sexta-feira, 2 de novembro de 2007

DA VIDA E MORTE DOS DINOSSAUROS

Imagem do nascimento de estrelas a 12 bilhões de anos-luz da TerraA vida teve uma longa evolução, que começou há 6,5 bilhões de anos, Desde o Big Bang, a grande explosão que deu origem a Terra e ao Universo.

A vida começou na terra há 3,5 bilhões de anos, no periodo Arqueano. No começo, tudo na terra era rocha derretida, que, depois de algum tempo, se solidificou e formou a superficíe terrestre. Naquela época haviam muitas erupções vulcânicas, e por essa razão, a atmosfera da terra era tóxica.

Houve um grande periodo de chuvas, que durou milhões de anos, e as partes de terra que ficaram emersas formaram os continentes.

As primeiras formas de vida do planeta foram os Procariontes, formas de vida unicelares que continham DNA, a célula fundamental da vida. Depois dos Procariontes, vieram os Eucariontes que já eram organismos multicelures e mais complexos, continham um núcleo e organelas. Tempos depois, surgiram os vermes achatados e criaturas invertrebadas mais complexas, como os Trilobitas.

De pequenos seres chamados conodontes, surgiram os peixes, que se tornaram no Devoniano os donos dos mares, e que por alguma razão desconhecida, talvez em busca de alimentos ou para fugir de predadores, alguns peixes começaram a sair para a terra firme, e deram origem aos anfíbios que podiam andar na terra, mas necessitavam viver em pântanos pois não sobreviviam muito tempo fora da água.

Os anfíbios evoluiram aos répteis, que viviam sem dependência da água e dos répteis evoluiram os sinapsídeos, ancestrais dos mamíferos, que se permaneceram escondidos durante o longo reinado dos dinossauros até se tornarem os donos do mundo..

O Planeta Terra

Geologia

65 Ma Província geológica ██ Escudo ██ Plataforma ██ Orógeno ██ Bacia ██ Província ígnea de grandes dimensões ██ Crosta ">65 Ma Província geológica ██ Escudo ██ Plataforma ██ Orógeno ██ Bacia ██ Província ígnea de grandes dimensões ██ Crosta " v:shapes="_x0000_i1025" border="0" height="159" width="300">

Províncias geológicas mundiais
Crosta oceânica

██ 0-20 Ma

██ 20-65 Ma

██ >65 Ma

Província geológica

██ Escudo

██ Plataforma

██ Orógeno

██ Bacia

██ Província ígnea de grandes dimensões

██ Crosta

Geologia, do grego γη- (ge-, "a terra") e λογος (logos, "palavra", "razão"), é a ciência que estuda a Terra, sua composição, estrutura, propriedades físicas, história e os processos que lhe dão forma. É uma das Ciências da Terra. A Geologia foi essencial para determinar a idade da Terra, que se julga ser cerca de 4.6 biliões de anos e a desenvolver a teoria que afirma que a litosfera terrestre se encontra fragmentada em várias placas tectónicas que se deslocam sobre o manto superior fluido e viscoso (astenosfera) de acordo com um conjunto de processos denominado tectónica de placas. O geólogo ajuda a localizar e a gerir os recursos naturais, como o petróleo e o carvão, assim como metais como o ferro, cobre e urânio, por exemplo. Muitos outros materiais possuem interesse económico: as gemas, bem como muitos minerais com aplicação industrial, como asbesto, pedra pomes, perlita, mica, zeólitos, argilas, quartzo ou elementos como o enxofre e cloro.

A Astrogeologia é o termo usado para designar estudos similares de outros corpos do sistema celestes.

A palavra "geologia" foi usada pela primeira vez por Jean-André Deluc em 1778, sendo intoduzida de forma definitiva por Horace-Bénédict de Saussure em 1779.

A Geologia relaciona-se directamente com muitas outras ciências, em especial com a Geografia, e Astronomia. Por outro lado a Geologia serve-se de ferramentas fornecidas pela Química, Física e Matemática, entre outras, enquanto que a Biologia e a Antropologia servem-se da Geologia para dar suporte a muitos dos seus estudos.

História

Na China, Shen Kua (1031 - 1095) formulou uma hipótese de explicação da formação de novas terras, baseando-se na observação de conchas fósseis de um estrato numa montanha localizada a centenas de quilómetros do oceano. O sábio chinês defendia que a terra formava-se a partir da erosão das montanhas e pela deposição de silte.

A obra, Peri lithon, de Teofrasto (372-287), estudante de Aristóteles permaneceu por milénios como obra de referência na ciência. A sua interpretação dos fósseis apenas foi revogada após a Revolução científica. A sua obra foi traduzida para latim, bem como para outras línguas europeias.

O médico Georg Agricola (1494-1555) escreveu o primeiro tratado sobre mineração e metalurgia, De re metallica libri XII 1556 no qual se podia encontrar um anexo sobre as criaturas que habitavam o interior da Terra (Buch von den Lebewesen unter Tage). A sua obra cobria temas como a energia eólica, hidrodinâmica, transporte e extracção de minerais, como o alumínio e enxofre.

Nicolaus Steno (1638-1686) foi o autor de vários princípios da geologia como o princípio da sobreposição das camadas, o princípio da horizontalidade original e o princípio da continuidade lateral, três princípios definidores da Estratigrafia.

O Geólogo, Pintura do séc. XIX por Carl Spitzweg.

O Geólogo, Pintura do séc. XIX por Carl Spitzweg.

James Hutton é visto frequentemente como o primeiro geólogo moderno. Em 1785 apresentou uma teoria intitulada Teoria da Terra (Theory of the Earth) à Sociedade Real de Edimburgo. Na sua teoria, explicou que a Terra será muito mais antiga do que tinha sido suposto previamente, a fim de permitir "que houvesse tempo para para ocorrer erosão das montanhas de forma a que os sedimentos originassem novas rochas no fundo do mar, que ulteriormente foram levantadas e constituíram os continentes." Hutton publicou uma obra com dois volumes acerca desta teorias em 1795.

Em 1811 George Cuvier e Alenxandre Brongniart publicaram a sua teoria sobre a idade da Terra, baseada na descoberta, por Cuvier, de ossos de elefante em Paris. Para suportar a sua teoria os autores formularam o princípio da sucessão estratigráfica.

Em 1830 Sir Charles Lyell publicou pela primeira vez a sua famosa obra Princípios da Geologia, publicando contínuas revisões até à sua morte em 1875. Lyell promoveu com sucesso durante a sua vida a doutrina do uniformitarismo, que defende que os processos geológicos são lentos e ainda ocorrem nos dias hoje. No sentido oposto, a teoria do catastrofismo defendia que as estruturas da Terra formavam-se em eventos catastróficos únicos, permanecendo inalteráveis após esses acontecimentos.

Durante o século XIX a geologia debateu-se com a questão da idade da Terra. As estimativas variavam entre alguns milhões e os 100.000 biliões de anos. No século XX o maior avanço da geologia foi o desenvolvimento da teoria da tectónica de placas nos anos 60. A teoria da deriva dos continentes foi inicialmente proposta por Alfred Wegener e Arthur Holmes em 1912, mas não foi totalmente aceite até a teoria da tectónica de placas ser desenvolvida.

Campos da geologia e disciplinas relacionadas

Uma descrição ilustrada de um sinclinal e anticlinal frequentemente estudados na Geologia estrutural e Geomorfologia.

Uma descrição ilustrada de um sinclinal e anticlinal frequentemente estudados na Geologia estrutural e Geomorfologia.

Importantes princípios da geologia

Existem importantes princípios na geologia que, por exemplo, nos permitem saber a idade relativa dos estratos a partir da sua disposição no terreno.

Princípio da Sobreposição das Camadas

Segundo este princípio em qualquer sequência a camada mais jovem é aquela que se encontra no topo da sequência. As camadas inferiores são progressivamente mais antigas. Este princípio pode ser aplicado em depósitos sedimentares formados por acresção vertical, mas não naqueles em que a acresção é lateral (por exemplo em terraços fluviais). O princípio da sobreposição das camadas é válido para as rochas sedimentares e vulcânicas que se formam por acumulação vertical de material, mas não pode ser aplicado a rochas intrusivas e deve ser aplicado com cautela às rochas metamórficas.

