Origem dos Terremotos
É um movimento brusco e repentino do terreno resultante de um falhamento. Portanto, a ruptura da rocha é o mecanismo pelo qual o terremoto é produzido.
As rochas comportam-se como corpos elásticos e podem acumular deformações quando submetidas a esforços de compressão ou de tração. Quando este esforço excede o limite de resitência da rocha esta se rompe ao longo de um plano, novo ou pré-existente de fratura, chamado FALHA.
Falhas Geológicas
A quase totalidade dos terremotos tem origem tectônica, isto é, estão associados a falhamentos geológicos.
Entretanto, terremotos podem ser também ocasionados por atividades vulcânicas ou pela própria ação do homem que, neste caso, recebe a denominação de sismos induzidos. Como exemplos significativos temos os sismos produzidos por explosões nucleares ou gerados pela criação de grandes reservatórios hidrelétricos.
Tipos de falhas
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Traço da falha de Santo André na planície de Carrizo (California)
Os maiores eventos tanto de origem induzida quanto vulcânica sempre apresentam magnitudes muito inferiores aos grandes terremotos tectônicos.
Teoria do Rebote Elástico
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| Bloco crustal em repouso | Deformação devida ao esforço | Instante da ruptura | Rebote elástico para nova posição de equilíibrio |
Teoria proposta por H.F. Reid para explicar o terremoto de São Francisco em 1906.
Interior da Terra
Como se pode conhecer as camadas geológicas abaixo de nossos pés e outras estruturas localizadas no interior e no centro da Terra, situado a cerca de 6370 km de profundidade? Por meio de perfurações o homem tem acesso, direto, apenas, aos primeiros quilometros. Daí, para baixo, são as ondas sísmicas que revelam conhecimentos sobre o interior de nosso Planeta.
A propagação das ondas sísmicas produzidas pelos terremotos varia de velocidade e de trajetória em função das características do meio elástico em que trafegam. A correta interpretação do registro dessas ondas, através dos sismogramas, permite inferir valores de velocidade e densidade tanto em rochas no estado sólido, ou parcialmente fundidas, como naquelas situadas próximas da superfície ou em grandes profundidades. Dessa forma, é possível comprovar suposições sobre o estado dessas estruturas internas.
Esta é a imagem que se tem sobre o interior da Terra, baseada principalmente nos conhecimentos da sismologia, está sumarizada na figura ao lado.
A Terra possui três principais geosferas: a Crosta, o Manto e o Núcleo, descobertas pela análise da refração e da reflexão de ondas P e S.
Crosta
A camada mais externa e delgada da Terra é chamada Crosta, cuja espessura varia de 35 km a 10 km ao longo de uma seção cortando áreas continental e oceânica, como mostrado na figura. Nas regiões montanhosas a crosta pode alcançar 65 km de espessura. A mesma figura sugere que a Crosta Continental flutua acima de material muito denso do manto, à semelhança dos icebergs sobre os oceanos. Esse é o Princípio da Isostasia que assegura que as “ leves “ áreas continentais flutuem sobre um Manto de material mais denso. Assim, a maior parte do volume das massas continentais posiciona-se abaixo do nível do mar pela mesma razão que a maior parte dos icebergs permanece mergulhada por debaixo do nível dos oceanos. Trabalhos sismológicos vêm corroborando informações quantitativas para o mecanismo da isostasia.
Princípio da Isostasia
O iceberg e o navio flutuam porque o volume submerso
é mais leve que o volume de água deslocado.
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De igual forma, o volume relativamente leve da Crosta Continental, projetado no Manto,
permite a“flutuação “ da montanha.
O limite entre a Crosta e o Manto foi descoberto por um sismólogo croata Andrija Mohorovicic, em 1909. É chamado de Descontinuidade de Mohorovicic, ou Moho, ou simplesmente M.
Apesar de bastante variada a Crosta pode ser subdividida em:
Crosta Continental
Menos densa e geologicamente mais antiga e complexa. Normalmente apresenta uma camada superior formada por rochas graníticas e uma inferior de rochas basálticas.
