terça-feira, 28 de fevereiro de 2017

Formação de Montanhas 3

Agora, vamos fazer um pequeno parágrafo para ficarmos com algumas noções muito elementares sobre um dos domínios da Geologia, a Geologia Estrutural, afim de compreendermos um pouco melhor aformação das cadeias montanhosas dobradas. Esta consiste no estudo e análise da história de uma rocha tal como fica registada na sua geometria, isto é, a sua posição espacial, absoluta e relativa. Este domínio faz parte de uma matéria mais ampla, no que concerne à deformação da crusta terrestre provocada pelos movimentos e forças causadores da alteração da disposição ou arranjo que as rochas possuíam inicialmente, o qual se designa por Tectónica. Sempre que uma rocha é submetida a pressões muito elevadas, pode dobrar-se ou fracturar-se. Daí resultam as dobras e fracturas (falhas quando os blocos sofrem deslocamentos relativos). O tipo de estrutura resultante depende das propriedades físicas das rochas e do meio em que se produzem as deformações. Dobras são estruturas cujas superfícies primárias de referência ficaram abauladas, curvadas ou alteradas sem perca de continuidade. Há vários tipos de dobras. Por exemplo, de acordo com a geometria podemos distinguir três variedades de dobras: anticlinais (dobras cujos lados ou flancos inclinam-se em sentidos divergentes), sinclinais (dobras cujos flancos inclinam-se em sentidos convergentes) e monoclinais (consistem numa flexão, em que as camadas mais ou menos horizontais, assumem, localmente, uma inclinação em determinada direcção). Há dobras de escala microscópica até dobras com dezenas e centenas de Kilómetros. Uma dobra raras vezes se encontra isolada, e quase todas elas contribuem para a constituição de um Sistema de Dobras. Os sistemas de dobras mais extensos e espectaculares desenvolveram-se nas chamadas cinturas de montanhas dobradas ou orogénicas.

Dobras Anticlinal Sinclinal
Fotografia mostrando dobras associadas em Anticlinal=A (flancos=fl inclinam-se em sentidos divergentes - ver setas) e Sinclinal=S (flancos=fl inclinam-se em sentidos convergentes - ver setas).
Dobra Deitada
Fotografia mostrando uma dobra deitada.
Dobra Deitada Setas
Fotografia mostrando uma dobra deitada, entre as duas setas.
Dobras quartzitos-xistos
Fotografia mostrando pequenas dobras em quartzitos intercalados por xistos.
Pequenas dobras xistos-grauvaques
Fotografia mostrando pequenas dobras (observar a escala) em grauvaques alternando com xistos.

Falhas são fracturas mediante as quais as rochas se deslocam, de forma que perdem a sua continuidade original. Existe um movimento relativo, em qualquer direcção, dos blocos de rochas, ao longo do plano de falha (a superfície de fractura ao longo da qual teve lugar o movimento relativo). Existem várias classificações para as falhas. Por exemplo, numa classificação segundo os movimentos relativos dos blocos, vamos considerar dois tipos de falhas, sabendo que existem muitas mais: falha normal é aquela em que os blocos rochosos se deslocaram, um em relação ao outro, segundo a inclinação do plano de falha; falha inversa é aquela em que um bloco (chamado teto) se desloca em sentido ascendente sobre o plano de falha, relativamente ao bloco rochoso chamado muro. A estes aspectos tectónicos fizemos já alusões preliminares em TEMAS precedentes (Ver Tectónica de Placas) e iremos fazer em TEMAS posteriores (Vulcanismo e Sismos).

Falhas associadas a dobras
Fotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=F-F1) associada a dobras do tipo anticlinal=DA e sinclinal=DS.
Falhas Conjugadas
Fotografia mostrando falhas (F) conjugadas em siltitos gresosos alternando com siltitos argilo-carbonosos. PF=traço do plano de falha.
Falhas associadas a dobras
Fotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=F-F1) associada a dobras. DA=dobra em anticlinal.

segunda-feira, 27 de fevereiro de 2017

Sismologia 3

Nas dorsais meso-oceânicas (médio-oceânicas), bem como nas falhas transformantes, originam-se numerosos sismos de intensidade moderada. Estes produzem-se a uma profundidade, abaixo do fundo oceânico, entre 1.000 a 2.000 metros e, praticamente, não afectam o homem. Nas zonas de subducção têm origem sismos superficiais (profundidade do foco até 80 Km), muito embora, os sismos superficiais ocorram particularmente ao longo das dorsais meso-oceânicas ( limites divergentes ), intermédios (profundidade do foco entre 80 e 300 Km, concentrando-se, particularmente, nos limites convergentes ) e profundos (profundidade do foco entre 300 e 700 Km, encontrando-se unicamente nos limites convergentes). É aqui que se originam os terramotos mais violentos e também os mais mortíferos, por causa da sua situação geográfica, frequentemente, localizada em regiões de forte densidade populacional (Chile, Japão, México).
distribuição dos sismos segundo a profundidade
Ocorrências sísmicas mostradas segundo a profundidade da localização do foco ou hipocentro. 