Princípio da Horizontalidade Original

O princípio da horizontalidade original afirma que a deposição de sedimentos ocorre em leitos hotizontais. A observação de sedimentos marinhos e não marinhos numa grande variedade de ambientes suporta a generalização do princípio.

Princípio das Relações de Corte

Este princípio, introduzido por James Hutton, afirma que uma rocha ígnea intrusiva ou falha que corte uma sequência de rochas, é mais jovem que as rochas por ela cortadas. Esse princípio permite a datação relativa de eventos em rochas metamórficas, ígneas e sedimentares, sendo fundamental para o trabalho em terrenos orogênicos jovens e antigos. Este princípio é válido para qualquer tipo de rocha cortada por umas das estruturas acima relacionadas.

Princípio dos Fragmentos Inclusos

Este princípio de datação relativa diz que os fragmentos de rochas inclusas em corpos ígneos (intrusivos ou não) são mais antigos que as rochas ígneas nas quais estão inclusos. Este princípio, juntamente com o princípio das relações de corte, é fundamental em áreas formadas por grandes corpos intrusivos permitindo a datação relativa não só de rochas estratificadas, mas também de rochas ígneas e metamórficas.

Princípio da Sucessão Faunística

O Princípio da Sucessão Faunística diz que os grupos de fósseis (animal ou vegetal) ocorrem no registro geológico segundo uma ordem determinada e invariável, de modo que, se esta ordem é conhecida, é possível determinar a idade relativa entre camadas a partir de seu conteúdo fossilífero. Esse princípio, inicialmente utilizado como um instrumento prático, foi posteriormente explicado pela Teoria da Evolução de Charles Darwin. Diversos períodos marcados por extinção de grande parte do conteúdo fossilífero são conhecidos na história da Terra e levaram ao desenvolvimento da Teoria do Catastrofismo.

No começo, tudo na terra era rocha derretida, que, depois de algum tempo, se solidificou e formou a superficíe terrestre. Naquela época haviam muitas erupções vulcânicas, e por essa razão, a atmosfera da terra era tóxica. Houve um grande periodo de chuvas, que durou milhões de anos, e as partes de terra que ficaram emersas formaram os continentes.

A litosfera terrestre se encontra fragmentada em várias placas tectónicas que se deslocam sobre o manto superior fluido e viscoso (astenosfera) de acordo com um conjunto de processos denominado tectónica de placas

Tectónica de placas

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As placas tectónicas da Terra foram cartografadas na segunda metade do século XX

As placas tectónicas da Terra foram cartografadas na segunda metade do século XX

Tectónica de placas (do grego τεκτονικός relativo à construção) é uma teoria da geologia, desenvolvida para explicar o fenómeno da deriva continental, sendo a teoria actualmente com maior aceitação entre os cientistas que trabalham nesta área. Na teoria da tectónica de placas a parte mais exterior da Terra está composta de duas camadas: a litosfera, que inclui a crusta e a zona solidificada na parte mais externa do manto, e a astenosfera que inclui a parte mais interior e viscosa do manto. Numa escala temporal de milhões de anos, o manto parece comportar-se como um líquido super-aquecido e extremamente viscoso, mas em resposta a forças repentinas, como os terramotos, comporta-se como um sólido rígido.

A teoria da tectónica de placas surgiu a partir da observação de dois fenómenos geológicos distintos: a deriva continental, identificada no início do século XX e a expansão dos fundos oceânicos, detectada pela primeira vez na década de 1960. A teoria propriamente dita foi desenvolvida no final dos anos 60 e desde então tem sido universalmente aceite pelos cientistas, tendo revolucionado as Ciências da Terra (comparável no seu alcance com o desenvolvimento da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica quântica na Física).

Princípios chave

A divisão do interior da Terra em litosfera e astenosfera baseia-se nas suas diferenças mecânicas. A litosfera é mais fria e rígida, enquanto que a astenosfera é mais quente e mecanicamente mais fraca. Esta divisão não deve ser confundida com a subdivisão química da Terra, do interior para a superfície, em: núcleo, manto e crusta.

Placas tectónicas

O princípio chave da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectónicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direcções.

Abaixo listam-se as principais placas tectónicas, existindo ainda várias numerosas placas menores.

As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comummente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões activos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e activa. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante.

As placas tectónicas podem incluir crusta continental ou crusta oceânica, sendo que, tipicamente, uma placa contém os dois tipos. Por exemplo, a placa Africana inclui o continente africano e parte dos fundos marinhos do Atlântico e do Índico. A parte das placas tectónicas que é comum a todas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crustas continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crusta a litosfera.

A distinção entre crusta continental e crusta oceânica baseia-se na diferença de densidades dos materiais que constituem cada uma delas; a crusta oceânica é mais densa devido às diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício. A crusta oceânica é mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto que a crusta continental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos densos).

Como consequência, a crusta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por exemplo, a maior parte da placa do Pacífico), enquanto que a crusta continental se situa acima daquele nível (ver isostasia para uma explicação deste princípio).

Tipos de limites de placas

Os três tipos de limites de placas.

Os três tipos de limites de placas.

São três os tipos de limites de placas, caracterizados pelo modo como as placas se deslocam umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tipos de fenómenos de superfície:

Há limites de placas cuja situação é mais complexa, nos casos em que três ou mais placas se encontram, ocorrendo então uma mistura dos três tipos de limites anteriores.

Limites transformantes ou conservativos

O movimento lateral esquerdo ou direito entre duas placas ao longo de uma falha transformante pode produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido à fricção, as placas não podem pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, a tensão acumula-se em ambas placas e quando atinge um nível tal, em qualquer um dos lados da falha, que excede a força de atrito entre as placas, a energia potencial acumulada é libertada sob a forma de movimento ao longo da falha. As quantidades maciças de energia libertadas neste processo são causa de terramotos, um fenómeno comum ao longo de limites transformantes.

Um bom exemplo deste tipo de limite de placas é o complexo da falha de Santo André, localizado na costa oeste da América do Norte o qual faz parte de um complexo sistema de falhas desta região. Neste local, as placas do Pacífico e norte-americana movem-se relativamente uma à outra, com a placa do Pacífico a mover-se na direcção noroeste relativamente à América do Norte. Dentro de aproximadamente 50 milhões de anos, a parte da Califórnia situada a oeste da falha será uma ilha, próxima do Alasca.

Deve salientar-se que a verdadeira direcção de movimento das placas que se encontram numa falha transformante como a de Santo André, muitas vezes não coincide com o seu movimento relativo na zona de falha. Por exemplo, segundo os dados obtidos a partir de medições efectuadas por GPS, a placa norte-americana move-se para sudoeste quase perpendicularmente à placa do Pacífico enquanto esta se move mais em direcção a oeste relativamente ao movimento para noroeste ao longo da falha de Santo André [1]. As forças compressivas resultantes são dissipadas por soerguimentos na maior zona de falha. Os dobramentos presentes nesta zona, bem como a própria falha de Santo André no sul da Califórnia, são o provavelmente resultado de estiramento crustal na região da Grande Bacia, sobreposto ao movimento global da placa norte-americana. Alguns geólogos especulam sobre o possível desenvolvimento de um rift na Grande Bacia, uma vez que a crusta nesta zona está a adelgaçar-se de forma mensurável.

Limites divergentes ou construtivos

Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço produzido por este afastamento preenchido com novo material crustal, de origem magmática. A origem de novos limites divergentes é por alguns associada com os chamados pontos quentes. Nestes locais, células de convecção de grandes dimensões transportam grandes quantidades de material astenosférico quente até próximo da superfície e pensa-se que a sua energia cinética poderá ser suficiente para produzir a fracturação da litosfera. O ponto quente que terá dado início à formação da dorsal meso-atlântica situa-se actualmente sob a Islândia; esta dorsal encontra-se em expansão à velocidade de vários centímetros por século.