Crosta Oceânica
Comparativamente mais densa e mais jovem que a continental. Normalmente é formada por uma camada homogênea de rochas basálticas.
Seção da crosta continental e oceânica
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Manto
A porção mais volumosa (80%) de todas as geosferas é o Manto. Divide-se em Manto Superior e Manto Inferior. Situa-se logo abaixo da Crosta e estende-se até quase a metade do raio da Terra. A profundidade do contacto Manto-Núcleo foi calculada pelo sismólogo Beno Gutenberg, em 1913. O Manto é grosseiramente homogêneo formado essencialmente por rochas ultrabásicas e oferece as melhores condições para a propagação de ondas sísmicas, recebendo a denominação de “janela telessísmica”.
No período de 1965 a 1970, os geólogos e geofísicos concentraram seus esforços para pesquisar as primeiras centenas de quilômetros abaixo da superfície terrestre como parte do Projeto Internacional do Manto Superior. Muitas descobertas importantes foram feitas entre elas a definição de “ litosfera” e “astenosfera” com base em modelos de velocidades das ondas S.
Litosfera
É uma placa com cerca de 70 km de espessura que suporta os continentes e áreas oceânicas. A Crosta é a camada mais externa dessa porção da Terra. A litosfera é caracterizada por altas velocidades e eficiente propagação das ondas sísmicas, implicando condições naturais de solidez e de rigidez de material.
A litosfera é a responsável pelos processos da Tectônica de Placas e pela ocorrência dos terremotos.
Astenosfera
É também chamada de zona de fraqueza ou de baixa velocidade pela simples razão do decréscimo da velocidade de propagação das ondas S. Nessa região, em que se acredita que as rochas estão parcialmente fundidas, as ondas sísmicas são mais atenuadas do que em qualquer outra parte do Globo.
A astenosfera, que se extende até 700 km de profundidade, apresenta variações físicas e químicas. É importante assinalar que é o estado não sólido da astenosfera que possibilita o deslocamento, sobre ela, das placas rígidas da litosfera.
O Manto Inferior, que se estende de 700 km até 2900 km (limite do Núcleo), é uma região que apresenta pequenas mudanças na composição e fases mineralógicas. A densidade e a velocidade aumentam gradualmente com a profundidade da mesma forma que a pressão.
Núcleo
Apesar de sua grande distância da superfície terrestre, o Núcleo também não escapa das investigações sismológicas. Sua existência foi sugerida pela primeira vez, em 1906, por R.D. Oldham, sismólogo britânico.
A composição do Núcleo foi estabelecida comparando-se experimentos laboratoriais com dados sismológicos. Assim, foi possível determinar uma incompleta mas razoável aproximação sobre a constituição do interior do Globo. Ele corresponde, aproximadamente, a 1/3 da massa da Terra e contém principalmente elementos metálicos (ferro e níquel).
Em 1936, Inge Lehman, sismóloga dinamarquesa, descobriu o contacto entre o Núcleo Interno e o Núcleo Externo. Esse último possui propriedades semelhantes aos líquidos o que impede a propagação das ondas S. O Núcleo Interno é sólido e nele se propagam tanto as ondas P como as S.
Intensidade DOS TERREMOTOS
A intensidade sísmica é uma medida qualitativa que descreve os efeitos produzidos pelos terremotos em locais da superfície terrestre. A classificação da intensidade sísmica é feita a partir da observação “in loco” dos danos ocasionados nas construções, pessoas ou meio ambiente. Esses efeitos são denominados macrossísmicos.
Existem diferentes escalas de intensidade. A mais utilizada, particularmente no ocidente, foi proposta por G. Mercalli em 1902, posteriormente alterada em 1931 (Mercalli Modificada, 1931). Ela possui 12 graus indicados por algarismos romanos de I até XII. Veja, abaixo, a descrição simplificada da Escala de Mercalli Modificada-1931.