Legenda: amarelo (superficiais) = profundidade do foco até 25 Km

vermelho (intermédios) = profundidade do foco entre 26 e 75 Km
negro (profundos) = profundidade do foco entre 76 e 660 Km


Uma boa ilustração da sismicidade, bem como a sua relação directa com a Tectónica de Placas, são os mapas históricos, representados em baixo, dos sismos de África e da América do Sul. Eles mostram a repartição dos sismos função da profundidade do foco. Foram tirados do "site" http://neic.usgs.gov/ o qual fornece muita informação sobre sismos. Procure identificar as placas tectónicas envolvidas, bem como as relações entre as profundidades e o tipo de limites das placas tectónicas envolvidas.
sismicidade de África
O mapa mostra a distribuição dos sismos de África, ocorridos entre 1977 e 1997, função da profundidade do foco.
sismicidade América do Sul
O mapa mostra a distribuição dos sismos da América do Sul, ocorridos entre 1975 e 1995, função da profundidade do foco.

domingo, 26 de fevereiro de 2017

Erupções Vulcânicas e Tipos de Materiais Expelidos pelos Vulcões

Às erupções vulcânicas estão associados produtos de natureza gasosa, líquida e sólida.
As erupções são precedidas, acompanhadas e seguidas por abundantes emissões gasosas resultantes da desgaseificação do magma que alimenta os vulcões. O gás expelido em maior quantidade é o vapor de água, seguindo-se-lhe o anidrido carbónico (dióxido de carbono), anidrido sulfuroso (dióxido de enxofre), hidrogénio, monóxido de carbono, ácido clorídrico, metano, argon, flúor e outros. As proporções relativas dos diferentes gases variam consideravelmente com o tipo de magma e, dentro do mesmo magma, ao longo do tempo.
Durante a actividade vulcânica explosiva, ocorre a formação de quantidades variáveis de materiais sólidos que resultam de pequenas porções (salpicos) de lava que arrefecem e solidificam no ar ou na água. Estes materiais denominam-se genericamente por piroclastos ou tefra. De entre estes, destacamos: 1) poeiras ou cinzas vulcânicas, são materiais muito finos, com dimensões inferiores a quatro milímetros, facilmente transportados pelo vento e originados pela pulverização das lavas; quando se depositam na superfície terrestre dão origem a solos férteis, 2) bagacina ou «lapilli», são fragmentos de lava consolidada com dimensões compreendidas entre 4 e 32 mm, 3) bombas, são fragmentos de aspecto esponjoso, provenientes de lavas arrefecidas durante as erupções, apresentando formas variáveis e podendo atingir dimensões entre os 32 mm e 0,5 m; os fragmentos com dimensões entre 0,5 m e 1 m têm a designação de blocos e 4) pedra-pomes, são fragmentos de aspecto vesicular, com paredes muito finas, apresentando uma densidade inferior à da água, tendo origem em lavas muito ricas em sílica; à acumulação de pedra-pomes chama-se pomito.
Além dos piroclastos, outros fragmentos sólidos podem ser expelidos durante as erupções violentas. Estes fragmentos, arrancados às paredes da chaminé, têm a designação de ejectólitos.

Cinzas vulcânicas
Fotografia mostrando amostras de cinzas vulcânicas. A dimensão da barra (7 mm), colocada em baixo do lado esquerdo, permite avaliar as dimensões relativas das amostras.
Bagacina ou lapilli
Fotografia mostrando amostras de bagacina ou «lapilli». A dimensão da barra (1 cm), colocada em baixo do lado direito, bem como a moeda, permitem avaliar as dimensões relativas das amostras.
Bomba vulcânica
Fotografia mostrando uma amostra de bomba vulcânica. A dimensão da barra (50 cm), colocada em baixo do lado direito, permite avaliar a dimensão relativa da amostra.
Pedra-pomes
Fotografia mostrando uma amostra de pedra-pomes. A dimensão da barra (3 cm), colocada em baixo do lado direito, permite avaliar a dimensão relativa da amostra.

É frequente, nas erupções vulcânicas mais violentas, a formação de uma mistura de materiais sólidos incandescentes de dimensões variadas (cinzas, bagacina, bombas e blocos), bem como de gases a elevadas temperaturas (cerca de 1000º C). A esta mistura chama-se nuvem ardente.

Modelo animado de nuvem ardente
Modelo esquemático e animado mostrando um dos mecanismos da formação de uma nuvem ardente.

