Terra em transformação

2. Terra em transformação

2.1. A Terra conta a sua história

Para conhecer as transformações por que passou a Terra e a evolução da vida, os cientistas recorrem ao estudo dos fósseis - restos de seres vivos ou da sua actividade que ficaram preservados nas rochas, no passado geológico.

Amonite

O ramo da Geologia que se dedica ao estudo dos fósseis denomina-sePaleontologia. 

Em Paleontologia analisam-se as estruturas anatómicas e as suas formas de vida, de modo a compreender-se as suas particularidades. Esta disciplina baseia-se,entre outras coisas, numa comparação com animais e vegetais actuais, fazendo uma ligação entre as ciências geológicas e biológicas.

Podemos obter uma grande quantidade de informações úteis que podem ajudar a interpretar o passado geológico, estudando os restos das formas vivas antigas — os fósseis.

Os fósseis de animais e de vegetais que vivem em condições muito precisas (de temperatura, salinidade da água, profundidade, etc.), como os corais e outros seres vivos, são bonsindicadores de ambientes.

Outros fósseis, por terem curta longevidade e grande área de dispersão, isto é, grande distribuição geográfica, são bons indicadores da idade das rochas onde se encontram.

2.2. Dinâmica interna da Terra

Teoria da Deriva Continental

Wegener propôs em 1912 a hipótese da deriva continental, baseada numa enorme quantidade de evidências geológicas, paleontológicas e climatológicas. Obteve reacções tanto favoráveis como desfavoráveis.

Em 1923, Wegener, fez uma comunicação à Sociedade de Filosofia Americana, em Filadélfia, apresentando a sua hipótese da deriva continental e não foi bem aceite pela maioria dos presentes, tendo sido alvo de duras críticas. O que irritava os presentes era que esta hipótese de Wegener contrariava todas as teorias estabelecidas na época, sendo considerada uma afronta. No entanto, não era uma ideia totalmente nova. As ideias de Wegener foram ainda ridicularizadas muitotempo depois da sua morte no Árctico, em 1930.

Wegener observou que sequências de rochas marinhas e terrestres da mesma idade tinham sido encontradas em continentes actualmente distanciados.

Alfred Wegener argumentou que tão grande quantidade de evidências, a partir de uma variedade de fontes, seguramente indicava que os continentes deveriam ter estado juntos no passado e que a dada altura se teria dado a sua deslocação até às posições que ocupavam actualmente - deriva continental.

Os dados ou provas em que Wegener se baseou foram, assim:

1. Geográficos
2. Geológicos e Estruturais
3. Paleontológicos
4. Paleoclimatológicos

Dados Geográficos: Os contornos dos continentes podem ajustar-se entre si, sobretudo se se consideram como linhas de contacto intercontinental os bordos das suas plataformas marinhas -que marcam o limite entre litosfera oceânica e continental.

                                                                    Exemplo: as costas de África e América do Sul podem encaixar quase perfeitamente se se unirem através dos seus verdadeiros bordos.

Dados Geológicos e Estruturais: As margens dos continentes do hemisfério Norte ou Sul não revelam qualquer relação entre si na sua posição actual, mas revelam um continuidade geológica: dobras, falhas, cadeias montanhosas etc.

                                                                                                                                                               Junção geológica do Atlântico Sul

Dados Paleontológicos: A partir das faunas e floras fósseis, correspondentes ao Carbónico, Pérmico e inícios do Mesozóico — a flora de Glossopteris e a sua fauna associada — foram deduzidos os argumentos mais convincentes. Supõe-se que África e a América do Sul, a índia, a Austrália e a Antárctida formavam o Gondwana no Paleozóico e durante  parte do Mesozóico.

Evidências paleontológicas

 Dados Paleoclimatológicos: Estudou climas antigos e as semelhanças entre condições climáticas e litológica e o registo fóssil, em zonas afastadas como Londres, Paris e Gronelândia. A existência de rochas sedimentares e depósitos glaciares do Pérmico encontrados em vários locais não era explicável pela sua posição actual.

Críticas a Wegener

 Wegener foi muito criticado pelos biogeógrafos da época:

• aceitavam a semelhança climática;
• pensavam que a fauna e flora semelhantes provavam a existência de ligações (pontes terrestres) entre os continentes. Segundo eles, as ligações entre os continentes teriam submergido nos oceanos, embora cem anos antes se tenha provado que tal fenómeno era impossível;
• afirmavam que a maioria dos argumentos apresentados por Wegener eram falsos e a principal causa desse descrédito era desconhecerem o mecanismo ou processo com potência suficiente para separar continentes!