ESCALA DE INTENSIDADE MERCALLI-MODIFICADA ( ABREVIATA)
G. Mercalli
I. Não sentido
II. Sentido por pessoas em repouso eu em andares superiores
III. Objetos pendurados são balançados um pouco. Vibração leve
IV. Vibração como a causada pela passagem de caminhões pesados. Chacoalhar de janelas e louças. Carros parados são balançados
V. Sentido fora de casa. Acorda gente. Objetos pequenos tombados. Quadros são movidos
VI. Sentido por todos. Deslocamento de mobília. Danos: louça e vidraria quebradas, queda de mercadorias. Rachadura no reboco
VII. Percebido por motoristas dirigindo. Dificuldade em manter-se em pé. Sinos tocam ( igrejas, capelas, etc.).Danos: quebra de chaminés e ornamentos arquitetônicos, queda de reboco, quebra de mobília, rachaduras consideráveis em reboco e alvenaria, algumas casas de adobe tombadas/desabadas
VIII. Pessoas dirigindo automóveis são perturbadas. Galhos e troncos quebrados. Rachaduras em solo molhado. Destruição: torres d água elevadas, monumentos, casas de adobes. Danos severos a moderados: estruturas de tijolo, casas de madeira (quando não estão firmes com fundação), obras de irrigação, diques
IX. Solo conspicuamente rachado (“crateras de areia”).Desabamentos. Destruição: alvenaria de tijolo não armado. Danos severos a moderados: estruturas inadequadas de concreto armado, tubulações subterrâneas
X. Desabamentos e solo rachado muito espalhados. Destruição: pontes, túneis, algumas estruturas de concreto armado. Danos severos a moderados: maioria das alvenarias, barragens, estradas de ferro
XI. Distúrbios permanentes no solo
XII. Danos quase totais.
É no epicentro do terremoto que normalmente o grau de intensidade é mais elevado e seus efeitos vão diminuindo a medida que se se afasta dessa área. Não existe correlação direta entre magnitude e intensidade de um sismo. Um terremoto forte pode produzir intensidade baixa ou vice-versa. Fatores como a profundidade de foco, distância epicentral, geologia da área afetada e qualidade das construções civís são parâmetros que acabam por determinar o grau de severidade do sismo.
Magnitude
Magnitude é uma medida quantitativa do tamanho do terremoto. Ela está relacionada com a energia sísmica liberada no foco e também com a amplitude das ondas registradas pelos sismógrafos.
Para cobrir todos os tamanhos de terremotos – desde os microtremores de magnitude negativas até ossuper-terremotos com magnitudes superiores a 8.0 – foi idealizada uma escala logarítmica, sem limites. No entanto, a própria natureza impõem um limite superior a esta escala já que ela está condicionada ao próprio limite de resistência das rochas da crosta terrestre.
Magnitude e energia podem ser relacionadas pela fórmula descrita por Gutenberg e Richter em 1935
log E = 11,8 + 1,5M onde: E= energia liberada em ergs e M=magnitude do terremoto.
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Relação entre magnitude e energia de um terremoto O volume das esferas é proporcional ao total da energia liberada para as magnitudes 1, 2 e 3. Nessa mesma escala, o maior terremoto já registrado no Brasil (em 31/01/55, magnitude 6.6) deveria ser representado por um círculo com diâmetro igual a 75 metros. O maior terremoto já registrado no mundo (Chile, 22/05/60) teria um círculo com diâmetro aproximado de 11 km.
O terremoto do Chile liberou energia equivalente a 28.2 anos de produção da Usina de Itaipu, operando com potencia plena (12,6 GW). No gáfico a distância do foco do sismo, em termos de tempo entre as chegadas das ondas P e S, é de 24 segundos. A máxima amplitude da onda é 23 mm. Conectando estes dois pontos encontra-se a magnitude do do sismo = 5.0 Cada acréscimo no grau da escala de magnitude representa um aumento de 10 vezes na medida da amplitude de uma onda e um incremento aproximado de 32 vezes da energia liberada. Na prática existem diferentes maneiras e métodos de determinar magnitudes mas todas elas podem ser relacionadas entre si. Atualmente, a tendência é utilizar a magnitude baseada no momento sísmico, que representa uma medida com significado físico.
