sábado, 31 de dezembro de 2016

Vulcanismo Secundário e Tipos de Placas Tectónicas

A energia calorífica libertada pela câmara magmática, origina a libertação de materiais líquidos e gasosos existentes nas rochas encaixantes. A esta actividade chama-se vulcanismo residual ou secundário. Os fenómenos de vulcanismo secundário mais comuns são os seguintes: 1) géiseres, são jactos intermitentes e periódicos de água e vapor de água, a elevada temperatura, 2) fontes ounascentes termais, são emanações de água, vapor de água e dióxido de carbono a elevada temperatura (cerca de 50 C); quando o calor libertado pelo magma em ascensão encontra aquíferos (acumulação de águas em profundidade), transforma as águas em águas termais ou juvenis; estas contêm sais minerais em diferentes proporções o que possibilita o seu uso para fins terapêuticos, 3)fumarolas, são emanações gasosas (vários compostos gasosos) exaladas através de fissuras em zonas próximas de vulcões activos; as fumarolas, com predomínio de gases sulfurados (dióxido e trióxido de enxofre, ácido sulfídrico) denominam-se sulfataras e podem produzir importantes depósitos de enxofre; quando, para além do vapor de água, existe libertação quase exclusiva de dióxido de carbono, as fumarolas designam-se por mofetas.

Géisere da Islândia
Géisere na Islândia.
Fumarola na Islândia
Fumarola na Islândia.
Sulfataras na Islândia
Sulfatara na Islândia.

Na primeira página deste Tema, fizemos uma breve referência à estrutura vulcânica que forma um vulcão, enquanto que na segunda página fizemos uma alusão ao magma. Chegou o momento de dizermos, de forma muito sumária, porque é que surgem os vulcões.
Os vulcões ocorrem porque, como sabemos a crosta da Terra está dividida num mosaico de placas rígidas - placas tectónicas - que se assemelham a um "puzzle" . Há 16 macroplacas. Já sabemos que estas placas rígidas flutuam sobre uma camada menos rígida (plástica) e superficial do manto superior a astenosfera. As placas movem-se separando-se,placas divergentes, ou colidindo umas com as outras, placas convergentes. A maioria dos vulcões ocorrem próximo dos limites das placas tectónicas. Quando as placas colidem, uma placa desliza para baixo da outra. Esta é uma zona de subducção. Quando a placa que mergulha atinge o manto, as rochas que a constituem derretem e originam o magma que pode mover-se para cima e causar uma erupção na superfície da terra, resultando um vulcão. Em zonas do "rift" (cristas ou dorsais), as placas divergem (afastam-se) uma da outra e o magma ascende à superfície e causa uma erupção vulcânica. Alguns vulcões ocorrem no meio das placas nas áreas chamadas "hotspots" (pontos quentes) - lugares onde o magma se forma, no interior da placa, e depois ascende à superfície terrestre originando um vulcão.

Esquema origem vulcões
Modelo esquemático representativo da origem e ocorrência dos vulcões à superfície da Terra.

Pontos Quentes
Mapa-mundi simplificado mostrando a distibuição dos "Pontos Quentes" e os Limites entre Placas Tectónicas.

quinta-feira, 29 de dezembro de 2016

Formação de Montanhas 4


Cadeia Montanhosa Alpina
O mosaico de fotografias espaciais, abaixo representado, esplêndido na cor quase natural, proporciona uma visão sumária dos Alpes europeus e das cadeias montanhosas relacionadas. Este mosaico fornece material para as discussões mais detalhadas da tectónica dos Alpes e do seu desenvolvimento geomorfológico.




Mosaico de fotografias espaciais das cadeias montanhosas dos Alpes europeus.


Mapa feito a partir do mosaico fotográfico espacial, representado à esquerda, mostrando as principais cadeias montanhosas Alpinas.

Os Alpes fazem parte de uma extensa cadeia montanhosa que se estende pelo Sul da Europa, Ásia Menor(Turquia), India, Rússia, e Norte da China. Podemos considerar os Apeninos (Itália), a cordilheira Dinárica/Pindárica (Ex-Jugoslávia e Grécia) e os Cárpatos (Roménia e Ucrânia) como "ramos" da Cadeia Alpina. Uma série de eventos orogénicos que começaram no Mesozóico (VerTabela Cronoestratigráfica, no TEMA Tempo Geológico) e culminaram no Cenozóico, com os sedimentos cenozóicos acumulados no Mar de Tétis e deformados para geraram o sistema Alpino/Himalaiano. A grande deformação (orogenia) está, directamente, relacionada com as colisões dos Limites Convergentes de Placas Tectónicas do tipo continente/continente. Para os Alpes, esta colisão resultou do movimento, para Norte, da Placa Africana de encontro à Placa Eurasiática, fechando parcialmente o Mar de Tétis. Grande parte dos Alpes é formada, actualmente, por grandes dobras, dos mais diversos tipos, e falhas implantadas em rochas sedimentares. São características as dobras chamadas "nappes", em que os sedimentos foram carreados para cima de massas rochosas mais velhas. O transporte tectónico envolveu, em simultâneo, grandes forças de compressão associadas à força de gravidade. Os tipos de dobramentos variam desde as dobras abertas de "descolamento" do tipo-Jura, às dobras fechadas e deitadas altamente deformadas. A orogenia começou no início do Mesozóico (Ver Tabela Cronoestratigráfica, no TEMA Tempo Geológico) e culminou noMiocénico. O actual aspecto "em agulhas" dos cumes dos Alpes é o resultado do levantamento que prossegue actualmente, associado à erosão provocada pelas quatro glaciações do Período Quaternário. Façamos uma síntese dos eventos tectónicos que contribuíram para a formação dos Alpes. A América do Norte começou a separar-se da Pangea há aproximadamente 180 Milhões de Anos (M.A.), ao mesmo tempo que se separavam as placas Eurasiática e Africana. Uma série de pequenas placas (microplacas) formaram-se na zona do rift (Ver Tectónica de Placas); estas tendem a mover-se individualmente em diferentes sentidos e com diferentes velocidades. Cadeias montanhosas, espalhadas pelas zonas de subducção, e falhas transformantes, limitaram as microplacas. O colapso destas características quando a Placa Africana colide com a Eurasiática produziu os complexos padrões tectónicos (grandes dobras, carreamentos, falhamentos...) que marcam e definem a região alpina. A Península Ibérica terá resultado da separação das placas Americana e Eurasiática (há cerca de 100 a 400 M.A.). Durante o Cretácico, a Peninsula Ibérica situava-se ao longo da zona de falha Betic e dos actuais Pirinéus. O vulcanismo e as principais deformações começaram no final do Terciário; nesta data a microplaca de Carnics começou a colidir e a mergulhar para baixo da Europa do Sul, originando novos levantamentos e complexos dobramentos nas rochas. Durante o Miocénico, a microplaca Turca-Afegã moveu-se para Oeste ao longo da zona de falha da Anatólia. As microplacas de Apulian e de Rhodope uniram-se à microplaca de Carnics; houve grandes deformações no sentido Norte-Sul da Europa, enquanto um sistema de arco insular migrou (Península Italiana actual) para Este no final do Miocénico; formaram-se os Mares Tirreno e Adriático. A Grécia separou-se da Turquia (há cerca de 6 a 8 M.A.), originando o Mar Egeu.

