A partir dos dados obtidos de vários sismogramas, é possível traçar-se um gráfico, como o representado acima, que relaciona o tempo gasto pelas ondas sísmicas com a distância epicentral. A velocidade das ondas P e S aumenta com a distância ao epicentro e a velocidade da onda L mantêm-se constante. A velocidade média das ondas sísmicas não é constante. Para o caso considerado, aumenta com a profundidade (quanto maior é a distância epicentral, maior é a profundidade atingida pelas ondas sísmicas), o que significa que o meio de propagação, isto é, o interior da Terra não é homogéneo sob o ponto de vista das grandezas que influenciam a sua propagação.
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Os raios sísmicos, tal como os raios luminosos, sofremreflexão e refracção ao passarem de um meio para outro de características físicas diferentes. Para ângulos de incidência superiores ao valor do ângulo crítico, o raio sísmico só se reflecte. Para valores inferiores ao valor do ângulo crítico, o raio sísmico refracta-se e reflecte-se.
Em sismologia, à superfície de separação entre dois meios com propriedades físicas diferentes chama-sedescontinuidade.
As trajectórias das ondas P e S são curvilíneas. Como a Terra é heterogénea, admite-se que as ondas sísmicas atravessem meios com propriedades físicas diferentes.
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Esquema representando uma onda sísmica directa, reflectida e refractada.
Logo que um raio sísmico toca uma superfície, separando dois meios de propagação diferentes (superfícies de descontinuidade), reflecte-se e/ou refracta-se de modo que as suas trajectórias permitem, aos sismólogos, conhecer as características dos meios atravessados.
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Esquema representando possíveis comportamentos de uma onda P, numa superfície de descontinuidade, entre dois meios sólidos.
São precisamente estes fenómenos de reflexão e de refracção que explicam o facto de as ondas atingirem a superfície terrestre de modo desigual, originando para cada sismo umazona de sombra, isto é, uma zona onde não se propagam ondas P e S directas e, consequentemente, não se manifesta actividade sísmica.
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Esquema do trajecto das ondas sísmicas nas zonas mais superficiais da Terra.
As estações sismográficas A, B e C, representadas no esquema, encontram-se a diferentes distâncias do epicentro de um mesmo sismo. Naturalmente é de esperar que as ondas cheguem primeiro à estação A, a mais próxima do epicentro, depois à estação B e, só depois, à estação C, que se encontra mais afastada. Em regra é assim que sucede. No entanto, nalguns casos, as ondas chegam primeiro à estação C. Tal só pode ser justificado admitindo que, ao atingirem determinada profundidade (na passagem do meio I para o meio II), a velocidade das ondas aumenta abruptamente, a ponto de percorrer em menos tempo um espaço maior.
Em 1909, em Zagreb na Jugoslávia, André Mohorovicic, notável geofísico, depois de complicados cálculos matemáticos chegou à conclusão que uma descontinuidade separa a crosta terrestre do que se encontra por baixo; este limite, denominado em sua honra descontinuidade de Mohorovicic, descontinuidade de Moho ou descontinuidade M, situa-se a uma profundidade média de 40 quilómetros. À zona situada abaixo dessa descontinuidade chamou-se manto. A descoberta de Mohorovicic permitiu seleccionar dados com interesse para o conhecimento da estrutura da Terra.
É de salientar que a profundidade da crosta (crusta) não é constante, variando entre os 5 e os 10 Km de espessura sob os oceanos, e entre os 20 e os 70 Km sob os continentes, sendo os valores mais elevados atingidos nas grandes cadeias montanhosas continentais.
A diferença de velocidade de propagação das ondas P nos oceanos (7 Km/s) e nos continentes (6 Km/s) permite considerar a crusta (crosta) subdividida em dois tipos: crusta continental e crusta oceânica. Esta variação da velocidade das ondas P ao longo da crusta deve-se à variação da sua composição - a crusta continental é constituída, essencialmente por rochas graníticas (d=2,7), enquanto que a oceânica é constituída, principalmente, por rochas basálticas mais densas (d=2,9).
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Esquema mostrando as zonas de sombra assinaladas pelo comportamento das S e P à profundidade de 2900 Km (limite da zona representada a amarelo) e 5.150 Km (limite da zona representada a branco), bem como os diferentes estados físicos das sucessivas camadas concêntricas da Terra, deduzidos a partir das velocidades de propagação das ondas sísmicas.