Charles Richter lendo um sismograma.
Dança dos Continentes
As deformações visíveis na superfície do terreno, os fenômenos vulcânicos e sísmicos, presentes tanto nos continentes, como no fundo dos oceanos, são provas do dinamismo da Terra. Nosso Planeta não é um corpo estático, pelo contrário, ele esteve e continua sob intensa atividade.
Idéias científicas sobre a evolução da Terra começaram a surgir há 200 anos atrás mas até o início do presente século, acreditava-se que a distribuição dos continentes e oceanos era essencialmente a mesma.
A Deriva Continental
Em 1915, o alemão Alfred Wegener publicou a Teoria da Deriva dos Continentes, propondo que a 200 milhões de anos atrás todos as massas emersas de terra estariam reunidas em um único super-continente, denominado Pangea, envolto por um mar universal, a Panthalassa. Posteriormente, essa massa continental fraturou-se em partes menores que se dispersaram em consequência de movimentos horizontais. Além da semelhança entre as margens dos continentes, que se encaixam como um grande quebra-cabeça, Wegener buscou evidências geológicas, paleontológicas e climáticas, particularmente nos continentes do hemisfério sul, para fundamentar sua hipótese. Ele acreditava que a força para impulsionar a movimentação dos continentes seria derivada das marés e da própria rotação da Terra. No entanto, existem dificuldades de ordem física e matemática para sustentar esse modelo de movimentação e, por isso, a teoria sofreu forte oposição dos principais cientistas da época, caindo, praticamente, em esquecimento.
Super continente Pangea há 200 milhões de anos
Grande revolução científica aconteceu nos Anos 60 com o aporte de inúmeras e novas informações, particularmente no campo da geologia e da geofísica marinha: melhor conhecimento do fundo dos oceanos desenvolvimento do paleomagnetismo, do conceito das falhas transformantes, da localização mais precisa dos terremotos etc.
A partir dessas idéias, entre 1967 e 1968 nasce a teoria da Tectônica de Placas com os trabalhos de J. Morgan, X. Le Pichon e D. McKenzie, entre outros autores.
A teoria da Tectônica de Placas
Essa teoria postula que a crosta terrestre, mais precisamente a litosfera – que engloba toda a Crosta e a parte superior do Manto, até cerca de 100 km de profundidade – está quebrada em um determinado número de placas rígidas, que se deslocam com movimentos horizontais, que podem ser representados como rotações com respeito ao eixo que passa pelo centro da Terra.
Essas movimentações ocorrem porque a Litosfera, mais leve e fria, praticamente “flutua” sobre o material mais quente e denso e parcialmente fundido, existente no topo da Astenosfera. É nessa parte viscosa, dos primeiros 200 km da Astenosfera, que são geradas as correntes de convecção, supostamente o mecanismo que proporciona a movimentação das placas tectônicas.
As placas deslizam ou colidem uma contra as outras a uma velocidade variável de 1 a 10 cm/ano. Nas regiões onde elas se chocam ou se atritam, crescem os esforços de deformação nas rochas e, periodicamente nesses pontos, acontecem os grandes terremotos.
Justamente nos limites das placas tectônicas, ao longo de faixas estreitras e contínuas, é que se concentra a maior parte da sismicidade de toda a Terra. É também próximo das bordas das placas que o material fundido (magma), existente no topo da Astenosfera, ascende até a superfície e extravaza-se ao longo de fissuras, ou através de canais para formar os vulcões. Apesar de os terremotos e vulcões normalmente ocorrerem próximo aos limites das placas, exepcionalmente, podem acontecer super terremotos nas regiões internas das placas.