terça-feira, 27 de dezembro de 2016

Sismologia 5

Os efeitos dos tremores de terra, da maneira como se manifestam aos
sismos
 sentidos do homem, têm sido classificados por ordem de importância. As primeiras tentativas para a avaliação da intensidade dos sismos foram feitas no século XVII, decorrentes da necessidade de avaliar os abalos sísmicos no Sul de Itália. A escala era rudimentar. Os sismos eram classificados em ligeiros, moderados, fortes e muito fortes. Mais tarde desenvolveram-se escalas mais pormenorizadas com 12 graus, como a Escala Modificada de Intensidades de Mercalli, constituída por 12 graus de intensidades estabelecidos de acordo com um questionário-padrão, segundo a intensidade crescente do sismo.

Graus de intensidade da Escala Modificada de Mercalli

Designação

Efeitos

I

Imperceptível
Não é sentido pelas pessoas. Pássaros e outros animais podem manifestar uma certa inquietude. Apenas registado pelos sismógrafos.

II

Fraco
Sentido apenas por algumas pessoas em repouso, particularmente as que se encontram em andares superiores dos edifícios. Objectos suspensos oscilam.

III

Ligeiro
Sentido apenas pelas pessoas que se encontram em casa, assemelhando-se a uma vibração provocada pela passagem de um veículo pesado a grande velocidade.

IV

Moderado
Abalo perceptível pela maioria das pessoas, quer ao nível do solo quer nos edifícios. Vibração de portas e janelas, loiças nos armários e ranger do soalho. Ligeiras oscilações de alguns automóveis parados.

V

Ligeiramente forte
Sentido por toda a população. Os objectos suspensos oscilam; móveis podem deslocar-se; nas paredes e tectos, podem surgir pequenas fendas; estuques e cal podem cair das paredes e tectos; paragem dos pêndulos dos relógios.

VI

Forte
Sismo sentido por todas as pessoas, que entram em pânico saindo precipitadamente para a rua; os sinos das igrejas tocam espontaneamente.

VII

Muito forte
As pessoas têm dificuldade em permanecer em pé durante o abalo principal. Nas construções surgem fendas. Alterações nas nascentes. Produzem-se ondas na superfície dos tanques com água e as águas turvam-se. Sentido nos automóveis em movimento.

VIII

Destruidor
Pânico na população. As construções sólidas e com boas fundações sofrem alguns danos, os outros sofrem danos acentuados com desabamentos. Caem chaminés de fabricas. Dão-se derrocadas de terrenos. Surgem fendas no solo. A condução dos veículos pesados é perturbada. Variação do nível da água nos poços.

IX

Ruinoso
Desmoronamento de alguns edifícios. Há danos consideráveis em construções muito sólidas. Rotura de canalizações subterrâneas. Queda de pontes. Deformação das linhas férreas. Largas fendas no solo.

X

Desastroso
Destruição da maior parte dos edifícios. Forte movimentação de terrenos. Desmoronamento de estradas e barragens. Transbordamento de água em canais, lagos e rios.

XI

Muito desastroso
Destruição da quase totalidade dos edifícios, mesmo os mais sólidos. Caem pontes, diques e barragens. Destruição da rede de canalizações e das vias de comunicação. Formam-se grandes fendas no terreno, acompanhadas de desligamentos. Há grandes escorregamentos de terrenos.

XII

Catastrófico
Destruição total da área afectada. Profundas alterações nas montanhas, vales, cursos de água, enfim de toda a topografia.

O recurso à utilização das intensidades tem a vantagem de não necessitar de medições realizadas com instrumentos, baseando-se apenas na descrição dos efeitos produzidos. Tem ainda a vantagem de se aplicar quer aos sismos actuais, quer também aos sismos ocorridos no passado (sismicidade histórica). Contudo, tem vários inconvenientes importantes, sendo, talvez, o mais importante aquele que resulta da sua subjectividade. Face a esta limitação, era natural que se procurasse criar uma nova grandeza que fosse independente do factor subjectividade. Esta nova grandeza é a magnitude. A magnitude está relacionada com a quantidade de energia libertada durante um sismo. Em 1931, Wadati, cientista japonês concebeu uma escala para esta grandeza, que foi posteriormente aperfeiçoada nos Estados Unidos por Richter, pelo que ficou conhecida pela designação de escala de Richter. O modo como se pretende determinar a energia libertada pelo sismo assenta na medição da amplitude máxima das ondas registadas nos sismogramas. Foram definidos nove graus para a escala de Richter. O valor da magnitude correspondente a cada grau, é dez vezes superior ao valor anterior. Assim, por exemplo, a diferença entre a quantidade de energia libertada mum sismo de magnitude 4 e um outro de magnitude 7, é de 30X30X30=27.000 vezes. Um determinado sismo possui apenas uma só magnitude, mas é sentido com intensidade diferente conforme a distância do local ao epicentro.