Mas surgiram também evidências adicionais, a favor de Wegener:

 Arthur Holmes idealizou a datação de rochas por métodos radioactivos (1927) e lançou (1929) o conceito de Correntes de Convecção, movimentos impulsionados pelo calor radioactivo existente no interior da Terra.

 Alguns cientistas acreditavam que no interior do manto terrestre a matéria era quente e fundida, e ascendia à superfície, e posteriormente ao arrefecer voltava a afundar no seu interior, ou seja, existiria um fluxo circular de matéria - convecção. Segundo Arthur Holmes, as forças responsáveis pela deriva dos continentes teriam de ser internas, pois era inimaginável que uma força externa pudesse causar tais movimentos. Assim, determinadas áreas da Terra aumentam a sua temperatura devido ao calor que se liberta durante a desintegração de pequenas quantidades de elementos radioactivos contidos nas rochas. Com o tempo as rochas mais quentes ascendem à superfície terrestre, arrefecem e afundam no interior da Terra como material denso e frio. Seriam estes os movimentos para as deslocações dos continentes. Na altura, todos duvidaram da existência de tais forças internas, tal como Holmes as propunha. No entanto, mais à frente terás ocasião de verificar que esse foi um julgamento precipitado, resultante de uma má avaliação das ideias dos outros.

 Teoria da Tectónica de placas: teoria geológica que descreve os movimentos de grande escala que ocorrem na litosfera terrestre.

Houve o reavivar do interesse pela hipótese de Wegener, durante a década de cinquenta, em resultado de novas evidências fornecidas pelos estudos paleomagnéticos, resultando desses estudos a prova para o estabelecimento da teoria de Wegener, da Deriva Continental.

Os geólogos começaram a explorar os fundos oceânicos.

Desenvolve-se então a Teoria da Tectónica de Placas, um marco nas ciências geológicas, que se desenvolveu rapidamente durante as décadas de 70 e 80. Ficou claro que esta teoria explicava muito mais do que a coincidência entre rochas e fósseis.

Forneceu um quadro teórico para, a uma escala global e sistémica, se interpretar a composição, estrutura e processos internos da Terra:

a) sismos: dão-se onde as placas colidem;

b) erupções vulcânicas: situam-se onde as placas se separam ou mergulham no manto;

c) as cordilheiras montanhosas são levantadas nos locais onde as placas colidem deformando as margens dos continentes.

Segundo a teoria da tectónica de placas, a listosfera está dividida em placas, as placas litosféricas, que se movem sobre a astenosfera.

 Limites de Placas Litosféricas

Zonas de actividade vulcânica, actividade sísmica ou ambas marcam a maioria dos limites de placas. Ao longo destes limites as placas:

• divergem - limites construtivos;
• convergem - limites destrutivos;
• deslizam umas pelas outras - limites conservativos ou transformantes.

Limites Divergentes ou construtivos

• as placas afastam-se à medida que o magma ascende da astenosfera para a superfície;
• são construtivos porque o magma solidifica formando rocha (é acrescentado novo material à dorsal) que se liga à placa em movimento;

Limites Convergentes ou destrutivos 

• as placas movem-se uma em direcção à outra e uma delas afunda sob a outra, ao longo da zona de subducção; a placa mergulha para o interior da Terra, aquece e derrete, gerando magma;

• é destrutivo porque aquando da colisão a crusta oceânica, sendo mais densa, desce ao longo da zona de subducção, sendo destruída e originando violentas erupções vulcânicas.

Exemplo: Os Andes (colisão placa continental - placa oceânica), são um exemplo de uma cadeia montanhosa vulcânica, formada devido à subducção, ao longo de um limite de placas convergente.

Limites conservativos ou transformantes

• através de uma ruptura (falha transformante), as placas deslizam uma pela outra, originando grandes pressões que provocam a ruptura dos materiais terrestres;
• originam grandes sismos, mas sem erupções vulcânicas;
• como não há nem formação nem destruição de crusta, é considerado um limite conservativo.

2.3. Consequências da dinâmica interna da Terra

2.3.1. VULCANOLOGIA: Um vulcão é uma ruptura na crosta através da qual a lava atinge a superfície terrestre. A lava, que é expelida pelos vulcões, é uma matéria que se encontra num estado mais ou menos viscoso e a elevada temperatura.

Vulcão - Aparelho geológico natural constituído por lavas e outros produtos da actividade vulcânica.

Lava - Material em fusão que sai da cratera.

Chaminé vulcânica - Canal de comunicação entre as zonas profundas da Terra e a superfície, através do qual material em fusão ascende durante as erupções.