sábado, 25 de fevereiro de 2017

Exemplos de Minerais

Turquesa.jpg
Turquesa
CuAl6[(OH)2PO4]44H2O

cor sendo uma das características importantes não é muito fiável. Por exemplo, o berilo pode ser incolor, branco, amarelo pálido, verde, rosa, azulado, roxo. O berilo apresenta um grande número de variedades, segundo a cor. A cor de um mineral depende da absorção de algumas das vibrações da luz branca e da reflexão de outras. A cor resulta, normalmente, da composição química, isto é da presença de átomos de um determinado elemento, na estrutura do mineral (exemplos: a esmeralda, variedade de berilo de cor verde, contêm pequenas quantidades de Cr2O3; a água marinha, outra variedade de berilo de cor azul esverdeado a azul claro, contêm Mn e Cr em pequenas quantidades). Os minerais com Al, Na, K, Ca, Mg, Ba, apresentam cores claras ou são incolores, enquanto aqueles que contêm Fe, Cr, Mn, Co, Ni, Ti, Va, são corados, apresentando, por vezes, cores intensas de acordo com os teores daqueles elementos na sua composição química. Também, o modo como os elementos estão dispostos na rede cristalina do mineral e a valência que possuem afectam a cor.
cor da risca dos minerais, pode-se determinar de uma maneira simples. Riscando o mineral num fragmento de porcelana não vidrada. A cor do pó deixado sobre a porcelana é a cor da risca.
transparência é a propriedade que os minerais têm de se deixarem atravessar pela luz. Segundo o grau de transparência podemos distinguir os minerais transparentes, semitransparentes, translúcidos, não transparentes e opacos.
brilho é a propriedade que o mineral tem de reflectir a luz. Depende de numerosos factores, entre eles, o índice de refracção, a dispersão cromática, a absorção da luz e as características da superfície estudada ( lisa ou rugosa). Podemos distinguir vários tipos de brilho: metálico, adamantino, vítreo, gorduroso, nacarado.
Longe de estarmos a ser exaustivos, vamos, ainda, citar mais algumas propriedades dos minerais, pensando naqueles(as) que querem fazer a identificação de minerais, quanto mais não seja para as suas colecções particulares ou, quem sabe, pelo prazer do estudo.
piroelectricidade consiste no aparecimento de uma polarização eléctrica quando determinado mineral é submetido ao calor.
piezoelectricidade consiste no aparecimento de uma polarização eléctrica quando determinado mineral é submetido a forças de compressão ou tensão.
clivagem é a propriedade que os cristais têm de se partirem segundo planos reticulares bem definidos. Estes planos, tal como referimos atrás, são paralelos a possíveis faces do cristal, existindo uma dependência entre a clivagem e a estrutura atómica do mineral. É bem conhecida a clivagem das micas e da calcite.
O estudo das propriedades ópticas dos minerais é complexo e como tal referimos apenas dois aspectos: 1) é necessária a feitura de lâminas delgadas a partir dos minerais e/ou rochas; 2) é necessário um microscópio de luz polarizada para se fazer o estudo das lâminas delgadas. Para mais informação deve ser feita a consulta de bibliografia especializada.
Nos laboratórios mineralógicos modernos, para além do estudo das propriedades atrás referidas, utilizam-se técnicas sofisticadas, tais como difracção de raios X, análise térmica diferencial, análise espectral, microssonda electrónica e outras, para a identificação dos minerais. Todas estas técnicas exigem equipamento de laboratório complexo e muito caro, bem como formação especializada. Porquê a utilização de técnicas sofisticadas? Por várias razões: 1) não podemos esquecer que estamos a trabalhar à escala do átomo, 2) as redes cristalinas dos minerais sofrem vários graus de desordem o que pode afectar profundamente as propriedades do cristal, 3) os cristais com faces desenvolvidas, tais como as fotografias dos exemplares apresentados nesta página, são raros ou pouco frequentes porque, tal como já foi dito antes, para que as faces cresçam é preciso que todas as condições físico-químicas sejam favoráveis; o que acontece, normalmente, é que as condições físicas de temperatura, pressão, espaço e tempo, bem como as condições químicas de concentração de elementos, não são favoráveis ao desenvolvimento de grandes massas cristalinas, mas sim de agregados de diferentes cristais microscópicos que vão dar origem às rochas.
origem do nome dado às diferentes espécies minerais é bastante diversificada. Existem nomes derivados da composição química do mineral (exemplos: cuprite = óxido de cobre; manganite = hidróxido de manganês), nomes derivados do nome de uma localidade onde o mineral foi descoberto (exemplos: autunite = Autun (França); labradorite = Labrador (Canadá), nomes derivados de uma das propriedades do mineral [exemplos: cor – albite = albus (branco); densidade – barite = barus (pesado); clivagem – ortóclase ou ortose = clivagens ortogonais], nomes derivados do nome de uma pessoa (exemplos: berzelianite = Berzelius; smithsonite = Smithson). Os problemas de nomenclatura não são simples.
Como em todas as ciências naturais, é indispensável classificar os minerais mediante uma sistemática que permita compará-los entre si e identificá-los. Graças ao emprego dos raios X e ao estudo da composição química e das propriedades cristalográficas foi possível repartir, todos os minerais conhecidos, por classes, subclasses e grupos. Esta classificação é denominada por cristaloquímica. Nela os minerais estão agrupados em 9 classes: classe I – elementos nativos e ligas metálicas (metais, semi-metais, metalóides), classe II – sulfuretos,…(sulfuretos simples, duplos; sulfossais…), classe III – halogenetos (halogenetos simples, duplos e oxihalogenetos), classe IV – óxidos e hidróxidos (óxidos simples, múltiplos; hidróxidos, arseniatos,…), classe V – carbonatos, nitratos, boratos, classe VI – sulfatos, cromatos, molibdatos, volframatos, classe VII – fosfatos, arseniatos, vanadatos, classe VIII – silicatos (subclasses – nesossilicatos, sorossilicatos, ciclossilicatos, inossilicatos, filossilicatos, tectossilicatos) e classe IX – minerais orgânicos. Os silicatos formam a classe mais abundante e importante da crosta terrestre. Sendo a classificação cristaloquímica a mais usada, queremos deixar claro que se utilizam outras classificações.
Depois do oxigénio, o silício é o elemento mais abundante da crusta terrestre. Na Natureza só aparece sob a forma de compostos. Por exemplo, o quartzo é um dióxido de silício ( SiO); a anortite é um silicato de alumínio e cálcio ( Ca[Al2Si2O8] ); a moscovite é um silicato de alumínio e potássio ( KAl2[AlSi3O10](OH,F)2 ). Ossilicatos são compostos formados pela substituição de átomos de hidrogénio dos diferentes ácidos silícicos (ácido ortosilícico, ácido metasilícico) por metais.
A titulo de curiosidade, sobretudo das mulheres, passamos a referir alguns aspectos das chamadas pedras preciosas. Já na primeira página fizemos uma breve referência às gemas. Costuma-se dividir as gemas em duas categorias: as preciosas e as semipreciosas. As pedras preciosas não são mais que minerais que, particularmente, pela sua raridade e beleza, depois de talhadas (lapidadas), têm um elevado valor comercial. O grupo das pedras preciosas inclui apenas quatro espécies minerais: diamante, rubi (variedade do corindon), safira (variedade do corindon) e a esmeralda (variedade de berilo). O grupo das semipreciosas é formado, essencialmente, por: variedades de berilo, turmalina, topázio, quartzo, opala, turquesa, jade, granada, zircão e feldspatos.
Para terminar este tema, podemos dizer que os minerais se formam a partir de três grandes processos: magmáticometamórfico e sedimentar. No tema Rochas iremos abordar estes grandes e complexos processos naturais.
Anatase.jpg
Anatase TiO2
Brookite.jpg
Brookite TiO2
Leucite.jpg
Leucite K(AlSi2O6)
Natrolite.jpg
Natrolite
Na2(Al2Si3O10)2H2O
Esmeralda.jpg
Esmeralda (variedade de Berilo) Al2Be3(Si6O18)
Agua_marinha.jpg
Água Marinha (variedade de Berilo) Al2Be3(Si6O18)
Diamante.jpg
Diamante C
Elbaite.jpg
Elbaíte (variedade de Turmalina)Na(Li,Al)3Al6[(OH)4(BO3)3Si6O18]