domingo, 25 de dezembro de 2016

Ciências Naturais - Resumo sobre o Vulcanismo


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sexta-feira, 23 de dezembro de 2016

Ciências Naturais - Teste de Avaliação sobre o Sistema Respiratório


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quinta-feira, 8 de dezembro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre o Sistema Respiratório


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terça-feira, 6 de dezembro de 2016

Resumo sobre as Rochas Magmáticas


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domingo, 4 de dezembro de 2016

Ciências Naturais - Ficha de Trabalho sobre Hereditariedade


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sexta-feira, 2 de dezembro de 2016

Ciências Naturais - Ficha de Trabalho sobre Hereditariedade


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quarta-feira, 30 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Teste de Avaliação sobre Hereditariedade


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segunda-feira, 28 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Esquema da estrutura do Material Genético


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sábado, 26 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Ficha de Trabalho sobre o Cíclo Cardíaco


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quinta-feira, 24 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Ficha de Trabalho sobre Circulação Sanguínea


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terça-feira, 22 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre Doenças Cardiovasculares



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domingo, 20 de novembro de 2016

Formação de Rochas 3


Vamos abordar de forma elementar o conceito de metamorfismo. Salientaremos que o metamorfismo é o conjunto de processos que actuam no interior da crosta terrestre, produzindo transformações, quer nas texturas, quer nas composições das rochas; muito dessas transformações podem incluir-se na designação geral de recristalização: novos minerais se geram, substituindo, no todo ou em parte, os que existiam; os aspectostexturais e estruturais modificam-se, adquirindo a rocha, muitas vezes, caracter mais cristalino. 0 metamorfismo tem lugar em meio essencialmente sólido, ao invés do que acontece no magmatismo . Do ponto de vista físico-químico é o seguinte o significado do metamorfismo: as rochas formadas á superfície da Terra ou próximo desta podem ser levadas, pela dinâmica da Terra, para níveis profundos, onde as condições físico-químicas são bem diversas das que existem à superfície; essas rochas tem então de se adaptar às novas condições de pressãotemperatura e ambiente químico; deste modo desaparece o equilíbrio que existia entre os seus primitivos minerais e, para que a rocha volte a constituir um sistema estável, é necessário que se gerem novos minerais e novas disposições texturais que assegurem o equilíbrio, em face das novas condições físico-químicas. De facto, as experiências de laboratório, conjugadas com as observações naturais, provam que, para cada mineral, há um domínio de estabilidade, definido pela pressão, pela temperatura e, por vezes, por outros factores do ambiente onde o mineral se encontra. Assim, a acção de uma pressão uniforme provoca umadiminuição de volume e gera minerais de densidade elevada; é o caso da formação de granadas (silicatos densos) em rochas fortemente metamorfizadas, por terem sofrido a actuação de pressões intensas. Já outros silicatos, como micas e clorites, apenas são estáveis para pressões e temperaturas relativamente fracas, indicando, por isso, graus atenuados de metamorfismo. Desta forma o metamorfismo envolve uma recristalização parcial ou total e alterações de composição mineralógica, de textura e estrutura das rochas preexistentes.
O metamorfismo ocorre a diversas profundidades da crosta terrestre, sob a parte mais superficial onde se processa a génese das rochas sedimentares, como iremos ver à frente, e acima das condições que poderiam produzir a fusão das rochas, isto é, acima do domínio do magmatismo. Dado que as rochas metamórficas resultam, no estado sólido, de rochas pré-existentes, podemos usar as seguintes designações: 1) parametamórficas se provêm de rochas sedimentares, 2) ortometamórficas se têm origem em rochas magmáticas e 3)polimetamórficas se resultam de rochas metamórficas.
Podemos, de uma forma sintética, considerar três ambientes geológicos de metamorfismo: 1) metamorfismo de contacto causado pela temperatura de intrusões magmáticas e observa-se nas aureolas metamórficas que rodeiam os grandes maciços ígneos. O aumento de temperatura e a acção dos elementos voláteis (fluidos) derivados do magma são os principais factores deste tipo de metamorfismo. As rochas características deste tipo de metamorfismo entram, quase todas, na categoria genérica das corneanas. São rochas, em geral, que não apresentam xistosidade (é a orientação paralela ou sub-paralela de grãos minerais de diferentes dimensões); umas, com grão normalmente fino e cor escura, derivam da transformação de rochas sedimentares argilosas, em particular argilitos. Contem, com frequência, silicatos aluminosos – andaluzite, cordierite, etc. Outras, que podem ser claras e com grão variável, derivam de calcários; há ainda outros tipos de corneanas, dependentes da natureza da rocha original. As corneanas de origem calcária, além de calcite, encerram silicatos cálcicos e alumino-cálcicos, como piroxenas cálcicas, granadas cálcicas, epídotos, wollastonite, etc..



marmore.jpg
Amostra de mármore.



corneana1.jpg
Amostra de corneana.



Além das corneanas, o metamorfismo de contacto origina calcários cristalinos, por vezes bastante puros, isto é,constituídos quase totalmente por calcite (e às vezes por dolomite); são designados por mármores;




ardosia.jpg
Amostra de uma ardósia.
filadio1.jpg
Amostra de um filádio.