Em 1906, o irlandês Oldham verificou que as ondas P registadas no pólo oposto ao epicentro de um sismo se encontravam atrasadas em comparação com as registadas nas proximidades do epicentro, propagando-se a 4,5 Km/s em vez dos 6,5 Km/s habitualmente observáveis. Oldham concluiu que "as ondas, penetrando a grande profundidade, atravessam um núcleo central composto por uma matéria diferente, que as transmite com menor velocidade". E, assim, admitiu-se pela primeira vez a existência de um núcleo, contudo, de dimensão desconhecida. Sete anos mais tarde, o alemão Beno Gutenberg consegue determinar a sua dimensão, depois de observar que, para cada sismo, existe um sector da superfície terrestre onde é impossível registar ondas sísmicas directas, isto é, ondas sísmicas que atingem a superfície terrestre sem sofrerem desvios na sua trajectória, que, no interior da Terra, é geralmente curvilínea. A esta faixa dá-se o nome de zona de sombra e a mesma situa-se a uma distância angular do epicentro compreendida entre os 105o e os 142o(103o e 143o); fazendo a conversão da distância angular em distância quilométrica, sobre a superfície terrestre, a zona de sombra de um sismo situa-se entre os 11.500 e os 14.000 Km de distância do epicentro. As estações sismográficas localizadas até 105o registavam a chegada das ondas P e Snos horários previstos; as estações situadas para além dos 142o do epicentro do sismo não registavam a chegada das ondas S (S sombra), e as ondas P (K) eram registadas com atraso em relação ao tempo previsto.
Gutenberg demonstrou que esta zona de sombra se deve a uma descontinuidade. A análise comparada de séries de sismogramas de diferentes estações sismográficas permitiu a Gutenberg calcular a profundidade desta descontinuidade - 2.900 Km. Por este facto, a esta fronteira que assinala o início do núcleo, dá-se o nome de descontinuidade de Gutenberg (no esquema acima representado corresponde ao limite da zona amarela).
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quarta-feira, 9 de junho de 2010
Conteúdo - Estrutura da Terra 3
terça-feira, 25 de maio de 2010
domingo, 23 de maio de 2010
Conteúdo - Sismologia 2
Ondas P são ondas de compressão semelhantes às ondas sonoras e propagam-se em todos os estados da matéria. As partículas afectadas deslocam-se na direcção de propagação da onda, com velocidades que oscilam entre 6 e 13,6 Km/s.
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Ondas S produzem nas partículas afectadas movimentos perpendiculares à direcção de propagação da onda, com velocidades de propagação entre 3,7 e 7,2 Km/s. Não se propagam em meios fluídos.
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Ondas L são ondas superficiais, propagam-se pela superfície terrestre e as partículas deslocam-se segundo um plano horizontal. Imprimem ao solo movimentos de vibração lateral. Nos sismos com focos pouco profundos, são as que transportam mais energia e as que têm efeitos mais destruidores.
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Ondas R são de período longo e produzem nas partículas afectadas movimentos elípticos sobre planos verticais e em sentido oposto à direcção de propagação. São semelhantes a vagas.
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As ondas sísmicas são detectadas e registadas nas estações sismográficas por aparelhos chamados sismógrafos. Os sismógrafos mais antigos eram, essencialmente, constituídos por um pêndulo (vertical ou horizontal) ao qual eram acoplados diversos mecanismos de amplificação, de amortecimento e de registo. Alguns destes sismógrafos ainda se encontram em pleno funcionamento. Os sismógrafos mais modernos são do tipo electromagnético. Os registos efectuados por estes aparelhos são os sismogramas, cuja interpretação, reservada a especialistas, consiste no reconhecimento e na leitura dos tempos de chegada das ondas sísmicas, permitindo calcular a que distância se encontra o epicentro de um determinado sismo, a chamada distância epicentral. Deste modo, com os dados fornecidos por três estações sismográficas é possível determinar a localização exacta do epicentro de um sismo.
Os sismos não apresentam uma distribuição aleatória à superfície do planeta Terra, mas estão repartidos de acordo com um padrão bem definido. Esta repartição ordenada encaixa perfeitamente naTectónica de Placas, particularmente, no que concerne aos limites das zonas de subducção (fossas).
As regiões sísmicas encontram-se sobretudo nas fronteiras das placas litosféricas. Existe uma sismicidade (termo que traduz a frequência dos sismos numa dada região) difusa fora daqueles limites denominada sismicidade intraplacas. Já dissemos que a maioria dos sismos observam-se nas fronteiras das placas, bem como a maior parte da actividade vulcânica. Estes sismos são denominados sismos tectónicos. Podemos dizer, sem cometer um erro grosseiro, que os alinhamentos dos sismos indicam os limites das placas tectónicas.
Distribuição dos sismos, assinalados pelos pontos negros, registados no último século. Compare com os limites das placas tectónica.
