de elementos voláteis. o O magma a ascender pelas condutas pode assimilar matérias de rocha encaixante e alterar a sua composição original

Geologia Geral - Apont. Sebenta 2020/2021 PDF

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