2) dinamometamorfismo resulta, essencialmente, das fortes e bruscas pressões que se produzem em zonas submetidas a intensos movimentos da crosta terrestre; 3) metamorfismo regional causado por pressões muito intensas e elevadas temperaturas, a que se juntam soluções aquosas a grandes profundidades da crosta terrestre, caracteristicamente desenvolvido em grandes áreas (milhares de quilómetros quadrados), nas regiões de formação de montanhas. No ambiente de metamorfismo regional há medida que aumenta a pressão e a temperatura, distinguimos os graus seguintes: baixomédio e alto; no seu conjunto, estes três graus passam gradualmente uns aos outros. Entre as rochas mais típicas desses diferentes graus figuram as indicadas seguidamente, de acordo com os graus de metamorfismo: Baixo – ardósias; filádios, xistos cloríticos; Médio – micaxistos; anfibolitos, gnaisses (parte); Alto – gnaisses (parte); leptinitos; granitos. As ardósias são constituídas por argilas, matéria carbonosa e algum quartzo; como o seu grau de metamorfismo é baixo, podem conter fósseis. A designação genérica de xistos cristalinos e/ou filádios é utilizada para uma sucessão de tipos de rochas, cuja textura cristalina se acentua com o grau do metamorfismo; inclui a generalidade dos xistos metamórficos. Além de quartzo, clorites, micas, anfibolas e piroxenas, outros silicatos salientam-se, em xistos cristalinos, como granadas, estaurolite, andaluzite e feldspatos. Os leptinitos (granulitos segundo alguns autores) são rochas, no geral sem xistosidade, cujo grão é habitualmente fino constituído por quartzo e feldspatos e nos casos típicos, silicatos densos, gerados pelo metamorfismo – como certas piroxenas e granadas. Os micaxistos são rochas de xistosidade acentuada, formadas, essencialmente, por quartzo e mica (moscovite e/ou biotite), podendo conter feldspato, granadas, estaurolite, silimanite e horneblenda. Anfibolitossão rochas essencialmente constituídas por anfíbola e quartzo, por vezes com feldspato e horneblenda, apresentando xistosidade de muito a pouco frequente. Os granitos (pelo menos certos granitos) representam o grau extremo da actividade metamórfica regional. Os gnaisses são, com muita frequência, de composição granítica, resultantes do metamorfismo de rochas sedimentares ou ígneas. Um fenómeno mineralógico capital na passagem dos xistos cristalinos (como micaxistos) a gnaisses e a granitos é o da feldspatização, o que exige a entrada, na rocha, de metais alcalinos e de silício, visto que nos feldspatos alcalinos (predominantes nos granitos) aqueles elementos químicos são essenciais.




micaxisto.jpg
Amostra de um micaxisto.
xisto1.jpg
Amostra de um xisto.



Há uma série de rochas metamórficas que se gera a partir de determinadas rochas sedimentares e o termo mais avançado dessa série poderá ser o granito. Assim se explicaria a passagem gradual daquelas rochas a rochas metamórficas. São comuns também as rochas denominadas migmatitos, onde, em graus diversos, se observa, em bandas ondulantes, uma mistura de material claro (quartzo-feldspático) com material escuro (rico em biotite), que representa um xisto, o qual foi invadido por matéria rica de silício e de metais alcalinos. Ter-se-ia dado uma evolução que, desde um sedimento – como uma vasa argilosa – poderia conduzir ao granito. Existem numerosos factos observados, quer na Natureza, quer no laboratório, que levam a admitir tal evolução – que se chama granitização.




esqmetased.jpg
Ciclo metamórfico dos quartzitos e de alguns granitos.




gnaisse2.jpg
Amostra de um gnaisse.
microfgnaisse.jpg
Microfotografia de uma lâmina delgada de uma amostra de gnaisse.(m=feldspato;k=mica;n=quartzo)

sexta-feira, 18 de novembro de 2016

Estudo dos Fósseis

William Smith (1769-1839) e os paleontólogos franceses Georges Cuvier (1769-1832) e Alexandre Brongniart descobriram que as rochas da mesma idade podem conter os mesmos fósseis, mesmo quando as rochas estão separadas por longas distâncias terrestres. Publicaram os primeiros mapas geológicos de extensas áreas, nas quais as rochas que continham fósseis similares foram consideradas da mesma idade relativa. Pelas observações cuidadosas das rochas e dos seus fósseis, aqueles homens e outros geólogos podiam reconhecer as rochas da mesma idade (Ver Tempo Geológico) em locais bastante afastados da Inglaterra. O princípio da correlação estratigráfica ou da identidade paleontológica, estabelecido por William Smith, no fim do século XVIII, determina que os estratos ou conjuntos de estratos caracterizados pelas mesmas associações de fósseis são da mesma idade.
Smith e outros cientistas da época sabiam que a sucessão das diferentes formas da vida preservadas como fósseis seriam úteis para compreender como e quando as rochas se formaram. Mais tarde, cientistas desenvolveram uma teoria para explicar essa sucessão.
As colunas litoestratigráficas (subdivisões das sucessões de rochas existentes na crosta terrestre, distinguidas e delimitadas na base das suas características litológicas) aqui representadas contém fósseis caracteríticos indicados, no esquema, pelas letras do alfabeto. Estes fósseis permitem estabelecer correlações entre diferentes locais. A partir dessas correlações, podemos construir uma sequência temporal; por exemplo, neste esquema simples, é claro que os grupos fósseis A e B são mais antigos do que F e G, mesmo que nunca surjam no mesmo local. Saliente-se que, por vezes, as unidades litológicas (rochosas) desaparecem completamente, como aconteceu à unidade D. Na coluna mais à direita, existe uma descontinuidade entre C e E, o que indica uma falha temporal no registo. Neste local, a erosão eliminou a unidade D e parte da C antes do depósito da unidade E.
O primeiro mapa geológico com aplicabilidade prática. William Smith, considerado o pai da geologia inglesa, foi o autor deste mapa geológico de parte da Inglaterra.
Os fósseis podem ser usados para reconhecer rochas da mesma idade (fazer correlações) ou de idades diferentes. Os fósseis da figura, são esqueletos de algas microscópicas. As fotografias apresentadas foram feitas com um microscópio electrónico, e foram ampliadas, aproximadamente, 250 vezes. Em Carolina do Sul, três espécies foram encontradas no interior da rocha. Em Virgínia, somente duas das espécies foram encontradas. Ficamos a saber, a partir das espécies presentes, que o registo das rochas da parte inícial do Eocénico Médio (Ver Tempo Geológico) falta em Virgínia. Usamos as mesmas espécies para o reconhecimento das rochas das mesmas idades (Eocénico Inferior e parte final (topo) do Eocénico Médio) em Carolina do Sul e em Virgínia. O estudo das rochas estratificadas (sob a forma de estratos) e dos fósseis que elas contêm é chamado biostratigrafia.
Os conceitos que passamos a apresentar são importantes no estudo e no uso dos fósseis1) os fósseis representam os restos (sobretudo os esqueletos, as carapaças e outras estruturas duras) ou vestígios de seres vivos que ficaram preservados em rochas cuja génese foi contemporânea da existência desses seres, 2) a maioria dos fósseis são restos ou vestígios de seres vivos extintos; isto é, pertencem às espécies que tiveram grande expansão na Terra, mas tiveram um período de vida curto em termos de tempo geológico, 3) os diferentes tipos de fósseis encontrados nas rochas de diferentes idades são a prova que a vida na terra mudou ao longo do tempo geológico.
Se nós começarmos no presente e examinarmos camadas de rochas sedimentares cada vez mais velhas, atingiremos um nível onde nenhum fóssil dos antepassados dos seres humanos está presente. Se continuarmos a examinar camadas ainda mais antigas, chegaremos sucessivamente aos níveis onde nenhum fóssil de plantas com flôr estará presente. Prosseguindo com esta metodologia atingiremos os níveis em que nenhuns pássaros, nenhuns mamíferos, nenhuns répteis, nenhuns vertebrados, nenhumas plantas, nenhuns peixes, nenhunas conchas, até que chegamos ao nível em que nenhum ser vivo fóssil estará presente. 
Os três conceitos atrás enunciados são sumariados no princípio geral chamado a lei da sucessão fóssil.