sexta-feira, 24 de fevereiro de 2017

Resumo sobre as Rochas


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sexta-feira, 17 de fevereiro de 2017

Formação de Rochas




Cratera do vulcão Stromboli.

As rochas são, basicamente, associaçãoes naturais de dois ou mais minerais agregados ou não e, normalmente, cobrindo vastas áreas da crosta (crusta) terrestre e, por vezes, embora raras, constituídas por um só mineral. São, normalmente, agrupadas, de acordo com a sua origem, em três grandes classes: magmáticas ou ígneas (ignis=fogo), metamórficas e sedimentares.
O domínio da Geologia que se dedica ao estudo da composição, origem e história natural das rochas designa-se por Petrologia. Assim sendo, passamos a ter três subdomínios da Petrologia: 1) das rochas magmáticas, 2) das rochas metamórficas e 3) das rochas sedimentares.
As rochas magmáticas resultam da consolidação e cristalização do magma. O magma é uma substância fluída, total ou parcialmente fundida, constituída, essencialmente, por uma fusão complexa de silicatos, silício e elementos voláteis, tais como vapor de água, cloretos, hidrogénio, flúor, e outros.
Os magmas encontram-se na crosta terrestre a diferentes profundidades, em câmaras ou bolsadas magmáticas, a diferentes temperaturas de fusão as quais dependem da composição química do magma, da pressão a que está sujeito e da temperatura da rocha confinante.

Camaras_magmaticas.jpg
Corte esquemático e simplificado do modelo da Tectónica de Placas. É de salientar as diferentes profundidades e posições relativas a que se encontram as câmaras magmáticas.

Apresentando os magmas variações químicas na sua composição, quando solidificam e cristalizam originam uma extensa variação mineralógica. Como consequência vamos ter diferentes tipos de rochas magmáticas. Quando o magma solidifica no interior da crosta terrestre, dá origem às chamadas rochas magmáticas intrusivas ou plutónicas. No caso de solidificar à superfície da crosta terrestre origina as chamadas rochas magmáticas extrusivas ou vulcânicas.
Como as rochas vulcânicas são, normalmente, extruídas sob a forma de lava, permitem fazer uma observação e um estudo directo do magma no seu estado líquido. Após a erupção vulcânica dá-se o rápido arrefecimento das escoadas lávicas à superficíe, originando uma rápida cristalização da fracção líquida do magma (lava) e formando uma rocha sólida com alguns cristais desenvolvidos disseminados numa massa de microcristais ou numa massa vítrea.
Recolha_amostras_Etna.jpg
Recolha de amostras de lava do vulcão Etna.
Escoada_lavica.jpg
Arrefecimento brusco de uma escoada lávica.