Senão vejamos a distribuição geográfica das principais zonas sísmicas: 1) Zona do Círculo Circum-Pacífico - esta zona rodeia o oceano Pacífico, abrangendo as costas do México e da Califórnia, Golfo do Alasca, Arquipélago das Aleutas, Península de Camechátca, as Curilhas e a costa oriental do Japão, dividindo-se a partir daqui em dois ramos: a) um que atravessa a Formosa e Filipinas; b) o outro seguindo as Ilhas Polinésias ( Marianas e Carolinas Ocidentais ). Os dois ramos unem-se na Nova Guiné, costeando, seguidamente, o bloco firme da Austrália, seguindo até às ilhas Fiji e Kermadec, Nova Zelândia até ao continente Antárctico. Prossegue pela Cordilheira dos Andes, ao longo do litoral ocidental da América do Sul, passando pelas ilhas de Páscoa e Galápagos. O círculo fecha-se com um pequeno anel que passa pelo Arquipélago das Caraíbas. 2) Zona de ondulação alpina da Europa e da Ásia - tem início na África do Norte e na Espanha e estende-se, depois, com largura crescente, até aos altos planaltos do Pamir ( NW dos Himalaias no Tajiquistão ), descendo, em seguida, pela Cordilheira Birman ( SE dos Himalaias ), passando à costa ocidental da Indonésia, onde vai encontrar-se com o Círculo Circum-Pacífico. 3) Zona da Dorsal Meso-Atlântica - zona sísmica que segue a cadeia de montanhas submarinas ao longo de toda a dorsal meso-oceânica Atlântica. Passa pela Islândia e os Açores, bifurcando-se a oeste de Portugal para alcançar a região mediterrânica. 4) Zona compreendida entre a costa meridional da Arábia e a ilha de Bouvet, no oceano Antárctico - zona sísmica análoga à do Atlântico ( placas divergentes ), está relacionada com a cadeia dos altos fundos que separa o oceano Índico em duas partes. Para completar este inventário de geografia sísmica, assinalamos a sismicidade do Grande Rift Africano, marcado pela sucessão dos Grandes Lagos e das regiões vizinhas de fractura do Mar Vermelho.
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sexta-feira, 21 de maio de 2010
Conteúdo - Tipos de Erupção e Vulcanismo Secundário
| Um dos muitos aspectos característicos da morfologia vulcânica é a existência de caldeiras que resultam do desaparecimento, parcial ou total, do cone vulcânico. As caldeiras vulcânicas são estruturas colapsadas por explosões, abatimentos ou agentes erosivos. As caldeiras apresentam, geralmente, contornos mais ou menos regulares circulares ou elípticos. |
Modelo esquemático e animado mostrando a formação de uma caldeira por abatimento parcial do cone vulcânico.
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Caldeira vulcânica de Kilauea, a 1250 m de altitude, situada na ilha do Havai, a maior ilha do arquipélago Havaiano. Observe os contornos circulares.
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Caldeiras da ilha do Havai, transformadas em lagoas.
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O magma é uma mistura complexa de silicatos, que se encontra em fusão a temperaturas que variam, mais ou menos, entre os 800º C e 1200º C. Consoante o teor em sílica, os magmas podem dividir-se em: 1) ácidos, quando apresentam mais de 60% do teor em sílica, 2) andesíticos, quando o teor em sílica está compreendido entre 50% e 60%, e 3) básicos, quando o teor em sílica é inferior a 50%. Existe uma estreita relação entre o teor em sílica de um magma e a sua viscosidade. Assim, quanto maior for o teor em sílica, mais baixa será a temperatura para o manter no estado líquido e maior será a sua viscosidade. Deste modo, os magmas ácidos são mais viscosos que os magmas básicos. Também a fluidez de um magma aumenta com a temperatura, com o teor de ferro e magnésio, e com a quantidade de água nele contida. Sempre que o magma atinge a superfície das crustas, liberta os gases nele contidos, passando a chamar-se lava. De acordo com as características (teor em sílica, ferro, magnésio e água, viscosidade, fluidez, temperatura) dos magmas, de uma forma geral, podemos considerar três tipos de actividade vulcânica (efusões lávicas): 1) efusiva, caracterizada pela emissão lenta de lavas, em forma de escoadas, como se de "rios de lavas" se tratasse; os vulcões com actividade efusiva são alimentados por magmas básicos e fluidos, 2) explosiva, caracterizada pela projecção de consideráveis massas de materiais sólidos e por uma violenta libertação de gases; os magmas são, neste caso, ácidos e viscosos, os quais originam lavas que raramente formam escoadas, mas antes originam agulhas e cúpulas, e 3) mista, caracterizada pela alternância de explosões violentas e emissão lenta de lavas. |
Exemplo de uma actividade vulcânica efusiva. Vulcão de Mauna Loa na ilha do Havai.
Fotografia tirada no dia 28 de Março de 1984. A lava derramada forma uma abundante escoada lávica - "Rio de lava" - próximo das pequenas crateras visíveis ao fundo da fotografia . A cratera que lançou o maior volume de lava é a que se situa na parte superior direita da fotografia. A escoada lávica com 1 a 2 quilómetros de largura na parte frontal, estendeu-se ao longo de 25 quilómetros.
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Exemplo animado de uma actividade vulcânica explosiva no Monte de Santa Helena (Mount Saint Helens), situado a NW dos Estados Unidos, no estado de Washington. Durante 2 meses o vulcão, "adormecido" há 123 anos, mostrou sinais (sismos, erupção de vapores e cinzas) que estava a "acordar". Uma "protuberância" cresceu no lado norte da montanha. No dia 18 de Maio, de 1980, rochas e gelo deslizaram a alta velocidade e a montanha explodiu lançando gases, magma, e água pelo lado onde a "protuberância" tinha estado.