Os cientistas, sobretudo os paleontólogos e alguns biólogos, investigam, entre outras coisas, a existência de antepassados e descendentes de um dado fóssil ao longo do tempo geológico. O fóssil acima representado é de um Archaeopteryx. Este fóssil foi um animal, que se extinguiu noJurássico (há cerca de 150 milhões de anos-Ver Tempo Geológico), com o esqueleto de um réptil, incluindo os dedos com garras nas asas, a espinha dorsal que se estende ao longo da cauda, e os dentes, mas tinha o corpo coberto com penas. Podemos encontrar fósseis de outros répteis nas rochas da mesma idade, mas o Archaeopteryx é o fóssil mais velho, até agora encontrado, com penas. Fazendo uso da interpretação das provas, podemos concluir que este animal foi o elo de ligação entre os répteis e os pássaros, e que, por conseguinte, os pássaros terão descendido dos répteis. O espécime tem aproximadamente 45 centimeters de comprimento.
Quando vivia, o Archaeopteryx assemelhava-se provavelmente a esta reconstituição, baseada em provas fósseis. Teria partilhado com as aves actuais algumas estruturas, tais como as asas aerodinâmicas equipadas com rémiges. Outros aspectos, incluindo o bico com dentes, garras ou esporões nas asas e a longa cauda com muitas vértebras, revelam a ancestralidade réptil.
espécie é a unidade mais básica da classificação para os seres vivos. Estas fotografias de um grupo de moluscos fósseis, representado no esquema, mostra prováveis relações do antepassado-descendente ao nível da espécie, isto é, a espécie pode mudar (evoluir) com o tempo. A observação como a forma da extremidade (traseira) posterior destes moluscos se torna mais arredondada na espécie mais nova, e a área onde as duas valvas (conchas) estão ligadas, isto é, a charneira, vai sendo maior.
Os paleontólogos dão uma atenção particular à forma das valvas e aos detalhes da anatomia preservada nas valvas. 
Os números na coluna da esquerda correspondem aos seguintes segmentos do tempo geológico relativo: 1=Pliocénico; 2=Miocénico; 3=Oligocénico; 4=Eocénico; 5=Paleocénico; 6=Cretácico Inferior (Ver Tempo Geológico).

quarta-feira, 16 de novembro de 2016

Tectónica de Placas 6


Há quatro tipos de limites de placa

· Limites divergentes -- onde a nova crusta é gerada, enquanto as placas são "empurradas" afastando-se.

· Limites convergentes -- onde a crusta é destruída, enquanto uma placa "mergulha" sob outra.

· Limites transformantes -- onde a crusta nem está a ser produzida nem a ser destruída, enquanto as placas deslizam horizontalmente uma em relação à outra. 

· Zonas dos limites entre placas -- as largas bandas em que os limites entre placas não estão bem definidos, e os efeitos da interacção das placas não são claros.


limites das placas
Modelo esquemático da representação dos limites das placas, bem como dos principais aspectos determinantes da tectónica das placas. É notável a ligação entre a actividade vulcânica e as placas oceânicas e continentais, particularmente nos limites das placas. Deste modo, podemos falar em vulcanismo de subducção resultante do choque de placas oceânicas, originando, por exemplo, os arcos insulares activos, e do choque de uma placa oceânica com uma placa continental, originando a formação de cadeias montanhosas costeiras com actividade vulcânica (limites convergentes); vulcanismo no interior das placas oceânicas, o vulcanismo associado aos pontos quentes, o qual resulta da ascensão de plumas de material sobreaquecido nos níveis mais profundos do manto; vulcanismo de crista oceânica em expansão, originando a libertação do magma com formação de nova crusta oceânica (limites divergentes); no interior das placas continentais, a formação de riftes continentais precursores de cristas médio-oceânicas explica a existência de vulcanismo em locais afastados do limite das placas.

placa convergente
Modelo animado de placas de limites convergentes, mostrando o movimento relativo das placas.
placa transformante
Modelo animado de placas de limites transformantes, mostrando o movimento relativo das placas.


Em princípio os interiores das placas são geologicamente calmos. Existem, contudo, algumas excepções. Por exemplo, uma observação a um mapa do oceano Pacífico revela muitas ilhas na placa pacífica, afastadas dos seus limites. Todas elas são ou foram vulcões, isto é, tiveram origem no vulcanismo do fundo do mar. As ilhas do Havai são um exemplo tipico, formando um arquipélago alinhado. A datação de lavas da cadeia havaiana (e outras) mostrou que as suas idades aumentam à medida que nos afastamos do vulcão actualmente activo.


secção mostrando um ponto quente
Esquema mostrando uma secção (a) e um plano (b) de parte da placa pacífica, na região da cadeia havaiana. Observa-se o ponto quente estático dando origem a novas ilhas (Hawai-vulcanismo activo). As ilhas mais velhas, vulcanismo extinto (inactivo), foram arrastadas pela placa pacífica, na direcção Noroeste, sendo a mais velha a ilha de Kauai.
bloco diagrama com ponto quente
Bloco diagrama mostrando o mecanismo de formação da cadeia havaiana, constituída por ilhas vulcânicas assentes na placa pacífica e longe dos limites desta.