Distribuição mundial das placas tectônicas e tipos de limites entre elas
Fundamentalmente existem 3 tipos de contactos entre as placas tectônicas propocionados por movimentações com sentido divergente, convergente, de deslocamento horizontal ou falha transformante:
Movimento entre Placas Divergentes
Ocorre quando as placas se movimentam para direções contrárias entre si. Esse processo acontece principalmente nas áreas ao longo das cadeias meso-oceânicas. Essas cadeias são extensas elevações submarinas, cuja topografia é muito mais acentuada e exuberante do que as tradicionais zonas montanhosas existentes nos continentes – podem alcançar mais de 1.000 km de largura e 20.000 km de extensão e sua crista é marcada por profundas fendas ou fissuras.
Quando as placas se afastam uma da outra, o material em estado de fusão – o magma – existente no topo da astenosfera, sobe através das fendas, situadas na crista das cadeias submarinas, e extravasa-se formando um novo fundo oceânico.
Movimento de Placas Convergentes
Este caso ocorre quando duas placas se chocam. Na maior parte das vezes, uma delas desliza por debaixo da outra, formando profunda trincheira que penetra pelo fundo oceânico. A placa inferior desliza no interior da astenosfera segundo um plano inclinado – entre 40º a 60º com relação a horizontal. Essa região de junção de placas recebe o nome de Zona de Subdução ou Zona de Benioff-Wadati. Mais de 3/4 dosterremotos do mundo ocorrem nesse tipo de limite de placas. É aí também que se encontram os sismos de foco profundo, com 300 a 700 km de profundidade.
Ao subsidir para zonas mais profundas da astenosfera a placa rígida encontra altas temperaturas podendo ser parcialmente fundida. Esse novo magma, que é menos denso que as rochas circunvizinhas, sobe através de zonas de fraqueza da crosta e extravasa-se sob a forma de vulcões. Aproximadamente 2/3 das erupções vulcânicas conhecidas ocorrem nesse tipo de limite de placas.
Exemplo clássico de placas convergentes é a de Nazca e a da América do Sul. A interação do movimento dessas placas possibilitou a formação da Cadeia Andina e a trincheira oceânica Chile-Peru.
Movimento Horizontal ou de Falha Transformante
Separa placas que estão se deslocando lateralmente. O atrito entre as placas é grande de modo que podem ocorrer grandes esforços e deformações nas rochas que, periodicamente, são liberados por meio de grandes terremotos.
Para esse caso, o melhor exemplo é a falha de Santo André, na California, limitando a Placa Americana, com movimento geral na direção SE, da Placa do Pacífico, com movimento geral na direção NW.
Terra: Heterogênea e Dinâmica
Nosso planeta
O planeta Terra é constituído por diversos setores ou ambientes, alguns dos quais permitem acesso direto, como a atmosfera, a hidrosfera (incluindo rios, lagos, águas subterrâneas e geleiras), a biosfera (conjunto dos seres vivos) e a superfície da parte rochosa. Desta superfície para baixo, o acesso é muito limitado. As escavações e sondagens mais profundas já chegaram a cerca de 13km de profundidade, enquanto o raio da terra é de quase 6.400km. Por isso, para se obter informações deste interior inacessível, existem métodos indiretos de investigação: a sismologia e a comparação com meteoritos.
A sismologia é o estudo do comportamento das ondas sísmicas ao atravessar as diversas partes internas do planeta. Estas ondas elásticas propagam-se gerando deformações, sendo geradas por explosões artificiais e sobretudo pelos terremotos; as ondas sísmicas mudam de velocidade e de direção de propagação com a variação das características do meio atravessado. A integração das observações das numerosas estações sismográficas espalhadas pelo mundo todo fornece informações sobre como é o interior do planeta, atravessado em todas as direções por ondas sísmicas geradas a cada terremoto e a cada explosão. As Informações sobre a velocidade das ondas sísmicas no interior da Terra permitiram reconhecer três camadas principais (crosta, manto e núcleo), que têm suas próprias características de densidade, estado físico, temperatura, pressão e espessura.
Na diferenciação dos materiais terrestres, ao longo da história do planeta, a água, formando a hidrosfera, bem como a atmosfera, constituída por gases como nitrogênio, oxigênio e outros, por serem menos densos, ficaram principalmente sobre a parte sólida, formada pelos materiais sólidos e mais densos.