Na litosfera oceânica, os limites divergentes são típicos da dorsal oceânica, incluindo a dorsal meso-atlântica e a dorsal do Pacífico oriental; na litosfera continental estão tipificados pelas zonas de vale de rift como o Grande Vale do Rift da África Oriental. Os limites divergentes podem criar zonas de falhamento maciço no sistema de dorsais oceânicas. A velocidade de expansão nestas zonas geralmente não é uniforme; em zonas em que blocos adjacentes da dorsal se deslocam com velocidades diferentes, ocorrem grandes falhas transformantes. Estas zonas de fractura, muitas delas designadas por um nome próprio, são uma das principais origens dos terramotos submarinos. Um mapa do fundo oceânico mostra um estranho padrão de estruturas constituídas de blocos separadas por estruturas lineares perpendiculares ao eixo da dorsal. Se olharmos para o fundo oceânico entre estas zonas de fractura como se de uma banda transportadora se tratasse, a qual afasta a crista de cada um dos lados do rift da zona média em expansão, este processo torna-se mais evidente. As cristas dispostas paralelamente ao eixo de rift encontram-se situadas a maior profundidade e mais afastadas do eixo, quanto mais antigas forem (devido em parte à contracção térmica e à subsidência).

Foi nas dorsais oceânicas que se encontrou uma das evidências chave que forçou a aceitação da hipótese de expansão dos fundos oceânicos. Levantamentos aeromagnéticos (medições do campo magnético terrestre a partir de um avião), mostraram um estranho padrão de inversões magnéticas em ambos lados das cristas e simétricas em relação aos eixos destas. O padrão era demasiado regular para ser apenas uma coincidência, uma vez que as faixas de cada um dos lados das dorsais tinham larguras idênticas. Havia cientistas que tinham estudado as inversões dos pólos magnéticos na Terra e fez-se então a ligação entre os dois problemas. A alternância de polaridades naquelas faixas tinha correspondência directa com as inversões dos pólos magnéticos da Terra. Isto seria confirmado através da datação de rochas provenientes de cada uma das faixas. Estas faixas fornecem assim um mapa espacio-temporal da velocidade de expansão e das inversões dos pólos magnéticos.

Há pelo menos uma placa que não está associada a qualquer limite divergente, a placa das Caraíbas. Julga-se que terá tido origem numa crista sob o Oceano Pacífico, entretanto desaparecida, e mantém-se ainda assim em movimento, segundo medições feitas com GPS. A complexidade tectónica desta região continua a ser objecto de estudo.

Limites convergentes ou destrutivos

A natureza de um limite convergente depende do tipo de litosfera que constitui as placas em presença. Quando a colisão ocorre entre uma densa placa oceânica e uma placa continental de menor densidade, geralmente a placa oceânica mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção. À superfície, a expressão topográfica deste tipo de colisão é muitas vezes uma fossa, no lado oceânico e uma cadeia montanhosa do lado continental. Um exemplo deste tipo de colisão entre placas é a área ao longo da costa ocidental da América do Sul onde a placa de Nazca, oceânica, mergulha sob a placa Sul-americana, continental. À medida que a placa subductada mergulha no manto, a sua temperatura aumenta provocando a libertação dos compostos voláteis presentes (sobretudo vapor de água). À medida que esta água atravessa o manto da placa sobrejacente, a temperatura de fusão desta baixa, resultando na formação de magma com grande quantidade de gases dissolvidos. Este magma pode chegar à superfície na forma de erupções vulcânicas, formando longas cadeias de vulcões para lá da plataforma continental e paralelamente a ela. A cadeia montanhosa dos Andes apresenta vulcões deste tipo em grande número. Na América do Norte, a cadeia de montanhas de Cascade, que se estende para norte a partir da Sierra Nevada na Califórnia, é também deste tipo. Este tipo de vulcões caracteriza-se por apresentar alternância de períodos de dormência com erupções pontuais que se iniciam com a expulsão explosiva de gases e partículas finas de cinzas vulcânicas vítreas, seguida de uma fase de reconstrução com magma quente. A totalidade do limite da placa do Pacífico apresenta-se cercada por longas cadeias de vulcões, conhecidos colectivamente como Círculo de Fogo do Pacífico.

Onde a colisão se dá entre duas placas continentais, ou elas se fragmentam e se comprimem mutuamente ou uma mergulha sob a outra ou (potencialmente) sobrepõe-se à outra. O efeito mais dramático deste tipo de limite pode ser visto na margem norte da placa Indiana. Parte desta placa está a ser empurrada por baixo da placa Euroasiática, provocando o levantamento desta última, tendo já dado origem à formação dos Himalaias e do planalto do Tibete. Causou ainda a deformação de partes do continente asiático a este e oeste da zona de colisão.

Quando há convergência de duas placa de crusta oceânica, tipicamente ocorre a formação de um arco insular, à medida que uma placa mergulha sob a outra. O arco é formado a partir de vulcões que eruptam através da placa sobrejacente à medida que se dá a fusão da placa mergulhante. A forma de arco aparece devido à esfericidade da superfície terrestre. Ocorre ainda a formação de uma profunda fossa submarina em frente a estes arcos, na zona em que o bloco descendente se inclina para baixo. Bons exemplos deste tipo de convergência de placas são as ilhas do Japão e as Ilhas Aleutas, no Alasca.

Oceânico / Continental

Oceânico / Continental

Continental / Continental

Continental / Continental

Oceânico / Oceânico

Oceânico / Oceânico

Nem todos os limites de placas podem ser definidos. Alguns são largas faixas cujo movimento ainda é mal conhecido pelos cientistas. Um exemplo é o limite mediterrânico-alpino que envolve duas placas principais e várias microplacas.

Causas do movimento das placas

Movimento das placas baseado em dados de satélites GPS (NASA) JPL. Os vectores mostram a direcção e a magnitude do movimento.

Movimento das placas baseado em dados de satélites GPS (NASA) JPL. Os vectores mostram a direcção e a magnitude do movimento.

Conforme foi referido acima, as placas movem-se graças à fraqueza relativa da astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária para produzir este movimento seja a dissipação de calor a partir do manto. Imagens tridimensionais do interior da Terra (tomografia sísmica), mostram a ocorrência de fenómenos de convecção no manto (Tanimoto 2000). A forma como estes fenómenos de convecção estão relacionados com o movimento das placas é assunto de estudos em curso bem como de discussão. De alguma forma, esta energia tem de ser transferida para a litosfera de forma a que as placas se movam. Há essencialmente duas forças que o podem conseguir: o atrito e a gravidade.

Atrito

Atrito do manto: as correntes de convecção do manto são transmitidas através da astenosfera; o movimento é provocado pelo atrito entre a astenosfera e a litosfera.

Sucção nas fossas: correntes de convecção locais exercem sobre as placas uma força de arrasto friccional, dirigida para baixo, em zonas de subducção nas fossas oceânicas.

Gravidade

Ridge-push: O movimento das placas é causado pela maior elevação das placas nas cristas meso-oceânicas. A maior elevação é causada pela relativamente baixa densidade do material quente em ascensão no manto. A verdadeira força produtora de movimento é esta ascensão e a fonte de energia que a sustenta. No entanto é difícil explicar a partição dos continentes a partir desta ideia.

Slab pull: o movimento das placas é causado pelo peso das placas frias e densas, afundando-se nas fossas. Há evidências consideráveis de que ocorre convecção no manto. A ascensão de materiais nas cristas meso-oceânicas é quase de certeza parte desta convecção. Alguns modelos mais antigos para a tectónica de placas previam as placas sendo levadas por células de convecção, como em bandas transportadoras. Porém, hoje em dia, a maior parte dos cientistas acredita que a astenosfera não é suficientemente forte para produzir o movimento por fricção. Pensa-se que o arrasto causado por blocos será a força mais importante aplicada sobre as placas. Modelos recentes mostram que a sucção nas fossas também tem um papel importante. No entanto, é de notar que a placa norte-americana, não sofre subducção em parte alguma e ainda assim move-se. O mesmo se passa com as placas africana, euroasiática e da Antártida. As forças que realmente estão por detrás do movimento das placas bem como a fonte de energia por detrás delas continuam a ser tópicos de aceso debate e de investigações em curso.