A maior parte dos vulcões que surgem no interior das placas, serão criados por pontos de erupção, fontes fixas de material vulcânico (magma) que se erguem das profundezas do manto. À sua expressão actual, como no Havai, chamamos pontos quentes. A maior parte dos grandes vulcões activos no interior das placas apresenta um rasto de vulcões extintos cada vez mais velhos que assinala opercurso da placa litosférica sobre o ponto de erupção. Os pontos quentes parecem ter origem a grande profundidade, talvez até nos limites entre o núcleo e o manto; muitos deles estão activos há muito tempo. Os vulcões mais antigos originados pelo ponto havaiano têm idades próximas dos 80 milhões de anos.

segunda-feira, 14 de novembro de 2016

Formação de Montanhas 6

Cadeia Montanhosa dos Himalaias
Himalaias
Os Himalaias (em Sanscrito, `hima alaias´, significa `morada das neves´), é um sistema montanhoso do Continente Asiático, formado por una série de cordilheiras, a chamada Grande Cordilheira dos Himalaias, sensivelmente, paralelas e convergentes, constituindo a região montanhosa mais alta do Planeta Terra. Apresenta centenas de picos, mas mais de trinta atingem ou ultrapassam os 7.620 m de altitude, de entre os quais se destaca o Monte Evereste (8.850 m), a montanha mais elevada do mundo. Este enorme complexo forma um arco de 2.410 km, em extensão, desde o rio Indo, ao norte de Paquistão. O sistema ocupa uma área de 594.400 km2.
Na página 2, do TEMA Formação de Montanhas, mostramos um esquema animado ( Esquema animado mostrando o movimento relativo das placas - Ver Tectónica de Placas), de há 280 Milhões de Anos (M.A.) 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), em que fizemos referência à colisão da Placa Indiana com a Placa Eurasiática, resultando daí a formação da Cadeia Montanhosa dos Himalaias. O evento geológico, causador das mais profundas e complexas deformações da litosfera, é a colisão e respectiva interacção entre placas continentais.
Placas convergentes
Bloco diagrama simplificado mostrando a colisão entre duas placas continentais convergentes.
Mapa de Placas Tectónicas
Mapa esquemático mostrando as macroplacas envolvidas na formação dos Himalaias e analisadas no texto.
Durante o Precâmbrico (parte do Proterozóico Superior) e o Paleozóico (Ver Tabela Cronoestratigráfica) , o "Continente Indiano", limitado ao norte pelo Cimmerian Superterranes, fazia parte da Gondwana estando separado da Eurásia pelo Oceano Paleotethys ( Ver figura abaixo e à esquerda).
No Carbónico (Carbonífero) Superior, deve ter surgido um rifte entre o "Continente Indiano" e o Cimmerian Superterranes. Durante o Pérmico Superior, aquele rifte deve ter dado origem ao Oceano de Neotethys.
No Noriano - Triássico Superior (há cerca de 210 Milhões de Anos), um episódio avançado da abertura do rifte terá dividido a Gondwana em duas partes. O "Continente Indiano" deve ter passado a fazer parte do leste da Gondwana, junto com a Austrália e Antárctica. Posteriormente, durante o Caloviano (há cerca de 160-155 Milhões de Anos), deve ter ocorrido a divisão da parte leste e da parte ocidental da Gondwana, tendo-se formado, a partir do rifte, uma crosta oceânica. A placa Indiana, separou-se da Austrália e da Antárctica no Cretácico Médio (há cerca de 130 - 125 Milhões de Anos), dando origem à abertura "do Oceano Índico Sul" (Ver figura abaixo e à direita).
Terra há 435 MA
Reconstrução paleogeográfica da Terra durante o Silúrico Superior, há cerca de 435 M.A.. Nesse tempo, a Índia fazia parte da Gondwana e era limitada ao Norte pelo Cimmerian Superterrane. A posição da actual região de Zanskar, nos Himalaias, é mostrada por uma estrela negra.
A Terra no Cretácico
Reconstrução paleogeográfica da Terra durante o Cretácico, há cerca de 100 M.A.. O Cimmeridian Superterrane deve ter sido "acrescentado" à Mega Laurásia. A crosta oceânica ao Norte do Oceano Neotethys estará em subducção ao longo do arco vulcânico de Dras. Abriu-se o oceano de Shigatze, como consequência do rifte e consequente expansão do fundo oceânico. A Índia deverá ter estado separada de África e E. Gondwana. Abriu-se o Oceano Índico. A posição da actual região de Zanskar, nos Himalaias, é mostrada por uma estrela negra.

sábado, 12 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre Energia da Biomassa


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quinta-feira, 10 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre Factores Bióticos - Interacções Seres Vivos/Ambiente


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sexta-feira, 4 de novembro de 2016

Téctónica de Placas

Os vulcões não estão distribuídos à superfície da Terra de forma aleatória. A maioria está concentrada nas regiões limítrofes dos continentes, ao longo das cadeias montanhosas, ou nos oceanos ao longo das dorsais (ver mapa). Mais de metade dos vulcões activos, acima do nível do mar, situam-se no Oceano Pacífico no chamado "Anel de Fogo". O "Anel de Fogo" é uma faixa circum-pacífica que se estende para norte ao longo das cordilheiras norte-americanas, passa pelas ilhas Aleutas e prossegue para sul passando pelo Japão, as Filipinas até à Nova Zelândia. Tal como já dissemos as posições dos vulcões estão directamente relacionadas com a Tectónica de Placas (zonas de subducção (fossas), dorsais e riftes). Contudo, alguns vulcões activos não estão associados aos limites de placa, sendo estes vulcões designados por "intra-placa". Os vulcões havaianos fornecem o melhor exemplo de uma corrente vulcânica de "intra-placa", desenvolvida no interior da Placa Pacífica que passa sobre "um ponto quente", relativamente estacionário, o qual fornece o magma para alimentar os novos vulcões activos.