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Exemplo de uma actividade vulcânica mista. Vulcão Stromboli, também conhecido pelo "farol do Mediterrâneo, localizado na ilha Stromboli, no Mar Tirreno, a Norte da Sicília, na Itália.
A fotografia tirada no dia 6 de Dezembro de 1985, mostra uma vista aérea de parte da cratera do Stromboli. A lava flui da direita para a esquerda do observador, resultado de uma violenta erupção que emitiu uma nuvem de cinza a uma altura de aproximadamente 2000m acima da cratera. Então um fluxo de lava emergiu e, lentamente, alcançou o mar.
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quarta-feira, 19 de maio de 2010
segunda-feira, 17 de maio de 2010
Conteúdo - Formação de Montanhas 2
| Orogenia é o termo que os geólogos usam para denominar o processo de formação das cinturas de montanhas dobradas, mais vulgarmente conhecidas como cadeias de montanhas. 0 termo Orogenia foi utilizado, pela primeira vez por G. K. Gilbert, em 1890, para descrever o processo de edificação de montanhas. Gilbert utilizou-o, tendo no pensamento cadeias bem familiares, como as das Montanhas Rochosas ou os Alpes, que frequentemente se denominam de cinturas de montanhas dobradas (ou orogénicas), na medida em que tais montanhas são constituídas por rochas dobradas como resultado da compressão da crosta. As cadeias de montanhas com rochas dobradas, assim como os arcos insulares e as fossas oceânicas desenvolvem-se onde há a convergência de placas crustais. A verdade é que tal não era possível porque não existe crosta oceânica com mais de 200 milhões de anos. Isto, porque como sabemos (Ver TECTÓNICA DE PLACAS) a crosta oceânica é consumida, onde os Limites(Margens) das placas oceânicas deslizam para debaixo dos continentes limítrofes, para então descer para as profundezas do manto e serem digeridos nas zonas internas e quentes da Terra. |
Esquema animado mostrando o movimento relativo das placas (Ver Tectónica de Placas), de há 280 milhões de anos até à actualidade. De salientar, o movimento convergente da Placa Indiana com a Placa Eurasiática. A colisão das duas placas, que prossegue na actualidade, deu origem à formação da cadeia montanhosa dos Himalaias (Ver o texto).
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A região sublinhada a negro, mostra as cinturas montanhosas que se estendem desde o Noroeste de África até aos Himalaias e à Indonésia. As setas indicam a direcção de deslocamento, de parte dos continentes da antiga Gondwana e que colidiram com a Europa e a Ásia, originando as grandes cadeias montanhosas dobradas dos Atlas, Pirinéus, Alpes, Cárpatos e Himalaias.
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quarta-feira, 12 de maio de 2010
terça-feira, 11 de maio de 2010
Conteúdo - Tectónica de Placas 2
Em termos geológicos, uma placa é uma "grande laje", formada por rochas rígidas. O termo tectónica vem da raiz grega " construir." Unindo estas duas palavras, passamos a ter tectónica de placas, o que quer dizer que a superfície da terra é construída por placas. A teoria da tectónica de placas diz-nos que a camada superficial da terra (litosfera) (Ver Tema Estrutura da Terra) está fragmentada numa meia dúzia de placas maiores, e algumas outras menores, que estão em movimento relativo umas em conexão com as outras, enquanto assentam sobre uma camada estrutural mais quente, menos rígida e mais móvel (astenosfera). A tectónica de placas é um conceito científico relativamente recente, introduzido há cerca de 40 anos, que revolucionou a nossa compreensão do planeta dinâmico ("Vivo")em cima do qual nós vivemos. A teoria globaliza o estudo da terra recorrendo a muitos dos domínios das Ciências da Terra, desde a Paleontologia (o estudo dos fósseis) á Sismologia (o estudo dos terramotos). Forneceu explicações às perguntas sobre as quais os cientistas especularam durante séculos, tais como: porque é que os terramotos e as erupções vulcânicas ocorrem em áreas muito específicas do globo terrestre, e como é que as grandes montanhas como os Alpes e os Himalaias se formaram?
A Tectónica de Placas é aceite actualmente de forma quase universal, os seus mecanismos são plausíveis e com bastantes demonstrações. Entretanto, muitos detalhes dos mecanismos terão ainda que serem comprovados, e algumas teorias que envolvem vários detalhes da tectónica de placas são bastante questionáveis. Vamos tentar definir alguns dos princípios básicos do mecanismo global, e examinar seu efeito na criação das terras continentais.
O que se segue não é um sumário do pensamento actual sobre a tectónica de placas e os seus mecanismos; frequentemente, novas, e provavelmente controversas, idéias são apresentadas à consideração dos cientistas. O que vamos apresentar é uma exposição simples dos princípios básicos que devem reger os movimentos das placas, algumas hipóteses sobre os mecanismos de convexão, o transporte dos continentes e a sua "reciclagem", bem como alguns cenários previstos para os eventos passados e futuros da tectónica de placas.