Atrito lunar: num estudo publicado em Janeiro-Fevereiro de 2006 no boletim da Geological Society of America, uma equipa de cientistas italianos e estado-unidenses defende a tese de que uma componente do movimento para oeste das placas tectónicas é devida ao efeito de maré produzido pela atracção da Lua. À medida que a Terra gira para este, segundo eles, a gravidade da Lua vai pouco a pouco puxando a camada superficial da Terra de volta para oeste. Isto poderá também explicar porque é que Vénus e Marte não têm placas tectónicas, uma vez que Vénus não tem luas e as luas de Marte são demasiado pequenas para produzirem efeitos de maré sobre este planeta [2]. Ainda assim, não se trata de uma ideia nova. Foi pela primeira vez avançada pelo "pai" da hipótese da tectónica de placas, Alfred Wegener e desafiada pelo físico Harold Jeffreys que calculou que a magnitude do atrito provocado pelo efeito de maré que seria necessária, teria causado a paragem da rotação da Terra há muito tempo. De notar também que muitas das placas na realidade movem-se para norte e este, não para oeste.

O movimento das placas é medido directamente pelo sistema GPS.

Super continentes

Ao longo do tempo o movimento das placas tem causado a formação e separação de continentes, incluindo a formação ocasional de um super continente contendo todos ou quase todos os continentes. O super continente Rodínia terá sido formado há cerca de 1000 milhões de anos contendo todos ou quase todos os continentes da Terra, tendo-se fragmentado em oito continentes há cerca de 600 milhões de anos. Posteriormente, estes oito continentes voltaram a formar um outro super continente chamado Pangea. Este super continente acabaria por dividir-se em dois, Laurasia (que daria origem à América do Norte e Eurásia) e Gondwana (que daria origem aos restantes continentes actuais).

História e impacto

Deriva continental

A deriva continental foi uma das muitas ideias sobre tectónica propostas no final do século XIX e princípios do século XX. Esta teoria foi substituída pela tectónica de placas e os seus conceitos e dados igualmente incorporados nesta.

Em 1915 Alfred Wegener foi o primeiro a produzir argumentos sérios sobre esta ideia, na primeira edição de The origin of continents and oceans. Nesta obra ele salientava que a costa oriental da América do Sul e a costa ocidental de África pareciam ter estado unidas antes. No entanto, Wegener não foi o primeiro a fazer esta sugestão (precederam-no Francis Bacon, Benjamin Franklin e Antonio Snider-Pellegrini), mas sim o primeiro a reunir significativas evidências fosseis, paleo-topográficas e climatológicas que sustentavam esta simples observação. Porém, as suas ideias não foram levadas a sério por muitos geólogos, que realçavam o facto de não existir um mecanismo que parecesse ser capaz de causar a deriva continental. Mais concretamente, eles não entendiam como poderiam as rochas continentais cortar através das rochas mais densas da crusta oceânica.

Em 1947 uma equipa de cientistas liderada por Maurice Ewing a bordo do navio de pesquisa oceanográfica Atlantis da Woods Hole Oceanographic Institution, confirmou a existência de uma elevação no Oceano Atlântico central e descobriu que o fundo marinho por baixo da camada de sedimentos era constituído por basalto e não granito, rocha comum nos continentes. Descobriram também que a crusta oceânica era muito mais delgada que a crusta continental. Estas descobertas levantaram novas e intrigantes questões[3].

A partir da década de 1950 os cientistas, utilizando instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados de aeronaves desenvolvidas durante a Segunda Guerra Mundial para a detecção de submarinos, começaram a aperceber-se de estranhas variações do campo magnético ao longo dos fundos marinhos. Esta descoberta, apesar de inesperada, não era inteiramente surpreendente pois sabia-se que o basalto – uma rocha vulcânica rica em ferro - contém magnetite, um mineral fortemente magnético, podendo em certos locais causar distorção nas leituras de bússolas. Esta distorção já era conhecida dos marinheiros islandeses desde o século XVIII. Mais importante ainda, uma vez que a magnetite dá ao basalto propriedades magnéticas mensuráveis, estas recém-descobertas variações magnéticas forneciam um novo meio de estudar os fundos marinhos. Quando se dá o arrefecimento de rochas portadoras de minerais magnéticos, estes orientam-se segundo o campo magnético terrestre existente nesse momento.

À medida que na década de 1950 se procedia à cartografia de cada vez maiores extensões de fundos marinhos, estas variações magnéticas deixaram de parecer isoladas e aleatórias, antes revelando padrões reconhecíveis. Quando se fez o levantamento destes padrões magnéticos numa área bastante alargada, o fundo do oceano mostrou um padrão de faixas alternantes. Estas faixas alternantes de rochas magneticamente diferentes estavam dispostas em linhas em cada um dos lados da dorsal oceânica e paralelamente a esta: uma faixa com polaridade normal e a faixa adjacente com polaridade invertida.

Quando os estratos rochosos das bordaduras de continentes separados são muito similares, isto sugere que estas rochas se formaram todas da mesma maneira, implicando que inicialmente se encontravam juntas. Por exemplo, algumas partes da Escócia contêm rochas muito similares às encontradas no leste da América do Norte. Além disso, os Montes Caledonianos da Europa e partes dos Montes Apalaches da América do Norte são muito semelhantes estrutural e litologicamente.

Continentes flutuantes

O conceito dominante era o de que existiam camadas estratificadas e estáticas sob os continentes. Cedo se observou que apesar de nos continentes aparecer granito, os fundos marinhos pareciam ser constituídos por basalto, mais denso. Parecia pois, que uma camada de basalto estava subjacente às rochas continentais.

Porém, baseando-se em anomalias na deflexão de fios de prumo causadas pelos Andes no Peru, Pierre Bouguer deduziu que as montanhas, menos densas, teriam que ter uma projecção na camada subjacente, mais densa. A ideia de que as montanhas têm "raízes" foi confirmada cem anos mais tarde por George Biddell Airy, enquanto estudava o campo gravítico nos Himalaias, tendo estudos sísmicos posteriores detectado as correspondentes variações de densidade.

Em meados da década de 1950 permanecia sem resposta a questão sobre se as montanhas estavam ancoradas em basalto ou flutuando como icebergs.

Teoria da tectónica de placas

Durante a década de 1960 fizeram-se grandes progressos e mais foram despoletados por várias descobertas, sobretudo a da dorsal meso-atlântica. Salienta-se a publicação, em 1962, de uma comunicação do géologo americano Harry Hess (Robert S. Dietz publicou a mesma ideia um ano antes na revista Nature. No entanto a prioridade deve ser dada a Hess, pois ele distribuiu um manuscrito não publicado do seu artigo de 1962, em 1960). Hess sugeriu que os continentes não se moveriam através da crusta oceânica (como sugerido pela deriva continental) mas que uma bacia oceânica e o continente adjacente moviam-se conjuntamente numa mesma unidade crustal ou placa. Nesse mesmo ano, Robert R. Coats do U.S. Geological Survey descreveu as principais características da subducção no arco insular das Ilhas Aleutas. Esta sua publicação, ainda que pouco notada na altura (tendo sido até ridicularizada), tem sido de então para cá considerada como seminal e presciente. Em 1967, Jason Morgan propôs que a superfície da Terra consiste de 12 placas rígidas que se movem umas em relação às outras. Dois meses mais tarde, em 1968, Xavier Le Pichon publicou um modelo completo baseado em 6 placas principais com os seus movimentos relativos.

Expansão dos fundos oceânicos

Alternância de polaridade magnética nos fundos oceânicos.

Alternância de polaridade magnética nos fundos oceânicos.