Dentre os materiais sólidos, os mais pesados se concentraram no núcleo, os menos pesados na periferia, formando a crosta, e os intermediários no manto. Pode-se comparar os diferentes tipos de meteoritos com as camadas internas da Terra, pressupondo-se que eles (os meteoritos) tiveram a mesma origem e evolução dos outros corpos do Sistema Solar, formados como corpos homogêneos, a frio, por acresção planitesimal. Aqueles que tinham massa suficientemente grande, desenvolveram um forte calor interno, por causa da energia gravitacional, da energia cinética dos planetesimais quando da acresção e da radioatividade natural. Isto ocasionou uma fusão parcial, seguida de segregação interna, a partir da mobilidade que as altas temperaturas permitiam ao material.
Os meteoritos provenientes da fragmentação de corpos pequenos, que não sofreram esta diferenciação, são os condritos, que representam a composição química média do corpo fragmentado e por inferência, do Sistema Solar como um todo, menos os elementos voláteis. Não existem materiais geológicos, ou seja, terrestres, semelhantes aos condritos. Os meteoritos provenientes da fragmentação de corpos maiores, como a Terra, que sofreram a diferenciação interna, representam a composição química e densidade de cada uma das partes internas diferenciadas do corpo que os originou. São os sideritos, os acondritos e ainda outros tipos. Pela sua densidade, faz-se a correlação com as camadas da Terra determinadas pela sismologia, e supõe-se que sua composição química represente a composição química da camada terrestre de mesma densidade. Assim, com estas duas ferramentas indiretas, a sismologia e a comparação com os meteoritos, foi estabelecido um modelo para a constituição interna do globo terrestre.
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É importante ressaltar que todo o material no interior da Terra é sólido, com exceção apenas do núcleo externo, onde o material líquido metálico se movimenta, gerando correntes elétricas e o campo magnético da Terra. A uma dada temperatura, o estado físico dos materiais depende da pressão. ‘As temperaturas que ocorrem no manto, os silicatos seriam líquidos, não fossem as pressões tão altas que lá ocorrem (milhares de atmosferas).
Assim, o material do manto, ao contrário do que muitos crêem, é sólido, e só se torna líquido se uma ruptura na crosta alivia a pressão a que está submetido. Somente nesta situação é que o material silicático do manto se liqüefaz, e pode, então, ser chamado de magma. Se o magma fica retido em bolsões dentro da crosta, forma uma câmara magmática, e vai pouco a pouco solidificando-se, formando um corpo de rocha ígnea plutônica ou intrusiva, Se o magma consegue extravasar até a superfície, no contato com a atmosfera e hidrosfera, pode ser chamado lava, enquanto estiver líquido, e seu resfriamento e solidificação vai formar um corpo de rocha ígnea vulcânica ou extrusiva.
As rochas ígneas assim assim formadas, juntamente com as rochas metamórficas e sedimentares, formadas por outros processos geológicos, constituem a crosta, que é a mais fina e a mais importante camada para nós, pois é sobre ela que se desenvolve a vida. A crosta oceânica e a crosta continental apresentam diferenças entre si.
A primeira ocorre sob os oceanos, é menos espessa e é formada por extravasamentos vulcânicos ao longo de imensas faixas no meio dos oceanos (as cadeias meso-oceânicas), que geram rochas basálticas. A segunda é mais espessa, pode emergir até alguns milhares de metros acima do nível do mar, e é formada por vários processos geológicos, tendo uma composição química média mais rica em Si e em AI que as rochas basálticas, que pode ser chamada de composição granítica.
A crosta oceânica e continental, junto com uma parte superior do manto, forma uma camada rígida com 100 a 350km de espessura. Esta camada chama-se LITOSFERA e constitui as placas tectônicas, que formam, na superfície do globo, um mosaico de placas encaixadas entre si como um gigantesco quebra-cabeças; são as placas tectônicas ou placas litosféricas. Abaixo da litosfera, ocorre a ASTENOSFERA, que é parte do manto superior; suas condições de temperatura e pressão permitem uma certa mobilidade, muito lenta, mas sensível numa escala de tempo muito grande, como é a escala do tempo geológico.