Aproximadamente dois terços da superfície da terra encontram-se abaixo dos oceanos. Antes do século 19, as profundidades dos oceanos eram matéria de pura especulação, e a maioria das pessoas pensavam que o fundo dos oceanos era relativamente liso e sem quaisquer aspectos relevantes. A exploração oceânica, durante os tempos seguintes, melhorou profundamente o nosso conhecimento sobre os fundos dos oceanos e a sua expansão. Nós sabemos agora que a maioria dos processos geológicos que ocorrem na terra estão ligados, diretamente ou indiretamente, à dinâmica dos fundos oceânicos.
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domingo, 9 de maio de 2010
Conteúdo - Estrutura da Terra 2
A análise sismológica dos muitos sismos ( tremores de terra ) que ocorrem em todo o planeta Terra, em regiões, actualmente, bem conhecidas, foi um dos principais métodos que levou à concepção de um modelo para a estrutura da Terra. Para que possamos perceber, não só como foi concebido o referido modelo mas também o próprio modelo, teremos que ter em conta alguns conceitos básicos de sismologia.
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A energia libertada no foco de um sismo propaga-se em todas as direcções sob a forma de ondas elásticas, designadas por ondas sísmicas, que se deslocam com uma velocidade determinada (velocidade de propagação),e segundo a direcção de propagação. Em meios de composição homogénea, que não é o caso da Terra, as ondas sísmicas são, em todos os pontos equidistantes, sendo um raio sísmico, por analogia com um raio luminoso, toda e qualquer normal à superfície da onda. Deste modo é possível admitir que a energia sísmica se propaga ao longo dos raios sísmicos. Na Terra, devido à sua composição heterogénea, o trajecto (raio sísmico) das ondas sísmicas é, regra geral, curvilíneo.As ondas sísmicas propagam-se através dos corpos por intermédio de movimentos ondulatórios, como qualquer onda, dependendo a sua propagação das características físico-químicas dos corpos atravessados.
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sexta-feira, 7 de maio de 2010
Conteúdo - Exemplos de Minerais
Malaquite
(Cu,Zn)2[(OH)2CO3]
| A história da utilização dos minerais resulta da observação dos achados arqueológicos. O homem pré-histórico, para cobrir as suas necessidades, fez uso do sílex e outras variedades de quartzo. Nas sociedades neolíticas, o homem usou gemas ( minerais utilizados em joalharia e ourivesaria ) como moeda de troca. Quando descobriu os metais ( ouro, cobre, estanho, ferro ) passou a fazer uso deles. O conhecimento dos metais e a sua utilização caracterizou alguns períodos da antiguidade, como a Idade do bronze ou a Idade do ferro. Actualmente, o homem faz uso directo ou indirecto de quase todos os minerais conhecidos, mais de 2.600 espécies minerais. As características fundamentais de espécie mineral são a ordem geométrica, aperiodicidade no arranjo da matéria, bem como a natureza dos átomos que entram nacomposição química da espécie mineral. No contexto do Terra Planeta "Vivo", estamos preocupados em dar a conhecer alguns aspectos dos minerais, porque eles são os constituintes das rochas que por sua vez fazem parte da composição superficial da Terra. O domínio da Geologia que estuda os minerais chama-se Mineralogia, sendo um domínio com vários subdomínios, um dos quais é a Cristalografia que se ocupa do estudo dos cristais. O conceito de mineral é complexo e de difícil definição, de resto como todas as definições. Contudo, atendendo aos nossos objectivos, podemos considerá-los como substâncias naturais, inorgânicas, caracterizados por propriedades físicas e químicas determinadas. De modo controverso, podemos estender aquela definição aos líquidos e gases encontrados na natureza (água, gases atmosféricos), bem como aos materiais orgânicos fósseis (petróleo – óleos minerais, carvões, resinas, asfaltos e betumes). Porém, quase todos os minerais se encontram no estado sólido e sob a forma cristalina. De acordo com a definição, os minerais são elementos ou compostos químicos, podendo-se expressar por meio de fórmulas químicas que admitem uma pequena variação, mas conservam fixa a estrutura. Deste modo, os minerais são constituídos por átomos dispostos segundo um modelo regular tridimensional característico para cada mineral. A maior parte dos minerais aparece na forma de cristais, apenas visíveis ao microscópio de luz polarizada. Os cristais são sólidos geométricos limitados por faces planas (poliedros) e de composição química definida. As faces planas de um cristal são paralelas aos planos da sua malha elementar. A malha elementar delimita uma porção de espaço dotado de uma certa quantidade de átomos. A malha elementar repetindo-se periodicamente em três direcções do espaço define uma rede de três dimensões que será o suporte geométrico das estruturas atómicas dos cristais. As propriedades geométricas de um cristal, tais como as arestas, ângulos e planos das faces, estão directamente ligadas à sua malha elementar, podendo ser descritas a partir de um certo número de operações de simetria.Os elementos de simetria de um cristal são fundamentalmente o plano de simetria, o eixo de simetria e o centro de simetria. A combinação de todos os elementos de simetria origina 32 classes de simetria, pelas quais se repartem todos os cristais. De acordo com certas características comuns ou parecidas, podem-se distribuir estas 32 classes por sete grandes grupos, os chamadossistemas cristalinos (cúbico, romboédrico, hexagonal, tetragonal, ortorrômbico, monoclínico e triclínico). A germinação e o crescimento de um cristal estão sempre dependentes das condições físico-químicas do meio. As condições físico-químicas que determinam a génese dos minerais são, a maioria das