A descoberta da alternância de polaridade magnética das rochas dos fundos marinhos e da sua simetria relativamente às cristas meso-oceânicas sugeria uma relação. Em 1961, os cientistas começaram a teorizar que as cristas meso-oceânicas corresponderiam a zonas estruturalmente débeis onde o fundo oceânico estava a ser rasgado em dois segundo o comprimento ao longo da crista. O magma fresco proveniente das profundezas do interior da Terra sobe facilmente através destas zonas de fraqueza e eventualmente flui ao longo das cristas criando nova crusta oceânica. Este processo, mais tarde designado por expansão dos fundos oceânicos, em funcionamento há muitos milhões de anos é o responsável pela criação dum sistema de dorsais oceânicas com uma extensão próxima de 50 000 km. Esta hipótese era apoiada por vários tipos de observações:

  • nas cristas ou nas suas proximidades, as rochas são muito jovens, tornando-se mais antigas à medida que nos afastamos delas;
  • as rochas mais jovens presentes nas cristas apresentam sempre a polaridade actual (normal);
  • faixas de rocha paralelas às cristas com alternância de polaridade magnética (normal-inversa-normal…) sugerem que o campo magnético da Terra tem sofrido muitas inversões ao longo do tempo.

Ao explicar quer o padrão de alternância de polaridade das rochas, quer ainda a construção do sistema de dorsais meso-oceânicas, a hipótese da expansão dos fundos oceânicos ganhou adeptos e representou mais um grande avanço no desenvolvimento da teoria da tectónica de placas. Mais ainda, a crusta oceânica passou a ser vista como um registo magnético natural da história das inversões do campo magnético terrestre.

A descoberta da subducção

Uma importante consequência da expansão dos fundos oceânicos era que nova crusta estava a ser (e é-o ainda hoje), formada ao longo das cristas das dorsais oceânicas. Esta ideia caiu nas graças de alguns cientistas que afirmaram que a deslocação dos continentes pode ser facilmente explicada por um grande aumento do tamanho da Terra desde a sua formação. Porém, esta chamada teoria da Terra expandida, não era satisfatória pois os seus defensores não podiam apontar um mecanismo geológico convincentemente capaz de produzir tão súbita e enorme expansão. A maioria dos geólogos acredita que o tamanho da Terra terá variado muito pouco ou mesmo nada desde a sua formação há 4.6 biliões de anos, levantando assim uma nova questão: como pode ser continuamente adicionada nova crusta ao longo das cristas oceânicas, sem aumentar o tamanho da Terra?

Esta questão intrigou particularmente Harry Hess, geólogo da Universidade de Princeton e contra-almirante na reserva e ainda Robert S. Dietz, um cientista do U.S. Coast and Geodetic Survey, que havia sido o primeiro a utilizar o termo expansão dos fundos oceânicos. Dietz e Hess estavam entre os muito poucos que realmente entendiam as implicações da expansão dos fundos oceânicos. Se a crusta da Terra se expandia ao longo das cristas oceânicas, teria que estar a encolher noutro lado, raciocinou Hess. Sugeriu então que a nova crusta oceânica se espalhava continuamente a partir das cristas oceânicas. Muitos milhões de anos mais tarde, essa mesma crusta oceânica acabará eventualmente por afundar-se nas fossas oceânicas – depressões muito profundas e estreitas ao longo das margens da bacia do Pacífico. Segundo Hess, o Oceano Atlântico encontrava-se em expansão enquanto o Oceano Pacífico estava em retracção. Enquanto a crusta oceânica antiga era consumida nas fossas, novo magma ascendia e eruptava ao longo das cristas em expansão, formando nova crusta. Com efeito, as bacias oceânicas estavam perpetuamente a ser "recicladas", com a criação de nova crusta e a destruição de antiga crusta oceânica a ocorrerem simultaneamente. Assim, as ideias de Hess explicavam claramente porque é que a Terra não aumenta de tamanho com a expansão dos fundos oceânicos, porque é tão pequena a acumulação de sedimentos nos fundos oceânicos e porque é que as rochas oceânicas são muito mais jovens que as rochas continentais.

Cartografando terramotos

Mapa mostrando a distribuição da actividade tectónica (tectonismo e vulcanismo)

Mapa mostrando a distribuição da actividade tectónica (tectonismo e vulcanismo)

Durante o século XX, as melhorias na instrumentação sísmica e o uso mais disseminado pelo mundo de instrumentação de registo de terramotos (sismógrafos), permitiu aos cientistas descobrir que os terramotos tendem a concentrar-se em determinadas zonas, sobretudo ao longo das fossas oceânicas e das cristas expansivas. No final da década de 1920, os sismólogos começavam a identificar várias zonas sísmicas paralelas às fossas, com uma inclinação típica entre 40 e 60º a partir da horizontal e que se estendiam por várias centenas de quilómetros em direcção ao interior da Terra. Estas zonas tornaram-se mais tarde conhecidas com zonas de Wadati-Benioff, em honra dos sismólogos que as identificaram pela primeira vez, Kiyoo Wadati do Japão e Hugo Benioff dos Estados Unidos. O estudo da sismicidade a nível global avançou grandemente nos anos 60 com a criação da Worldwide Standardized Seismograph Network (WWSSN) com o objectivo de monitorizar o cumprimento do tratado de 1963 que bania ensaios de armas nucleares à superfície. Os dados de muito melhor qualidade obtidos pelos instrumentos da WWSSN permitiram aos sismólogos cartografar com precisão as zonas de concentração de terramotos a nível mundial.

Mudança de paradigma geológico

A aceitação das teorias da deriva continental e da expansão dos fundos oceânicos (os dois elementos chave da tectónica de placas) pode ser comparada à revolução que Copérnico produziu na astronomia (ver Nicolaus Copernicus). Num período de apenas alguns anos, ocorreu uma revolução na geofísica e sobretudo na geologia. O paralelismo é notório; da mesma forma que a astronomia pré-copérnica era altamente descritiva mas ainda assim incapaz de fornecer explicações para o movimento dos corpos celestes, as teorias da geologia anteriores à tectónica de placas descreviam o que se observava mas debatiam-se com a falta de quaisquer mecanismos fundamentais. O problema residia na questão Como?. Antes da aceitação da tectónica de placas a geologia estava presa numa caixa "pré-copérnica".

Ainda assim, quando comparada com o que se passou na astronomia, a revolução na geologia foi muito mais repentina. Aquilo que fora rejeitado por todas as publicações científicas dignas desse nome, foi avidamente aceite poucos anos depois, nas décadas de 1960 e 1970. Qualquer descrição geológica anterior era apenas descritiva. Todas as rochas estavam descritas e uma variedade de razões eram avançadas, por vezes com um detalhe quase doentio, para o porquê de se encontrarem onde se encontravam. As descrições continuam válidas, contudo, as razões então apontadas hoje em dia parecem-se bastante com a astronomia pré-copérnica.

Apenas temos que ler as descrições anteriores à tectónica de placas sobre porque existem os Alpes ou os Himalaias para ver a diferença. Na tentativa de responder a questões como Como podem rochas que são claramente de origem marinha existir a milhares de metros acima do nível do mar?, ou, Como se formaram as margens concavas e convexas da cadeia Alpina?, qualquer avanço esbarrava na complexidade que se resumia a jargão técnico sem um contributo significativo para a compreensão dos mecanismos associados.

Com a tectónica de placas as respostas rapidamente ocuparam o seu lugar ou tornou-se claro qual o caminho para a sua obtenção. As colisões de placas convergentes possuíam a força necessária para levantar o fundo marinho até à atmosfera rarefeita. A origem das fossas oceânicas estranhamente situadas ao largo de arcos insulares ou de continentes e dos vulcões a eles associados, tornou-se clara quando se compreenderam os processos de subducção em placas convergentes. Porquê existem paralelismos entre a geologia de partes da América do Sul e de África? Porquê a América do Sul e África parecem duas peças de um quebra-cabeças que parecem encaixar? Para respostas complexas temos que procurar as explicações pré-tectónicas. Para respostas simples e que explicam muito mais, temos que recorrer à tectónica de placas. Um grande rift, semelhante ao Grande Vale do Rift no nordeste de África, dividiu um continente em dois, eventualmente formando o Oceano Atlântico e estas forças continuam ainda hoje a fazer-se sentir na crista meso-atlântica.