terça-feira, 14 de fevereiro de 2017

Estrutura da Terra 4

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Esquema apresentando o ângulo delta=105o que corresponde ao começo da zona de sombra das ondas sísmicas S e o raio da Terra=6.350 Km. Sabendo que a superfície de descontinuidade de Gutenberg se situa à profundidade de 2.900 Km é fácil, a partir do esquema, calcular o valor do raio do núcleo.
camad2.gif
Esquema mostrando de forma muito simplificada a composição química (elementos principais), o estado físico, as temperaturas e as profundidades das camadas quase concêntricas, definidas por descontinuidades, que constituem o modelo da estrutura interna da Terra.
Situado sob a descontinuidade de Gutenberg, o núcleo, é constituído essencialmente por ferro e níquel, podendo conter algum silício e enxofre. Subdivide-se em núcleo externo (até 5.200 Km; 30,8% da massa da Terra; profundidade de 2.890 - 5.150 Km), supostamente líquido, como se deduz do comportamneto das ondas sísmicas, e núcleo interno (1,7% da massa de Terra; profundidade de 5.150 - 6.370 Km ), considerado como estando no estado sólido. A descontinuidade de Lehmann separa os dois meios.
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Esquema representando um mapa com os resultados de uma inversão tomográfica de uma secção do manto situada na região equatorial da Terra. As cores frias representam desvios positivos da velocidade das ondas sísmicas em profundidade, a partir de uma média radialmente simétrica. As cores quentes representam desvios negativos da velocidade das ondas sísmicas em profundidade. Sabendo que o manto tem uma composição aproximadamente constante, deduz-se que os desvios das velocidades resultam das diferenças de temperatura; com as cores frias para o manto rígido e as cores quentes para o manto plástico. A circunferência a tracejado corresponde a uma descontinuidade que se situa a cerca de 670 Km de profundidade; os limites das placas tectónicas estão representados a amarelo na região central do mapa index.
Para a medição das descontinuidades laterais é preciso fazer uma grande quantidade de medições sismográficas e, depois, usar a tomografia que é a reconstrução de uma imagem (mapa) a partir das projecções sismográficas e das zonas de sombra. Podemos fazer uma analogia entre a tomografia e o raio X usado pelos médicos. O raio X feito a um paciente a partir de diferentes direcções e reconstituído numa imagem única será análogo a uma tomografia de uma região terrestre.
terraestr1.gif
Secção esquemática representando um corte em profundidade ao longo do raio terrestre.
Crusta e litosfera - A crusta (crosta) terrestre é a zona mais superficial e de menor densidade (d=2,7 g/cm3 a 2,9 g/cm3). Com base na velocidade de propagação das ondas sísmicas, na crusta terrestre, os sismólogos chegaram aos seguintes resultados: à profundidade de cerca de 17 Km há uma variação na velocidade de propagação das ondas P e S, o que pressupõe a alteração das características do material e por conseguinte a existência de uma descontinuidade, designada descontinuidade de Conrad. Entre a superfície e a descontinuidade de Conrad a velocidade de propagação das ondas sísmicas é: Vp=5,6 Km/s e Vs=3,3 Km/s; a partir da descontinuidade de Conrad até à descontinuidade de Moho os valores são: Vp=6 a 7 Km/s e Vs=3,7 Km/s. Deste modo, a descontinuidade de Conrad subdivide a crusta continental em: crusta continental superior e crusta continental inferior. A primeira camada, também designada por Sial, devido ao predomínio do silício (Si) e do aluminio (Al), sendo constituída em grande parte por rochas do tipo geral do granito - camada granítica; a segunda, denominada Sima, por ser rica em silício (Si) e magnésio (Mg), deverá ser constituída por rochas da família do gabro e do tipo do basalto - camada basáltica. A crusta oceânica é formada por uma camada basáltica, com velocidades de propagação das ondas sísmicas do tipo P entre 4 a 5 Km/s, com cerca de 1 a 4 Km de espessura e pela camada oceânica, com velocidade de progação das ondas do tipo P entre 6 a 7 Km/s, com cerca de 5 a 6 Km de espessura. Quer a crusta continental, quer a oceânica, possuem na sua parte superior uma camada sedimentar de espessura variável. A litosfera, com espessura de aproxidamente 100 Km, engloba as rochas da crusta terrestre (continental e oceânica) e uma parte do manto superior, como uma unidade rígida. A litosfera é formada por um mosaico de placas rígidas e móveis - as placas litosféricas ou tectónicas.
astenosfera, representada na secção esquemática, entre os 400 e 650 Km de profundidade, com a cor verde claro, segue-se à litosfera, fazendo parte do manto superior, é uma zona plástica constituída por rochas fundidas. Na astenosfera as ondas propagam-se com uma velocidade menor do que na litosfera, o que leva alguns autores a designá-la por zona de baixas velocidades. A astenosfera constitui uma camada importante na mobilidade da litosfera, não só por ser constituída por materiais plásticos mas também por nela se desenvolverem as correntes de convexão, que trataremos no Tema Tectónica de placas.
manto inferior está separado da astenosfera pela descontinuidade de Repetti, prolonga-se até à base do núcleo (2.700 - 2.890 Km). A camada D" tem uma espessura calculada entre 200 e 300 Km e representa cerca de 4% da massa manto-crusta. Faz parte do manto inferior, acontecendo que descontinuidades sísmicas sugerem que a camada D" pode diferir quimicamente do manto inferior.
núcleo constitui a zona central, essencialmente formado por ferro e níquel e diferente da composição dos silicatos que o envolvem. Com base nas propriedades físicas, é posssível distinguir duas zonas:núcleo interno, sólido, e núcleo externo, líquido.
modestr3.gif
A estrutura interna da Terra segundo diferentes conceitos, de acordo com as diferentes características físicas consideradas.