vezes, muito complexas e, actualmente, impossíveis de reproduzir em laboratório. Os principais factores condicionantes são a temperatura, a pressão e a concentração dos elementos químicos. Estes factores não são independentes: numa solução, a solubilidade de um composto cresce com a temperatura, salvo raras excepções. Um cristal germinado a partir de uma solução sobressaturada cresce fixando as moléculas (unidades de crescimento) à sua superfície. As propriedades químicas dos minerais estão estreitamente relacionadas, como é óbvio, com a sua composição química, com a natureza dos átomos e iões que os constituem. Mas dependem também, tal como as propriedades físicas, da sua estrutura, isto é, do arranjo das partículas elementares. As características das ligações interatómicas nos minerais são tais que podemos considerar uma estrutura como uma associação de esferas cujas dimensões são definidas pelo raio iónico do átomo. Os catiões, as esferas mais pequenas, seriam cercadas por aniões, as esferas maiores. A associação catião mais anião forma, deste modo, um poliedro de coordenação (Ver a figura "Modelo da rede cristalina da halite NaCl"). Os poliedros de coordenação necessitam de uma neutralidade eléctrica. De acordo com este modelo, poderíamos pensar que a cada mineral corresponderia uma única estrutura e uma única composição química, expressa por uma fórmula química perfeitamente definida. Acontece que a maioria dos minerais de igual composição química pertence a uma única classe de simetria e a um único sistema cristalino. Porém, as excepções são muitas devido, fundamentalmente, às diferentes condições de pressão e temperatura em que se formam os minerais. Assim sendo e a título de exemplo vejamos o caso de um mineral chamado olivina. A sua composição química é (Fe, Mg)2(SiO4). Isto explica que o ferro (Fe) e o magnésio (Mg) são miscíveis em todas as proporções, logo a composição química da olivina não é definida. Quando se dá a substituição total do ferro pelo magnésio, passamos a ter a forsterite Mg2(SiO4) com composição química definida, no caso inverso temos a fayalite Fe2(SiO4). Entre estes dois pólos todas as composições intermédias podem existir, mantendo-se a estrutura. Estamos perante um caso de isomorfismo. Podemos, então, dizer que dois elementos são isomorfos, caso do Fe e do Mg, se podem substituir-se mutuamente dentro da mesma estrutura. Como a estrutura não se altera, as substâncias isomorfas apresentam forma cristalina muito semelhante, independentemente, da sua natureza química. Vejamos, ainda, outra situação de excepção, embora haja muitas mais. O diamante é constituído, quimicamente, só por átomos de carbono (C); outra espécie mineral, agrafite, é igualmente constituída só por átomos de carbono (C). Embora constituídos pela mesma substância química, o carbono, estas duas espécies minerais assumem, ao cristalizar em condições físico-químicas específicas, formas cristalinas muito diversas, com graus de simetria diferentes. Enquanto o diamante cristaliza no sistema cúbico, a grafite cristaliza no sistema hexagonal. Dizemos que estes dois compostos sãopolimorfos, porque sendo quimicamente idênticos têm simetria diferente. Entre as referidas condições físico-químicas específicas, a temperatura tem uma importância primacial. Por exemplo, se cristais de diamante forem aquecidos a uma temperatura superior a 1500o C, à pressão normal e no vazio, dar-se-á uma transformação lenta da sua rede cristalina na rede cristalina da grafite. A 1900o C, essa transformação duma rede cristalina na outra é rápida. Isto apenas tem interesse académico, já que não existe motivo algum para transformar uma pedra preciosa como o diamante num material muito mais barato e abundante como a grafite. A ocorrência de espécies minerais com formas cristalinas próprias de outras é um fenómeno relativamente vulgar na Natureza e tem o nome de pseudomorfismo. Neste caso os minerais apresentam falsas-formas. As pseudomorfoses podem ter géneses variadas. Os minerais apresentam propriedades físicas, químicas e ópticas que permitem fazer a sua caracterização e identificação. De entre as propriedades físicas destacamos a dureza, cor, cor da risca, transparência e o brilho. A dureza é, por definição, a resistência que um mineral oferece à risca provocada por uma acção mecânica externa. Na prática mineralógica utilizam-se escalas de dureza relativas, representadas por determinados minerais. A mais comum é a escala de Mohs, que contem 10 graus e é composta unicamente por minerais de risca branca. Os minerais estão ordenados segundo o seu grau de dureza, do menos ao mais duro e do seguinte modo: 1-talco, 2-gesso, 3-calcite, 4-fluorite, 5-apatite, 6-ortóclase, 7-quartzo, 8-topázio, 9-corindon, 10-diamante. Exemplificando, um mineral terá uma dureza aproximada de 8½ se risca o topázio mas é riscado pelo corindon. |
Monazite Ce(PO4)
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Halite NaCl
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Modelo da rede cristalina da halite NaCl
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Quartzo defumado SiO2
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Quartzo leitoso SiO2
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Xenotimo Y(PO4)
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Arsenopirite FeAsS
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Magnetite Fe3O4
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quarta-feira, 5 de maio de 2010
sexta-feira, 30 de abril de 2010
domingo, 25 de abril de 2010
sexta-feira, 23 de abril de 2010
Conteúdo - Sismologia 1
Os sismos, tremores de terra ou terramotos (sismos catastróficos) constituem um fenómeno geológico que sempre aterrorizou as populações que vivem em determinadas zonas da Terra.