A Dinâmica Interna
Os vulcões e terremotos representam as formas mais enérgicas e rápidas de manifestação dinâmica do planeta. Ocorrem tanto em áreas oceânicas como continentais, e são válvulas de escape que permitem o extravasamento repentino de energias acumuladas ao longo de anos, milhares ou milhões de anos. Esses eventos são sinais de que, no interior da Terra, longe dos nossos olhos e instrumentos de pesquisa, ocorrem fenômenos dinâmicos que liberam energia e se refletem na superfície, modificando-a. Por outro lado, também existem formas lentas de manifestação da dinâmica interna terrestre. As placas tectônicas, conforme a teoria da Tectônica de Placas, resumida a seguir, incluem continentes e partes de oceanos, que movem-se em mútua aproximação ou distanciamento, a velocidades medidas de alguns centímetros por ano, assim contribuindo para a incessante evolução do relevo e da distribuição dos continentes e oceanos na superfície terrestre.
A Tectônica de Placas e a formação das grandes cadeias de montanhas e dos oceanos
Existem várias evidências mostrando que as placas tectônicas flutuam sobre o material da astenosfera e movem-se umas em relação às outras; assim, continentes que hoje encontram-se separados já estiveram unidos. Tal é o caso da América do Sul e da África, que se apresentam como duas peças contíguas de um quebra-cabeças, o que é interpretado não apenas pela forma de seus litorais, mas também pelas características geológicas e paleontológicas que mostram continuidade nos dois continentes. América do Sul e África já estiveram unidos e submetidos a uma mesma evolução durante um longo período de sua história, no passado. Os movimentos das placas litosféricas são devidos às correntes de convecção que ocorrem na astenosfera. As correntes de convecção levam os materiais mais quentes para cima, perto da base da litosfera, onde movimentam-se lateralmente pela resistência da litosfera ao seu movimento e perdem calor; tendem então a descer, dando lugar ao material mais quente que está subindo. À medida que o material se desloca lateralmente para depois descer, ele entra em atrito com as placas da litosfera rígida, em sua parte inferior, levando-as ao movimento.
Correntes de convecção na astenosfera e movimentos das placas litosféricas. O exemplo da abertura do Oceano Atlântico como separação entre África e América do Sul, e a formação da Cordilheira dos Andes pela colisão da Placa Pacífica com a Placa Sulamericana [ Fonte: Wyllie, 1976 ]
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No meio dos Oceanos Atlântico, Pacífico e Índico existem cordilheiras submarinas, que se elevam a até cerca de 4.000m acima do assoalho oceânico. Estas cordilheiras, denominadas meso-oceânicas, são interrompidas transversalmente pelas falhas transformantes e sublinham imensas rupturas na crosta, ao longo das quais há extravasamentos periódicos de lava basáltica vinda das partes mais internas (astenosfera). O mesmo mecanismo que força a cordilheira a se abrir periodicamente (correntes de convecção divergentes) para que materiais mais novos possam se colocar ao longo das aberturas, formando e expandindo o domínio oceânico, em outros locais promove colisões de placas (correntes de convecção convergentes). Nestas colisões, a placa que contém crosta oceânica, mais pesada, entra sob a placa continental, que se enruga e deforma (processos incluídos no metamorfismo), gerando as grandes cadeias continentais (Andes, Montanhas Rochosas). A placa que afundou acaba por se fundir parcialmente ao atingir as grandes temperaturas internas (zona de subducção), gerando magma passível de subir na crosta formando rochas ígneas intrusivas ou extrusivas; se a colisão for entre duas placas continentais, ambas se enrugam (Alpes, Pirineus, Himalaias). Desta forma, a crosta oceânica é renovada, sendo gerada nas cadeias meso-oceânicas e reabsorvida nas zonas de colisões entre as placas, onde ocorre subducção. Assim, oceanos são formados pela divisão de continentes. Por exemplo, há 180 milhões de anos, um grande continente chamado GONDWANA dividiu-se, formando a África, a América do Sul e o oceano Atlântico.