sábado, 11 de fevereiro de 2017

Tectónica de Placas 4

A evidência adicional da expansão do fundo oceânico veio de uma fonte inesperada, a exploração do petróleo ao longo das margens continentais, nas plataformas marinhas. Quando as idades das amostras foram determinadas por métodos de datação paleontológica e isotópica (datação radiométrica - "absoluta"- ver Tempo Geológico), forneceram a evidência que faltava para provar a hipótese da expansão dos fundos oceânicos. Uma consequência profunda da expansão dos fundos oceânicos seria que a nova crusta oceânica, sendo, continuamente, criada ao longo das cristas oceânicas, implicava um grande aumento no tamanho da terra desde a sua formação. A maioria de geólogos sabem que a terra mudou pouco no tamanho desde sua formação há 4,6 bilhões de anos, levantando uma pergunta chave: como pode a nova crusta oceânica ser adicionada, continuamente, ao longo das cristas oceânicas sem aumentar o tamanho da terra? Esta pergunta intrigou, particularmente, Harry H. Hess e Robert S. Dietz. Hess formulou o raciocínio seguinte: se a crusta oceânica se expandia ao longo das cristas oceânicas, ela tinha de ser "consumida" noutros lugares da terra. Deste modo, sugeriu que a nova crusta oceânica espalhou-se, continuamente, afastada das cristas, segundo um movimento de transporte do tipo "correia". Milhões de anos mais tarde, a crusta oceânica desce, eventualmente, nasfossas oceânicas, onde seria "consumida". De acordo com Hess, enquanto o Oceano Atlântico estava a expandir-se o Oceano Pacífico estava a contrair-se. Assim, as ideias de Hess, davam uma explicação clara porque a terra não aumentava de tamanho.

subducção_ani.gif
Modelo animado da formação de uma fossa, subducção (consumo) de uma placa, formação de uma cadeia montanhosa e de vulcanismo associado


Durante o século 20, os cientistas chegaram à conclusão que os sismos (tremores de terra) tendem a concentrar-se em determinadas áreas, ao longo das fossas e das cristas oceânicas. Os sismologistas, começaram a identificar diversas zonas proeminentes dos tremores de terra. Estas zonas tornaram-se, mais tarde, conhecidas como zonas de Wadati-Benioff, ou simplesmente zonas de Benioff . Os dados permitiram que os sismologistas traçassem com precisão as zonas de concentração dos sismos de todo o planeta Terra.

zonas_sísmicas_planeta.gif
Mapa mostrando a concentração dos terremotos ao longo de zonas, estreitas e muito específicas (cristas e fossas), assinaladas por pontos e áreas tracejadas.

Mas qual era o significado da relação entre os sismos e as fossas e cristas oceânicas? O reconhecimento de tal conexão ajudou a confirmar a hipótese da expansão-consumo da crusta oceânica, localizando as zonas onde Hess tinha previsto que a crusta oceânica estava a ser gerada (ao longo das cristas) e as zonas aonde a litosfera se afunda para dentro do manto (abaixo das fossas). São zonas onde se geram e libertam quantidades de energia muito elevadas (Ver Estrutura da Terra).

terça-feira, 7 de fevereiro de 2017

sábado, 4 de fevereiro de 2017

Formação de Rochas 2





Basalto_1.jpg
Amostra de basalto.
basmicrofot.jpg
Microfotografia de uma lâmina delgada de basalto.