Vamos fazer apelo, uma vez mais, à teoria da Tectónica de Placas, isto porque ela é o actual modelo da mecânica planetária terrestre que permite compreender, de um modo Global, os grandes fenómenos geológicos. O modelo tem sido testado através do estudo dos mais variados fenómenos geológicos, pequenos e grandes, e tem validado as observações bem como o rigor das interpretações. Assim sendo, é de toda a conveniência ler o Tema Tectónica de Placas, para melhor compreender os sismos. No Tema Estrutura da Terra, ao tentarmos dar uma ideia do contributo da Sismologia para o conhecimento do interior da Terra, abordamos alguns conceitos básicos de sismologia. Deste modo convém rever aqueles conceitos.
Sismos, dissemos nós, são abalos naturais da crosta terrestre que ocorrem num período de tempo restrito, em determinado local, e que se propagam em todas as direcções ( Ondas Sísmicas ), dentro e à superfície da crosta terrestre, sempre que a energia elástica ( movimento ao longo do plano de Falha ) se liberta bruscamente nalgum ponto ( Foco ou Hipocentro ). Ao ponto que, na mesma vertical dohipocentro, se encontra à superfície terrestre dá-se o nome de Epicentro, quase sempre rodeado pela região macrossísmica, que abrange todos os pontos onde o abalo possa ser sentido pelo Homem.
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Bloco-diagrama mostrando uma representação esquemática do foco ou hipocentro, plano de falha e epicentro.
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Vamos acrescentar um pouco mais ao desenvolvimento do fenómeno sísmico.Qualquer material rígido, de acordo com as leis físicas, quando submetido à acção de forças (pressões e tensões) deforma-se até atingir o seu limite de elasticidade. Caso a acção da força prossiga o material entra em ruptura, libertando instantaneamente toda a energia que havia acumulado durante a deformação elástica. Em termos gerais, é aquilo que se passa quando a litosfera fica submetida a tensões. Sob o efeito das tensões causadas, a maior parte das vezes, pelo movimento das Placas Tectónicas, a litosfera acumula energia.
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Logo que, em certas regiões, o limite de elasticidade é atingido, dá-se uma ou várias rupturas que se traduzem por falhas. A energia bruscamente libertada ao longo destas falhas origina os sismos. Se as tensões prosseguem, na mesma região, a energia continua a acumular-se e a ruptura consequente far-se-á ao longo dos planos de falha já existentes. As forças de fricção entre os dois blocos de uma falha, bem como os deslocamentos dos blocos ao longo do plano de falha, não actuam nem se fazem sentir de maneira contínua e uniforme, mas por "impulsos" sucessivos, originando cada "impulso" um sismo, as chamadas réplicas. Numa dada região, os sismos repetem-se ao longo do plano de falha, que por sua vez é um plano de fraqueza na litosfera.
Compreende-se então porque é que os sismos se manifestam geralmente pelo abalo principal, logo no seu início. Só no momento em que as tensões levaram as rochas rígidas e dotadas de certa elasticidade ao "potencial de ruptura" é que esta se produziu, oferecendo um duplo carácter de violência e instantaneidade. Mas depois da ruptura inicial, verifica-se uma série de rupturas secundárias, as quais correspondem ao reajustamento progressivo das rochas fracturadas, originando sismos de fraca intensidade as já referidas réplicas. Acontece que, por vezes, antes do abalo principal observam-se sismos de fraca intensidade denominados por abalos premonitórios.
De notar que os sismos só se produzem em material rígido. Por consequência, os sismos produzem-se sempre na litosfera, jamais na astenosfera que é constituída por material plástico.