Vulcão

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Esquema da estrutura interna de um vulcão

Esquema da estrutura interna de um vulcão

Vulcão é uma estrutura geológica criada quando magma, gases e partículas quentes (como cinzas) escapam para a superfície terrestre. Eles ejectam altas quantidades de poeira, gases e aerossóis na atmosfera, podendo causar resfriamento climático temporário. São frequentemente considerados causadores de poluição natural. Tipicamente, os vulcões apresentam formato cônico e montanhoso.

Vulcão Kanaga no Alaska, em 27 de Janeiro de 1994

Vulcão Kanaga no Alaska, em 27 de Janeiro de 1994

A erupção de um vulcão é considerada um grave desastre natural, por vezes de consequências planetárias. Assim como outros desastres dessa natureza, são imprevisíveis e causam danos indiscriminados. Entre outras coisas, tendem a desvalorizar os imóveis localizados em suas vizinhanças, prejudicar o turismo e consumir a renda pública e privada em reconstruções. No nosso planeta os vulcões tendem a se formar junto das margens das placas continentais. no entanto existem excepções quando os vulcões ocorrem em zonas chamadas de hot spots (pontos quentes). Por outro lado, os arredores de vulcões, formados de lava resfriada, tendem a ser compostos de solos bastante férteis para a agricultura.

A palavra "Vulcão" deriva do nome do deus do fogo na mitologia romana Vulcano (e, em grego, Hefestos). A ciência que estuda os vulcões designa-se por vulcanologia.

Tipos de vulcão

Uma das formas de classificação dos vulcões é através do tipo de material que é eruptido, o que afecta a forma do vulcão. Se o magma eruptido contém uma elevada percentagem em sílica (>65%) a lava é chamada de félsica ou "ácida" e tem a tendência de ser muito viscosa (pouco fluida) e por isso solidifica rapidamente. Os vulcões com este tipo de lava têm tendência a explodir devido ao facto da lava facilmente obstruir a chaminé vulcânica. O Monte Pelée na Martinica é um exemplo de um vulcão deste tipo.

Se, por outro lado, o magma é relativamente pobre em sílica (<52%)é href="http://pt.wikipedia.org/wiki/M%C3%A1fico" title="Máfico">máfico ou "básico" e causa erupções de lavas muito fluidas capazes de escorrer por longas distâncias. Um bom exemplo de uma escoada lávica máfica é a do Grande Þjórsárhraun (Thjórsárhraun) originada por uma fissura eruptiva quase no centro geográfico da Islândia há cerca de 8000 anos. Esta escoada percorreu cerca de 130 quilómetros até ao mar e cobriu uma área com 800 km².

Estrutura de um vulcão-escudo

Estrutura de um vulcão-escudo

  • Vulcão-escudo: O Havaí e a Islândia são exemplos de locais onde podemos encontrar vulcões que expelem enormes quantidades de lava que gradualmente constroem uma montanha larga com o perfil de um escudo. As escoadas lávicas destes vulcões são geralmente muito quentes e fluidas, o que contribui para ocorrerem escoadas longas. O maior vulcão deste tipo na Terra é o Mauna Loa, no Havaí, com 9000 m de altura (assenta no fundo do mar) e 120 km de diâmetro. O Monte Olimpus em Marte é um vulcão-escudo e também a maior montanha do sistema solar.
  • Cones de escórias: São os tipos mais simples e mais comuns de vulcões. Esses vulcões são relativamente pequenos, com alturas geralmente menores que 300 metros de altura. Formam-se pela erupção de magmas de baixa viscosidade, com composições basálticas ou intermediárias.
  • Estratovulcões: Também designados de "compostos", são grandes edifícios vulcânicos com longa atividade, forma geral cônica, normalmente com uma pequena cratera no cume e flancos íngremes, construídos pela intercalação de fluxos de lava e produtos piroclásticos, emitidos por uma ou mais condutas, e que podem ser pontuados ao longo do tempo por episódios de colapsos parciais do cone, reconstrução e mudanças da localização das condutas. Alguns dos exemplos de vulcões deste tipo são El Teide na Espanha, o Monte Fuji no Japão, o Cotopaxi no Equador, o Vulcão Mayon nas Filipinas e o Monte Rainier nos EUA Por outro lado, esses edifícios vulcânicos são os mais mortíferos do nosso planeta, envolvendo a perda da vida de aproximadamente 264000 pessoas desde o ano de 1500.
  • Caldeiras ressurgentes: São as maiores estruturas vulcânicas da Terra, possuindo diâmetros que variam entre 15 e 100 km². À parte de seu grande tamanho, caldeiras ressurgentes são amplas depressões topográficas com uma massa elevada central. Exemplos dessas estruturas são a Valles (EUA), Yellowstone (EUA) e Cerro Galan (Argentina).

Comportamento dos vulcões

As erupções vulcânicas podem ter um efeito devastador nas populações e na vida animal das áreas onde existem

As erupções vulcânicas podem ter um efeito devastador nas populações e na vida animal das áreas onde existem

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  • Erupções freáticas (vapor)
  • Erupções explosivas de lava rica em sílica (e.g. riolito)
  • Erupções efusivas de lava pobre em sílica (e.g. Basalto)
  • Escoadas piroclásticas
  • Lahars
  • Emissões de dióxido de carbono

Todas estas actividades podem ser um perigo potencial para o Homem. Para além disso a actividade vulcânica é muitas vezes acompanhada por sismos, águas termais, fumarolas e gêisers, entre outros fenómenos. As erupções vulcânicas são frequentemente precedidas por sismos de magnitude pouco elevada.

Activos, dormentes ou extintos?

Não existe um consenso entre os vulcanologistas para definir o que é um vulcão "activo". O tempo de vida de um vulcão pode ir de alguns meses até alguns milhões de anos. Por exemplo, em vários vulcões na Terra ocorreram várias erupções nos últimos milhares de anos mas actualmente não dão sinais de actividade.

Alguns cientistas consideram um vulcão activo quando está em erupção ou mostra sinais de instabilidade, nomeadamente a ocorrência pouco usual de pequenos sismos ou novas emissões gasosas significativas. Outros consideram um vulcão activo aquele que teve erupções históricas. É de salientar que o tempo histórico varia de região para região. Enquanto que no Mediterrâneo este pode ir até 3000 anos atrás, no Pacífico Noroeste dos Estados Unidos vai apenas a 300 anos atrás.

Vulcões dormentes são considerados aqueles que não se encontram actualmente em actividade (como foi definido acima) mas que poderão mostrar sinais de perturbação e entrar de novo em erupção.

Os vulcões extintos são aqueles que os vulcanólogos consideram pouco provável que entrem em erupção de novo, mas não é fácil afirmar com certeza que um vulcão está realmente exitinto. As caldeiras têm tempo de vida que pode chegar aos milhões de anos, logo é difícil determinar se um irá voltar ou não a entrar em erupção, pois estas podem estar dormentes por vários milhares de anos.

Por exemplo a caldeira de Yellowstone, nos Estados Unidos, tem pelo menos 2 milhões de anos e não entrou em erupção nos últimos 640000 anos, apesar de ter havido alguma actividade há cerca de 70000 anos. Por esta razão os cientistas não consideram a caldeira de Yellowstone um vulcão extinto. Pelo contrário, esta caldeira é considerada um vulcão bastante activo devido à actividade sísmica, geotermia e à elevada velocidade do levantamento do solo na zona.