Alguns dos aspectos que devemos ter em consideração no estudo macroscópico (olho nu) das rochas são as dimensões (cristalinidade), a forma (granularidade) e o arranjo dos minerais constituintes. O conjunto destas características denomina-se textura. No caso das rochas extrusivas diz-se que a rocha apresenta textura afanítica.
As rochas extrusivas mais comuns são o basalto, andesito, riolito, traquito, fonólito, traquiandesito e traquibasalto. O basalto é uma das rochas cuja formação tem sido observada directamente pelo homem, em muitas ocasiões. As lavas com composição basáltica são as mais comuns. Não podemos esquecer que hoje, sempre que se dá uma erupção vulcânica, o homem, de forma directa ou indirecta, tem acesso aos mantos e/ou escoadas de lava, isto é, ao material em fusão que se gera no interior da crosta terrestre a profundidades que vão para além dos 100 quilómetros.
basalto é uma rocha bastante escura, compacta, por vezes com cavidades, apresentando alguns cristais desenvolvidos sobre a massa compacta. Esta massa compacta não pode ser estudada a olho nu nem á lupa, porque é constituída por cristais microscópicos. Logo o seu estudo terá de ser feito ao microscópio de luz polarizada, usando ampliações elevadas. Normalmente, os cristais que se observam a olho nu são de minerais como augites, olivinas e, por vezes, plagioclases. Os cristais microscópicos são, normalmente, plagioclases do tipolabradorite, piroxenas, magnetite e olivina.
Quando o arrefecimento da lava /magma derramado à superfície da crosta terrestre) é de tal modo brusco apenas se podem formar cristais microscópicos ou vidro vulcânico (matéria não cristalizada). Há rochas que a olho nu não temos duvidas em classificá-las como basaltos, contudo quando submetidas a exame microscópico, mostram, pela constituição mineralógica, serem diferentes de um verdadeiro basalto.
Vem agora a propósito fazermos uma breve referência a outras rochas vulcânicas, formadas, como o basalto, pela solidificação das lavas. Os andesitos são rochas mais ricas em sílica e menos escuras que os basaltos, sendo constituídas por minerais como quartzo, plagioclases e ferromagnesianos. Os fonólitos, cinzentos mais ou menos claros ou esverdeados, não são, muitas vezes, fáceis de distinguir dostraquitos, a não ser pela análise microscópica que permite identificar a presença de nefelina ou de outros silicatos "alcalinos"; formaram-se, como os traquitos, a partir de lavas de alta viscosidade e, por isso, podem apresentar-se com aspectos similares. Os riolitos são as rochas vulcânicas mais ricas em sílica ("ácidas), com minerais constituintes como o quartzo, os feldspatos alcalinos e ferromagnesianos, apresentando textura cristalina, por vezes vítrea no caso das obsidianas.
Os produtos que ascendem à superfície da Terra, devido à actividade vulcânica, não são apenas lavas. Estas, sob a forma de línguas ou escoadas incandescentes, derramam-se normalmente durante as fases mais tranquilas das erupções. Mas há, também em muitos casos,fases explosivas caracterizadas pela emissão de fragmentos lávicos, que recebem a designação geral de piroclastos. Conforme as suas dimensões, os piroclastos podem classificar-se em poeiras ou cinzas (de extrema finura), areias vulcânicasbagacina (ou lapilli) eblocos ou bombas, que são os fragmentos maiores. Um tópico comum nestes materiais é a porosidade. Não se trata em geral de pequenos poros, mas de cavidades com dimensões apreciáveis chamadas vacuolos. Os fragmentos muito vacuolares de lavas basálticas são as escórias e os de lavas mais claras (como traquitos e riolitos) são as pedras-pomes, que chegam a ser mais leves do que a água.
As rochas intrusivas ou plutónicas apresentam uma grande diversidade, contudo os granitos são as mais abundantes. Se percorrermos, em certa extensão, uma região granítica, verificamos que a granularidade das rochas graníticas é assaz variável, embora sejam sempre rochas cristalinas; sem falar nesses tipos formados por enormes cristais, no geral euédricos (com faces perfeitamente desenvolvidas), que são os pegmatitos graníticos, podemos estabelecer toda uma seriação desde granitos de grão grosso até granitos de grão fino. Osgranitos são constituídos, essencialmente, por minerais como o quartzo, as micas (biotite e/ou moscovite) e feldspatos. Segundo a natureza ou proporção relativa de certos constituintes, podem distinguir-se diversas variedades de granitos, tais como, granitos biotíticos, granitos moscovíticos, granitos de duas micas, granitos turmalínicos. A textura dos granitos é denominada, em termos gerais, por fanerítica (formada por grãos cristalinos que se distinguem uns dos outros a olho nu). Certos granitos oferecem uma textura particular: o feldspato forma grandes cristais, quase sempre alongados (prismáticos ou prismáticos tabulares), envolvidos pela fracção restante da rocha, em geral com grão médio ou grosso; são os granitos porfiróides, também chamados granitos dente-de-cavalo. O magma teve um arrefecimento lento sob pressão e os cristais tiveram condições físico-químicas para crescerem.
Nos granitos, minerais como as piroxenas são raras; pelo contrário, encontram-se, com certa frequência, turmalinas e anfibolas. Já noutras rochas granulares, como gabrosdioritos e sienitos, as piroxenas podem estar presentes, acompanhando, ou não, anfibolas e outros silicatos.
São vários os critérios que podem adoptar-se para a classificação das rochas intrusivas ou plutónicas. A textura, a composição química, a composição mineralógica, são alguns dos aspectos, isoladamente ou em conjunto, que podem servir de base para uma classificação das rochas plutónicas. De uma forma elementar passamos aos grandes grupos ou famílias de rochas magmáticas intrusivas. Para isso, vamos tomar como base os seguintes critérios: Separemos três grupos: 1. Rochas claras; 2. Rochas de cor intermédia; 3.Rochas escuras. 1. Deve incluir granitos, sienitos e sienitos nefelínicos, 2. Quartzo-dioritos e dioritos; 3. Gabros e rochas afins. Esta distinção, embora não muito rigorosa, serve os nossos objectivos. Dentro do grupo 1., procuremos observar se existe quartzo, ou nefelina, ou se não está presente nenhum destes dois minerais; a presença de quartzo indica um granito; a de nefelina indica um sienito nefelínico; a ausência de quartzo e nefelina indica um sienito. Dentro do grupo 2., a presença de quartzo permite distinguir os quartzos-dioritos dos dioritos. As rochas de cor escura ou muito escura (grupo 3.) são normalmente gabros, mas podem incluir outros tipos, tais como peridotitos, que são constituídos quase unicamente por minerais corados. 0 exame mais aprofundado das rochas das diversas famílias revelou que a natureza dos feldspatos é de valor capital para definir essas famílias.
Os sienitos têm como constituinte principal a ortóclase, geralmente associada a proporção variável de horneblenda, biotite ou augite. Distinguem-se dos granitos, essencialmente, pela ausência de quartzo.
No caso dos chamados sienitos nefelínicos, os minerais predominantes são, feldspatos, piroxenas ou anfibolas e a nefelina, mineral que lhe dá o nome.
Os dioritos têm como constituintes essenciais as plagioclases "sódicas" (andesina, oligoclase-andesina) e um ou mais minerais ferromagnesianos. Entre os elementos acessórios pode contar-se o quartzo. Dadas as diferenças de composição mineralógica distinguem-se facilmente dos granitos.
Os gabros apresentam como constituintes essenciais os minerais ferromagnesianos (piroxenas, horneblenda e por vezes olivina, ou associações destes) e plagioclases "cálcicas".
Assim, os feldspatos alcalinos são predominantes ou exclusivos nos granitos, sienitos e sienitos nefelínicos; feldspatos intermédios, em particular andesina, caracterizam os quartzo-dioritos e dioritos, enquanto nos gabros os feldspatos dominantes são mais cálcicos, em especial os dos tipos labradorite e bytownite. A determinação dos feldspatos exige técnicas especializadas. Por sua vez, as análises químicas provam, de modo directo, que a percentagem de sílica diminui quando se caminha dos granitos para os gabros, ao mesmo tempo que aumentam as percentagens de outros componentes químicos, como óxidos de cálcio, de magnésio e de ferro. Com certos tipos de rochas magmáticas intrusivas ligam-se jazigos minerais de grande importância.