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quarta-feira, 21 de abril de 2010
Conteúdo - Estrutura de um Vulcão
| O vulcanismo consiste nos processos pelos quais o magma e os gases a ele associados ascendem, a partir do interior da Terra (Ver o Tema Estrutura da Terra), à superfície da crusta terrestre incluindo a atmosfera. O ramo da Geologia que se dedica ao estudo do Vulcanismo designa-se por Vulcanologia. O termo que está na origem destas palavras é Vulcão. É uma palavra de origem Latina, Vulcano o deus do fogo. Entendemos por Vulcão uma abertura (respiradouro) na superfície da crusta terrestre, através da qual se dá a erupção do magma, dos gases e das cinzas associadas. Do mesmo modo, a estrutura, geralmente com a forma cónica, que é produzida pelas sucessivas emissões de materiais magmáticos, é nomeada por Vulcão. Em termos gerais, a estrutura vulcânica que forma um vulcão é designada por aparelho vulcânico. Existem diferentes tipos (logo diferentes classificações) de vulcões, resultando daí diferentes configurações dos aparelhos vulcânicos, contudo estes são, normalmente, constituídos pelas seguintes partes: 1) câmara magmática, local onde se encontra acumulado o magma, normalmente situado em regiões profundas das crustas continental e oceânica, atingindo, por vezes, a parte superior do manto (Ver Estrutura da Terra e Tectónica de Placas), 2) chaminé (principal) vulcânica, canal, fenda ou abertura que liga a câmara magmática com o exterior das crustas, e por onde ascendem os materiais vulcânicos, 3) cratera, abertura ou depressão mais ou menos circular, em forma de um funil, localizada no topo da chaminé vulcânica, 4) cone vulcânico, elevação de forma cónica que se forma por acumulação dos materiais expelidos do interior das crustas (lavas, cinzas e fragmentos de rochas), durante a erupção vulcânica. Para além da chaminé vulcânica, a maioria das vezes, existem outras condutas, denominadas por filões. Também se podem formar cones laterais, secundários ou adventícios ao cone vulcânico principal. |
 Esquema representando o corte transversal de um aparelho vulcânico. |
 Esquema animado mostrando um aparelho vulcânico. |
terça-feira, 20 de abril de 2010
sábado, 17 de abril de 2010
Conteúdo - Formação de Montanhas 1
| As montanhas são formas de relevo da superfície da Terra que, normalmente, se elevam para um topo estreito em forma de cume, originando escarpas. São vastas elevações e depressões. Podem apresentar-se segundo extensos alinhamentos de relevo , ou sob a forma de Montanhas Isoladas, estas normalmente associadas a fenómenos vulcânicos. Vamos procurar dar algumas explicações, tendo sempre em conta o conhecimento actual, para a formação das montanhas. Na Terra os extensos alinhamentos de relevo que cruzam oceanos e continentes têm uma origem, directa ou indirectamente, ligada ao movimento das grandes placas litosféricas terrestres ( Ver o TEMA TECTÓNICA DE PLACAS ). De entre estas estruturas, as cadeias de montanhas são as que melhor se conhecem e as que, com certeza, foram objecto das mais antigas investigações científicas. Vejamos a figura, abaixo, que nos mostra as cadeias de montanhas continentais dos Andes, Montanhas Rochosas, Apalaches, Atlas, Pirinéus, Alpes, Cárpatos e os Himalaias. |
Mapa mundi mostrando as grandes cadeias de montanhas continentais e o respectivo alinhamento.
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As montanhas formam-se através de diversos processos geológicos. Assim, podemos considerar quatro tipos diferentes de montanhas: vulcânicas, erodidas, falhadas, e dobradas.
Montanhas vulcânicas, também conhecidas como vulcões. Apresentam, na maioria dos casos, uma parte emersa que por sua vez faz parte de uma sucessão de grandes vulcões. Uma região com uma sucessão de vulcões é o Havai. O Mauna Kea (4.205 m) é um exemplo típico de uma montanha vulcânica (Ver em TECTÓNICA DE PLACAS o Mecanismo de Formação da Cadeia Havaiana).
Montanhas erodidas são formadas pelo fenómeno da erosão, ao qual já fizemos referência no TEMA ROCHAS, particularmente, nas Rochas Sedimentares. As águas, os ventos, as variações de temperatura e os seres vivos causam o desgaste das rochas. Em simultâneo dá-se o fenómeno do transporte dos materiais desagregados. Quando existem, na mesma região, rochas resistentes à erosão e rochas facilmente erodidas, dá-se o fenómeno de erosão diferencial, acontecendo que as rochas resistentes à erosão acabam por formar um grande relevo terrestre, isto é, uma montanha. O Cume Do Lança (4,301 m ) é um exemplo de uma montanha erodida. O Cume Do Lança é uma grande massa de granito que tem resistido à erosão de milhões de anos.
Montanhas de falha são formadas pela vertical criada ao longo de grandes planos de falha, originando grandes massas de blocos escarpados. Este tipo de montanhas é comum nos Estados Unidos Ocidentais, tal como acontece na Serra Nevada. Vales de falha são também formados desta maneira.
Montanhas dobradas são as mais típicas e frequentes, razão porque, a seguir, iremos examinar, com algum pormenor, a formação destas montanhas. Foram originadas pelo lento movimento das placas litosféricas convergentes, isto é, colisões entre massas continentais ao longo do Tempo Geológico unindo-as e originando cadeias montanhosas. As fotografias abaixo são exemplos de montanhas dobradas.
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