Alguns vulcões na Terra

Erupção do Monte Santa Helena em 1980

Erupção do Monte Santa Helena em 1980

Vulcões em outros locais do sistema solar

A Lua não possui grandes vulcões e não é geológicamente activa, mas nela existem várias estruturas vulcânicas. Por outro lado crê-se que o planeta Vénus seja geologicamente activo, sendo cerca de 90% da sua superfície constituída por basalto o que leva a crer que o vulcanismo desempenha um papel importante na modelagem da superfície do planeta. As escoadas lávicas estão bastante presentes e muitas das estruturas da superfície de Vénus são atribuídas a formas de vulcanismo que não se encontram na Terra. Outros fenómenos do planeta Vénus são atribuídos a erupções vulcânicas, tais como as mudanças na atmosfera do planeta e a observação de relâmpagos. No planeta Marte existem vários vulcões extintos, sendo quatro dos quais grandes vulcões-escudo, largamente maiores do que qualquer um existente na Terra:

Estes vulcões encontram-se extintos há vários milhões de anos, mas a sonda europeia Mars Express encontrou indícios de que poderiam ter ocorrido erupções vulcânicas num passado recente em Marte. Uma das luas de Júpiter, Io, é o corpo mais vulcânico de todo o sistema solar devido à interacção de forças com Júpiter. Esta lua está coberta de vulcões que expelem enxofre, dióxido de enxofre e rochas ricas em sílica, o que leva a que a sua superfície esteja constantemente a ser renovada. As suas lavas são as mais quentes que se conhecem no sistema solar, com temperaturas que podem ultrapassar os 1500 ºC. Em Fevereiro de 2001 a maior erupção de que há registo no sistema solar ocorreu em Io.

Vulcanologia

Génese dos vulcões

Os movimentos e a dinâmica do magma, tal como a maior parte do interior da Terra, ainda são pouco conhecidos. No entanto é sabido que uma erupção é precedida de movimentos de magma do interior da Terra até à camada externa sólida (crosta terrestre) ocupando uma câmara magmática debaixo de um vulcão. Eventualmente o magma armazenado na câmara magmática é forçado a subir e é extruído e escorre pela superfície do planeta como lava, ou o magma pode aquecer água nas zonas próximas causando descargas explosivas de vapor; pode acontecer também que os gases que se libertam do magma projectem rochas, piroclastos, obsidianas e/ou cinzas vulcânicas. Apesar de serem sempre forças muito poderosas, as erupções podem variar de efusivas a extremamente explosivas. A maioria dos vulcões terrestres têm origem nos limites destrutivos das placas tectónicas, onde a crosta oceânica é forçada a mergulhar por baixo da crosta continental dado que esta é menos densa do que a oceânica. A fricção e o calor causados pelas placas em movimento leva ao afundamento da crosta oceânica, e devido à baixa densidade do magma resultante este sobe. À medida que o magma sobe através de zonas de fractura na crosta terrestre, poderá eventualmente ser expelido em um ou mais vulcões. Um exemplo deste tipo de vulcão é o Monte Santa Helena nos EUA, que se encontra na zona interior da margem entre a placa Juan de Fuca que é oceânica e a placa Norte-americana.

Ambientes tectónicos

Os vulcões encontram-se principalmente em três tipos principais de ambientes tectónicos:

Limites construtivos das placas tectónicas

Este é o tipo mais comum de vulcões na Terra, mas são também os observados menos frequentemente dado que a sua actividade ocorre maioritáriamente abaixo da superfícies dos oceanos. Ao longo do sistema de rifts oceânicos ocorrem erupções irregularmente espaçadas. A grande maioria deste tipo de vulcões são apenas conhecidos devido aos sismos associados às suas erupções, ou ocasionalmente, se navios que passam nos locais onde existem, registam elevadas temperaturas ou precipitados químicos na água do mar. Em alguns locais a actividade dos rifts oceânicos levou a que os vulcões atingissem a superfície oceânica - Ilha de Santa Helena, Ilha de Tristão da Cunha no Oceano Atlântico; as Galápagos no Oceano Pacífico, permitindo que estes vulcões sejam estudados em pormenor. A Islândia também se encontra num rift, mas possui características diferentes das de um simples vulcão. Os magmas expelidos neste tipo de vulcões são chamados de MORB (do inglês Mid-Ocean Ridge Basalt que significa: "basalto de rift oceânico") e são geralmente de natureza basáltica.

Limites destrutivos das placas tectónicas

Diagrama de limite destrutivo causando terremotos e uma erupção vulcânica

Diagrama de limite destrutivo causando terremotos e uma erupção vulcânica

Estes são os tipos de vulcões mais visíveis e bem estudados. Formam-se acima das zonas de subducção onde as placas oceânicas mergulham debaixo das placas terrestres. Os seus magmas são tipicamente "calco-alcalinos" devido a serem originários das zonas pouco profundas das placas oceânicas e em contacto com sedimentos. Como seria de esperar a composição destes magmas é muito mais variada do que a dos magmas dos limítes construtivos.

Hot spots ou pontos quentes

Os vulcões de hot spots eram originalmente vulcões que não poderiam ser incluídos nas categorias acima referidas. Nos dias de hoje os hot spots referem-se a uma situação bastante mais específica - uma pluma isolada de material quente do manto que intersepta a zona inferior da crosta terrestre (oceânica ou continental), conduzindo à formação de um centro vulcânico que não se encontra ligado a um limite de placa. O exemplo clássico é a cadeia Havaiana de vulcões e montes submarinos; o Yellowstone é também tido como outro exemplo, sendo a intercepção neste caso com uma placa continental. A Islândia e os Açores são por vezes citados como outros exemplos, mas bastante mais complexos devido à coincidência do o rift médio Atlântico com um hot spot. Não há consenso acerca do conceito de "hotspot", uma vez que os vulcanólogos não são consensuais acerca da origem das plumas "quentes do manto": se têm origem no manto superior ou no manto inferior. Estudos recentes levam a crer que vários subtipos de hot spots irão ser identificados.

Previsão de erupções

A ciência ainda não é capaz de prever com certeza absoluta quando um vulcão irá entrar em erupção, mas grandes progressos têm sido feitos no cálculo das probabilidades de tal evento ter lugar ou não num espaço de tempo relativamente curto. Os seguintes factores são analisados de forma a ser possível prever uma erupção:

Sismicidade

A actividade sísmica, nomeadamente, micro e sismos de baixa magnitude ocorrem sempre que um vulcão "acorda" e a sua entrada em erupção se aproxima no tempo. Alguns vulcões normalmente possuem actividade sísmica de baixo nível, mas um aumento significativo desta mesma actividade poderá preceder uma erupção. Outro sinal importante é o tipo de sismos que ocorrem. A sismicidade vulcânica divide-se em três grandes tipos: tremores de curta duração, tremores de longa duração e tremores harmónicos.

  • Os tremores de curta duração são semelhantes aos sismos tectónicos. São resultantes da fracturação da rocha aquando de movimentos ascendentes do magma. Este tipo de sismicidade revela um aumento significativo da dimensão do corpo magmático próximo da superfície.
  • Os tremores de longa duração crê-se que indicam um aumento da pressão de gás na estrutura do vulcão. Podem-se comparar ao ruído e vibração que por vezes ocorre na canalização das nossas casas. Estas oscilações são o equivalente às vibrações acústicas que ocorrem no contexto de uma câmara magmática de um vulcão.
  • Os tremores harmónicos ocorrem devido ao movimento de magma abaixo da superfície. A libertação contínua de energia deste tipo de sismicidade contrasta com a libertação continua de energia que ocorre num sismo associado ao movimento de falhas tectónicas.

Os padrões de sismicidade são geralmente complexos e de difícil interpretação. No entanto, um aumento da actividade sísmica num aparelho vulcânico é preocupante, especialmente se sismos de longa duração se tornam muito frequentes e se tremores harmónicos ocorrem.