Vulcões activos
Mapa mostrando a distribuição mundial dos vulcões activos, as principais placas tectónicas e os respectivos limites divergentes e convergentes, bem como a localização do "Anel de Fogo".


Islândia é a maior parcela de terra inteiramente de origem vulcânica, formada por planaltos de lava expelida através de fracturas (actividade vulcânica tipo fissural) ou por grandes vulcões de forma cónica (actividade vulcânica tipo central). O complexo vulcânico da Islândia cobre uma área de, aproximadamente, 100.000 quilómetros quadrados atingindo, em certos locais, alturas de mais de 2 quilómetros acima do nível do mar. A rocha vulcânica predominante é o basalto, já o dissemos.
Em virtude da sua posição em relação à Dorsal Médio-Atlântica (ver mapa modelo) a Islândia está em contínua expansão, sendo as duas metades estiradas pela expansão dos fundos oceânicos (Ver o Tema Tectónica de Placas) onde assenta. As forças de tensão provocam o desenvolvimento de fracturas crustais dispostas paralelamente ao eixo da crista oceânica que, por vezes, funcionam como condutas para as erupções vulcânicas tipo fissural e central. As rochas mais antigas (cerca de 15 MA) da Islândia encontram-se nos extremos ocidental e oriental, e na actualidade a actividade vulcânica limita-se, praticamente, à parte central da ilha directamente situada sobre a crista médio-atlântica, razão porque esta ilha constitui um laboratório para o estudo dos mecanismos físicos da expansão dos fundos oceânicos.


Mapa modelo mostrando a dorsal ou crista médio-atlântica em expansão e a localização da Islândia disposta ao longo da dorsal.

quinta-feira, 3 de novembro de 2016

Jazigos Minerais 1


Este Tema faz parte da Geologia Aplicada, um dos domínios da Geologia. Muitos minerais e rochas são matérias primas vitais para o Homem, apresentando uma grande importância industrial e social, sendo a sua descoberta e exploração essenciais para o progresso e continuidade do Homem. A extracção e transformação de substâncias minerais é essencial ao desenvolvimento e bem estar das sociedades contemporâneas. Nomeadamente, a actividade de determinados sectores da indústria transformadora de um país depende da capacidade de obtenção de matérias-primas minerais, seja pela sua aquisição no mercado internacional, seja pela utilização dos recursos do território nacional.

Jazigos Minerais são acumulações ou concentrações locais de rochas e minerais úteis ao homem que podem ser exploradas com lucros. Quase todos os processos de concentração de mineraisenvolvem movimentos de fluidos (líquidos e gases), como iremos ver mais à frente. Podemos reunir os fluidos em três categorias: 1) fluidos de origem magmática (ígnea), 2) águas provenientes da atmosfera, 3) fluidos associados a processos metamórficos, isto é, fluidos presentes nas rochas que são postos em movimento pelas variações de pressão e temperatura.

Minério é qualquer mineral explorado para um fim utilitário. O minério em bruto, normalmente, é constituído por uma mistura do mineral desejado (útil) e de minerais não desejados, os quais são designados por ganga.

Cristais de magnetite
Cristais idiomórficos octaédricos de magnetite (M=minério de ferro), sendo G a ganga constituída por quartzo.

Clarke é uma unidade de medida correspondente à percentagem média de um elemento existente na crusta terrestre, o mesmo que abundância média de um elemento pertencente à crusta terrestre. Na tabela abaixo representada, observamos que muitos elementos estão presentes em muito baixas concentrações.
CLARKES DE ALGUNS ELEMENTOS ECONÓMICOS, EM PARTES POR MILHÃO (PPM) OU GRAMAS POR TONELADA (g/T)
Elemento
Clarke
Elemento
Clarke
Elemento
Clarke
Alumínio
81.300
Chumbo
13
Prata
0,07
Antimónio
0,2
Lítio
20
Tântalo
2
Berílio
2,8
Manganésio
950
Estanho
2
Crómio
100
Mercúrio
0,08
Urânio
1,8
Cobalto
25
Molibdénio
1,5
Vanádio
135
Cobre
55
Níquel
75
Tungsténio
1,5
Ouro
0,004
Nióbio
20
Zinco
70
Ferro
50.000
Platina
0,01


Após a análise da tabela verificamos que existem elementos, como o alumínio e o ferro que são abundantes. Contudo, as suas concentrações económicas só interessam quando ocorrem sob a forma de óxidos simples, hidróxidos ou, no caso do ferro, como carbonatos. Isto porque, geralmente, estão alojados na rede espacial dos minerais silicatados (as leis da química regulam a união de átomos para formar moléculas), o que impede a sua fácil separação e recuperação económica.
Na tabela seguinte e de forma muito sintética apresentamos alguns dos elementos mais utilizados na indústria transformadora, bem como alguns minerais mais comuns a partir dos quais aqueles elementos são extraídos.