Outros oceanos podem ser fechados por movimentos convergentes das placas (por exemplo, o Mar Mediterrâneo está sendo fechado pela aproximação entre a África e a Europa).
Os limites entre as placas podem ser divergentes, onde elas separam-se, criando fundo oceânico, ou convergentes, onde elas colidem, formando cadeias montanhosas continentais ou fechando oceanos. Podem ainda ser limites transfomantes, onde uma placa passa ao lado da outra, com atrito, mas sem criar nem consumir material. Todos estes tipos de limites são zonas de instabilidade tectônica, ou seja, sujeitas a terremotos e vulcões.
Assim, as posições dos continentes no globo terrestre são modificadas em relação ao Equador e aos pólos, explicando em parte as mudanças das condições climáticas de cada continente ao longo do tempo geológico.
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Vulcões
O material rochoso em profundidade está submetido a pressões e temperaturas altíssimas (astenosfera) e, quando a placa litosférica rígida sofre uma ruptura, aquele material tende a escapar por ela, extravasando na superfície (vulcanismo) ou ficando retido em câmaras magmáticas dentro da crosta, quando não consegue chegar à superfície (plutonismo). O material que extravasa é constituído por gases, lavas e cinzas. A atividade vulcânica pode formar ilhas em meio aos oceanos (Havaí, Açores e etc.) que podem ser destruídas em instantes.
Pode ocorrer nos continentes, formando montanhas (Estromboli e Vesúvio na Itália, Osorno e Vila Rica no Chile, Santa Helena nos EUA). O mais espetacular aspecto construtivo do vulcanismo é o que corre nas cadeias meso-oceânicas, que representam limites divergentes de placas, gerando verdadeiras cordilheiras submarinas, formando assoalho oceânico novo a cada extravasamento e causando, assim, a expansão oceânica. A lslândia representa parte da cadeia meso-oceânica emersa acima do nível das águas, permitindo a observação direta deste tipo de vulcanismo fissural.
Terremotos
Os terremotos são tremores ou abalos causados pela liberação repentina da energia acumulada durante longos intervalos de tempo em que as placas tectônicas sofreram esforços para se movimentar. Quando o atrito entre elas é vencido (subducção ou falha transformante) ou quando partes se rompem (separação de placas), ocorrem os abalos. Estes abalos têm intensidade, duração e freqüência variáveis, podendo resultar em grandes modificações na superfície, não só pela destruição que causam, mas por estarem associados aos movimentos das placas tectônicas.
Os hipocentros (pontos de origem dos terremotos) e epicentros (projeções verticais dos hipocentros na superfície) estão localizados preferencialmente em zonas limitrofes de placas tectônicas, onde elas se chocam e sofrem subducção e enrugamento, formando, respectivamente, fossas oceânicas e cordilheiras continentais, ou onde elas se separam, nas cadeias dorsais meso-oceânicas.
Ocorrem terremotos também no limites neutros, onde as placas se movem lateralmente em sentidos opostos (falhas transformantes).
No mapa mundi, pode-se observar que a distribuição dos terremotos forma faixas contínuas ao longo das fossas oceânicas e cadeias continentais e meso-oceânicas. É famoso o “cinturão de fogo circumpacífico”, sujeito a freqüentes e intensos terremotos (exemplo da Falha de San Andreas, EUA), formando uma faixa muito ativa em volta do Oceano Pacífico.
Também existem terremotos que não são devidos aos movimentos das placas, mas a esforços chamados intra-placas. São menos freqüentes, menos intensos, e relacionados à reativação de falhas (rupturas) muito antigas na crosta (exemplos recentes: João Câmara – RN, e Rio de Janeiro).
Maria Cristina Motta de Toledo
Fonte: www.igc.usp.br