Num mesmo maciço rochoso podemos encontrar associadas rochas de diferentes famílias, sem prejuízo de que haja preponderância de determinado tipo.
Não queremos deixar de dar uma pequena nota sobre a origem dos granitos, isto porque afirmamos, atrás, que o granito é uma rocha magmática intrusiva. É bem certo que muitas doutrinas apenas são aceitáveis em determinado período, de acordo com os factos averiguados nessa altura e com as ideias então predominantes. Assim aconteceu com o problema da origem do granito (e de outras rochas cristalinas e granulares). Acreditava-se, quase sem contestação, que essas rochas se formavam no interior da crosta, em consequência da solidificação e cristalização do magma; posteriormente, a rocha já consolidada teria irrompido até atingir a superfície da Terra, ou teria sido posta a nu pela acção dos agentes erosivos, ao removerem as rochas que a encobriam. Digamos que há factos que levam a aceitar que certos granitos possam ter outra origem, gerando-se em meio sólido, a partir de outras rochas (Exº rochas sedimentares), por meio de transformações complexas e prolongadas que se integram num grande processo geológico, chamado granitização. Com este problema relaciona-se um facto de observação corrente em algumas regiões graníticas: a passagem gradual do gnaisse (e mesmo de outras rochas) ao granito. Ora, como veremos, atribui-se ao gnaisse uma geração em meio essencialmente sólido. 0 que deixamos exposto não significa que não se continue a admitir origem magmática para certos maciços graníticos. A granitização está intimamente ligada com fenómenosmetamórficos, de que trataremos a seguir.
Obsidiana.jpg
Amostra de obsidiana.
Pedra_pomes.jpg
Amostra de pedra-pomes.
Traquito.jpg
Amostra de traquito.
Sienito.jpg
Amostra de sienito.
Andesito.jpg
Amostra de andesito.
Granito_porfiroide.jpg
Amostra de granito porfiróide.
gabro.jpg
Amostra de gabro.
Granito_1.jpg
Amostra de granito biotítico.

quarta-feira, 1 de fevereiro de 2017

Tipos de Lavas

As lavas, conforme a sua composição e o tipo de arrefecimento (lento ou rápido) a que foram submetidas, podem apresentar à superfície aspectos muito variados. Assim sendo, surgem 1) lavas encordoadas ou «pahoehoe» (designação havaiana), que se caracterizam pelo aspecto rugoso que apresentam; durante a consolidação, surge, em primeiro lugar, uma fina crosta superficial debaixo da qual a lava continua a fluir, enrugando-a e dando-lhe a forma final de um encordoamento; são típicas de erupções efusivas 2) lavas escoriáceas ou «aa» (designação havaiana), caracterizam-se por apresentarem uma superfície irregular, com saliências ponteagudas; têm origem em lavas viscosas, com elevada percentagem de gases, que solidificam rapidamente; são típicas de erupções explosivas e 3)lavas em almofada ou «pillow-lavas», caracterizam-se pelo seu aspecto tubular ou em rolos; são típicas dos derrames submarinos, sendo o seu aspecto resultante do rápido arrefecimento da lava em contacto com a água.

Lava encordoada
Lava encordoada ou «pahoehoe».
Lava encordoada
Lava encordoada ou «pahoehoe».
Lava escoriácea
Lava escoriácea ou «aa».
Lava escoriácea
Lava escoriácea ou «aa».
Lava em almofada
Lava em almofada ou «pillow-lava».
Lava em almofada
Lava em almofada ou «pillow-lava».
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