Elementos e respectivos símbolos químicos
Minerais mais comuns e respectivas composições químicas
Alumínio, Al
Bauxite, mistura de hidróxidos de alumínio e minerais argilosos
Antimónio, SbEstibina (antimonite), Sb2S3
Jamesonite, Pb4FeSb6S14
Arsénio, AsArsenopirite, FeAsS
Berílio, BeBerilo, Be3Al2Si6O18
Bismuto, BiBismuto nativo, Bi
Bismutinite, Bi2S3
Bismite, Bi2O3
Cádmio, CdGreenockite, CdS
Crómio, CrCromite, (Fe, Mg)Cr2O4
Cobalto, CoCobaltite, CoAsS
Cobre, CuCobre nativo, Cu
Cuprite, Cu2O
Calcopirite, CuFeS2
Calcosite, Cu2S
Malaquite, Cu2[(OH)2CO3]
Azurite, Cu3[OH CO3]2
Covelite, CuS
Ferro, FeMagnetite, Fe3O4
Hematite, Fe2O3
Limonite, FeOOH-nH2O
Siderite, FeCO3
Pirite, FeS2
Chumbo, PbGalena, PbS
Anglesite, PbSO4
Cerussite, PbCO3
Magnésio, MgMagnesite, MgCO3
Manganés, MnPirolusite, MnO2
Mercúrio, HgCinábrio, HgS
Molibdénio, MoMolibdenite, MoS2
Níquel, NiPentlandite, (Ni, Fe)9S8
Niquelina, NiAs
Cloantite, (Ni, Co)As3
Garnierite, (Ni, Mg)6[(OH)8Si4O10
Ouro, AuOuro nativo, Au
Silvanite, AgAuTe4
Calaverite, AuTe2
Prata, AgPrata nativa, Ag
Argentite, Ag2S
Silvanite, AgAuTe4
Estefanite, Ag5SbS4
Estanho, SnCassiterite, SnO2
Estannite, Cu2FeSnS4
Titânio, TiRútilo, TiO2
Ilmenite, FeTiO3
Tungsténio, WVolframite, (Fe, Mn)WO4
Schelite, CaWO4
Urânio, UUraninite, UO2
Torbernite, Cu(UO2)2P2O8-12H2O
Autunite, Ca(UO2)2P2O8-8H2O
Vanádio, VDescloizite, Pb(Zn, Cu)[OH VO4]
Vanadinite, Pb5[Cl (VO4)3]
Zinco, ZnZincite, ZnO
Esfalerite (blenda), ZnS
Smithsonite, ZnCO3

quarta-feira, 2 de novembro de 2016

Ciclo das Rochas









ciclogeoms.jpg
Esquema do ciclo das rochas, litológico ou petrogenético.

As noções de rochas magmáticas ou ígneas, metamórficas e sedimentares conduzem-nos a uma relação de inter-dependência entre as rochas, representada no esquema do ciclo das rochas. Podemos afirmar que as rochas transformam-se umas nas outras ao longo do tempo geológico.
Assim, e analizando o esquema acima representado, a partir de um magma profundo originam-se rochas ígneas ou magmáticas. Os processos geodinâmicos externos - meteorização, erosão, transporte, sedimentação - originam sedimentos a partir de qualquer rocha preexistente. Os sedimentos dão origem, por diagénese, a rochas sedimentares. Quando os sedimentos alcançam profundidades elevadas da crosta terrestre, ocorrem fenómenos de metamorfismo e originam rochas metamórficas, ou podem fundir originando um magma. As rochas metamórficas e ígneas podem entrar em fusão dando origem ao magma. Deste modo fecha-se o ciclo.
Terra, aparentemente estável, está em constante transformação. Os fenómenos que ocorrem à superfície e em profundidade sucedem-se ciclicamente, á escala do tempo geológico.
Num sistema dinâmico fechado, como é a Terra "Viva", cada um dos seus componentes participa em um ou vários tipos de ciclos diferentes (Exemplos: ciclo hidrológico, do oxigénio, do carbono, biológico). Não esqueçamos também que estes ciclos se interralacionam dum modo complexo.

terça-feira, 1 de novembro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre Saúde Individual e Comunitária


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segunda-feira, 31 de outubro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre o estado de saúde de uma população


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domingo, 30 de outubro de 2016

Ciências Naturais - Powerpoint sobre Promoção de Saúde


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sábado, 29 de outubro de 2016

sexta-feira, 28 de outubro de 2016

Formação de Rochas 4






esqambrocsed1.jpg
Esquema simplificado da génese das rochas sedimentares.


É vulgar observarem-se, na Natureza, rochas com formas caprichosas e nós vamos tentar dar uma explicação para a origem de algumas dessas formas nas rochas.
erosmarinhacalcario.jpg
Erosão marinha de estratos ou camadas calcárias.
grandcanion1.jpg
Erosão pluvial, fluvial e eólica de estratos de arenitos e calcários.

Para começarmos vamos olhar para o esquema da génese das rochas sedimentares, apresentado à esquerda da página, e fazer uma análise sucinta do mesmo. As rochas expostas à superfície da crosta terrestre ficam sujeitas às acções físicas e químicas exercidas pelo contacto com a atmosfera (temperatura e vento), hidrosfera (água) e biosfera (seres vivos). A meteorização não é mais que o resultado das acções físicas e químicas sobre as rochas. Como consequência, as rochas são gradualmentealteradas e desagregadas. Assim, temos a desintegração das rochas por meios mecânicos e a decomposição das mesmas por meios químicos. Evidentemente, estes dois processos não actuam separadamente mas, função das diferentes condições climáticas há um que é predominante sobre o outro. A desagregação ou desintegração acontece pela contracção e expansão provocadas pelas variações de temperatura, facilitada pela existência de fendas, as diáclases, resultantes quer das condições de arrefecimento das rochas ígneas, quer do relaxamento da pressão durante a acção das forças tectónicas. As diáclases enchem-se de água das chuvas e, sobretudo, à noite quando se dá o abaixamento da temperatura, a água gela e aumenta de volume, partindo as rochas por efeito da pressão. Quando a rocha é porosa, a água penetra mais profundamente e o aumento de volume por congelação da água provoca tensões internas capazes de a fragmentar. Também, as variações de temperatura entre o dia e a noite, implica que os distintos coeficientes de dilatação dos minerais que formam as rochas se traduzam em tensões que tendem a aumentar as fissuras e diáclases existentes. Os seres vivos, sobretudo, as raízes de árvores que se desenvolvem nas fissuras, ao crescerem partem grandes blocos com facilidade.
decomposição das rochas por meios químicos envolve, quase sempre, a presença de água que actua, particularmente, como dissolvente. A decomposição pordissolução é desigual nas distintas rochas, dependendo dos minerais que as constituem. O quartzo é dificilmente solúvel, ao contrário da calcite que é muito solúvel em águas ricas em CO2 (ver esquema de um modelado cársico na página seguinte). A dissolução efectua-se tanto à superfície, pelas águas de escorrência, como em profundidade pela acção das águas subterrâneas, bem como próximo da superfície pelas águas de infiltração. A água, ao realizar esta acção, actua ao mesmo tempo como agente de transporte das substâncias dissolvidas.
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