Emissões gasosas

À medida que o magma se aproxima da superfície a sua pressão diminui, e os gases que fazem parte da sua composição libertam-se gradualmente. Este processo pode ser comparado ao abrir de uma lata de um refrigerante com gás, quando o dióxido de carbono se escapa. O dióxido de enxofre é um dos principais componente dos gases vulcânicos, e o seu aumento precede a chegada de magma próximo da superfície. Por exemplo, a 13 de Maio de 1991, 500 toneladas de dióxido de enxofre foram libertadas no Monte Pinatubo nas Filipinas. A 18 de Maio, duas semanas depois as emissões de dióxido de enxofre chegaram até às 5 000 toneladas. O Monte Pinatubo entrou em erupção a 12 de Junho de 1991.

Deformação do terreno

A deformação do terreno na área do vulcão significa que o magma encontra-se acomulado próxima da superfície. Os ciêntistas monotorizam os vulcões activos e medem frequentemente a deformação do terreno que ocorre no vulcão, tomando especial cuidado com a deformação acompanhada de emissões de dióxido de enxofre e tremores harmónicos, sinais que tornam bastante provável um evento eminente.

A Terra é o terceiro planeta em órbita do Sol, depois de Mercúrio e Vénus, e anterior a Marte, Júpiter, Saturno, Urano e Neptuno. Possui um satélite natural, a Lua.

Entre os planetas do Sistema Solar, a Terra tem condições únicas: mantém grandes quantidades de água, tem placas tectónicas e um forte campo magnético. A atmosfera interage com os sistemas vivos. A ciência moderna coloca a Terra como único corpo planetário que possui vida, na forma como a reconhecemos. O planeta Terra tem aproximadamente uma forma esférica, mas a sua rotação causa uma deformação para a forma elipsóidal (achatada aos pólos). A forma real da Terra é chamada de Geóide, apresenta forma muito irregular, ondulada, matematicamente complexa.

Características orbitais

Raio orbital Médio

149.597.870,691 km

Periélio

0,983 UA

Afélio

1,017 UA

Excentricidade

0,01671022

Período orbital

365 dias, 6 horas e 9 minutos
9,548 segundos (sideral)

Velocidade orbital média

29,7847 km/s

Inclinação

0,00005°

Satélites naturais

1 (a Lua)

Satélite natural do

Sol

Características físicas

Diâmetro equatorial

12.756,27249 km

Área da superfície

5,10072×108 km²

Massa

5,9742×1024 kg

Densidade média

5,515 g/cm³

Aceleração gravítica
à superfície

9,8062 m/s2 (lat. 45°, alt. 0)

Velocidade de escape

11,18 km/s

Período de rotação

23h 56m e 4,09966s (sideral)

Inclinação axial

23,45°

Albedo

37-39%

Temperatura à superfície

min

méd

máx

184 K

282 K

333 K

Características atmosféricas

Pressão atmosférica

101,325 kPa

Nitrogénio (Azoto)

78%

Oxigénio

21%

Árgon

1%

Dióxido de carbono

Vapor de água

vestígios

Características Físicas

Estrutura

O interior da Terra, assim como o interior de outros planetas terrestriais, é dividido por critérios químicos em uma camada externa (crosta) de silício, um manto altamente viscoso, e um núcleo que consiste de uma porção sólida envolvida por uma pequena camada líquida. Esta camada líquida dá origem a um campo magnético devido a convecção de seu material, eletricamente condutor.

O material do interior da Terra encontra frequentemente a possibilidade de chegar à superfície, através de erupções vulcânicas e fendas oceânicas. Muito da superfície terrestre é relativamente novo, tendo menos de 100 milhões de anos; as partes mais velhas da crosta terrestre têm até 4,4 bilhões de anos.

Camadas terrestres, a partir da superfície:

Tomada por inteiro, a Terra possui aproximadamente seguinte composição em massa:

Interior

O interior da Terra atinge temperaturas de 5.270 K. O calor interno do planeta foi gerado inicialmente durante sua formação, e calor adicional é constantemente gerado pelo decaimento de elementos radioativos como urânio, tório, e potássio. O fluxo de calor do interior para a superfície é pequeno se comparado à energia recebida pelo Sol (a razão é de 1/20k).

Núcleo

A massa específica média da Terra é de 5.515 quilogramas por metro cúbico, fazendo dela o planeta mais denso no Sistema Solar. Uma vez que a massa específica do material superficial da Terra é apenas cerca de 3000 quilogramas por metro cúbico, deve-se concluir que materiais mais densos existem nas camadas internas da Terra (devem ter uma densidade de cerca de 8.000 quilogramas por metro cúbico). Em seus primeiros momentos de existência, há cerca de 4,5 bilhões de anos, a Terra era formada por materiais líquidos ou pastosos, e devido à ação da gravidade os objetos muito densos foram sendo empurrados para o interior do planeta (o processo é conhecido como diferenciação planetária), enquanto que materiais menos densos foram trazidos para a superfície. Como resultado, o núcleo é composto em grande parte por ferro (80%), e de alguma quantidade de níquel e silício. Outros elementos, como o chumbo e o urânio, são muitos raros para serem considerados, ou tendem a se ligar a elementos mais leves, permanecendo então na crosta.

O núcleo é dividido em duas partes: o núcleo sólido, interno e com raio de cerca de 1.250 km, e o núcleo líquido, que envolve o primeiro. O núcleo sólido é composto, segundo se acredita, primariamente por ferro e um pouco de níquel. Alguns argumentam que o núcleo interno pode estar na forma de um único cristal de ferro. Já o núcleo líquido deve ser composto de ferro líquido e níquel líquido (a combinação é chamada NiFe), com traços de outros elementos. Estima-se que realmente seja líquido, pois não tem capacidade de transmitir as ondas sísmicas. A convecção desse núcleo líquido, associada a agitação causada pelo movimento de rotação da Terra, seria responsável por fazer aparecer o campo magnético terrestre, através de um processo conhecido como teoria do dínamo. O núcleo sólido tem temperaturas muito elevadas para manter um campo magnético (veja temperatura Curie), mas provavelmente estabiliza o campo magnético gerado pelo núcleo líquido.

Evidências recentes sugerem que o núcleo interno da Terra pode girar mais rápido do que o restante do planeta, a cerca de 2 graus por ano.

Manto

O manto estende-se desde cerca de 30 km e por uma profundidade de 2900 km. A pressão na parte inferior do mesmo é da ordem de 1,4 milhões de atmosferas. É composto por substâncias ricas em ferro e magnésio. Também apresenta características físicas diferentes da crosta. O material de que é composto o manto pode apresentar-se no estado sólido ou como uma pasta viscosa, em virtude das pressões elevadas. Porém, ao contrário do que se possa imaginar, a tendência em áreas de alta pressão é que as rochas mantenham-se sólidas, pois assim ocupam menos espaço físico do que os líquidos. Além disso, a constituição dos materiais de cada camada do manto tem seu papel na determinação do estado físico local. (O núcleo interno da Terra é sólido porque, apesar das imensas temperaturas, está sujeito a pressões tão elevadas que os átomos ficam compactados; as forças de repulsão entre os átomos são vencidas pela pressão externa, e a substância acaba se tornando sólida.)

Crosta

A crosta (que forma a maior parte da litosfera) tem uma extensão variável de acordo com a posição geográfica. Em alguns lugares chega a atingir 70 km, mas geralmente estende-se por aproximadamente 30 km de profundidade. É composta basicamente por silicatos de alumínio, sendo por isso também chamada de Sial.

Existem doze tipos de crosta, sendo os dois principais a oceânica e a continental, sendo bastante diferentes em diversos aspectos. A crosta oceânica, devido ao processo de expansão do assoalho oceânico e da subducção de placas, é relativamente muito nova, sendo a crosta oceânica mais antiga datada de 160 Ma, no oeste do pacífico. É de composição basáltica e é cobertas por sedimentos pelágicos e possuem em média 7km de espessura.

A crosta continental é composta de rochas félsicas a ultramáficas, tendo composição média granodiorítica e espessura média entre 30 e 40km nas regiões tectonicamente estáveis (crátons), e entre 60 a 80km nas cadeias montanhosas como os Himalaias e os Andes. As rochas mais antigas possuem até 3,96 Ma e existem rochas novas ainda em formação.