Cratera - Abertura superior dos vulcões por onde são expelidas as lavas e os outros produtos da actividade vulcânica. Os produtos da erupção de um vulcão do tipo central ascendem através de um tubo cilíndrico conhecido por chaminé vulcânica e atingem a superfície através de um abertura chamada cratera.

Com repetidas erupções de lavas e/ou cinzas e outros materiais vulcânicos vai haver sobreposição em torno da cratera e forma-se um cone vulcânico . As formas dos cones vulcânicos dependem fundamentalmente do tipo de lava.

 Piroclastos - Além da lava, os vulcões produzem abundantes fragmentos sólidos, que são expelidos através da cratera. Estes materiais, a que se dá o nome de piroclastos, possuem designações próprias, em função dos respectivos tamanhos e formas.

Assim, o material mais fino, à base de fragmentos com tamanho inferior a 4 mm de diâmetro, tem o nome de cinzas ou poeiras . A bagacina ou «lapilli»  tem um diâmetro entre 4 e 32 mm e os pedaços maiores que 32 mm são conhecidos por bombas , quando arredondados, e por blocos, se angulosos.

Magma - Fluido a alta temperatura existente em zonas mais ou menos profundas da Terra.

Erupção vulcânica - Ascensão e expulsão de magma, com gás dissolvido, para a superfície terrestre.

Rochas vulcânicas - Rochas que resultam da consolidação do magma à superfície.

TIPOS DE ERUPÇÃO VULCÂNICA

Como se caracteriza uma erupção vulcânica? Uma erupção vulcânica caracteriza-se pela emissão, para a superfície terrestre, de produtos magmáticos durante a actividade de um vulcão.

Como se distinguem as erupções vulcânicas efusivas das erupções vulcânicas explosivas?

A erupção efusiva manifesta-se pela emissão lenta de lava, que pode deslocar-se a grandes distâncias.

A erupção explosiva  é determinada pela projecção de consideráveis massas de materiais sólidos e por um violento desprendimento de gases.

2.3.2. SISMOLOGIA: Um sismo, pode ser considerado como um abalo da crosta terrestre que ocorre num período de tempo restrito, em determinado local.

O lugar onde se localiza o sismo, isto é, o local onde o abalo tem origem, designa-se porfoco sísmico ou hipocentro.

O ponto da superfície que se situa, na maior parte dos casos, na vertical do hipocentro, isto é, a projecção na superfície do foco sísmico é conhecido por epicentro. É precisamente no epicentro que os terramotos apresentam maior intensidade.

A profundidade a que se localiza o hipocentro varia desde a superfície até 700 km. Os sismos classificam-se em superficiais, intermédios e profundos conforme o foco se situa, respectivamente, entre a superfície e os 40 km de profundidade, entre os 40 e 350 km e para além dos 350 km. Para outros autores aqueles valores são fixados em 70 km, 70 e 300 km e mais de 300 km, respectivamente.

A avaliação de um sismo pode fazer-se ou pela intensidade, parâmetro subjectivo, e/ou pela magnitude, parâmetro objectivo.

A intensidade permite determinar como se sentiu um sismo numa região da superfície terrestre. Mede-se pelos efeitos que produz sobre as populações e nos estragos que causa.

O estudo das respostas dadas pelas populações da área afectada pelo sismo a um questionário padrão que lhes é fornecido, permite avaliar os efeitos e estragos produzidos e determinar o grau de intensidade do sismo, por exemplo, na escala internacional.

A escala internacional, de 12 graus, resultou da modificação da escala proposta, em 1902, por G. MERCALLI, famoso sismólogo italiano que foi director do Observatório do Vesúvio.

As intensidades determinadas nas diferentes localidades permitem elaborar um mapa em que são separadas por linhas as regiões de diferente intensidade. As linhas de igual intensidade sísmica designam-se por isossistas e a carta onde se encontram inscritas é conhecida por mapa de isossistas.

A magnitude de um sismo corresponde à energia libertada no seu foco. A escala para avaliação da magnitude foi estabelecida, em 1935, por CHARLES F. RICHTER e compreende dez graus, de O a 9, correspondendo cada grau a uma energia libertada dez vezes superior à do precedente.

Na escala de RICHTER, um sismo superficial (por exemplo 10 a 30 km) de magnitude menor do que 3 sente-se na zona próxima do epicentro. Entre 4 e 5, sente-se e produz quedas de objectos e pequenos danos.  A partir da magnitude entre 5 e 6 os prejuízos são apreciáveis, aumentando rapidamente para os grandes sismos destruidores de magnitude 7 e 8.

A magnitude de um sismo determina-se medindo a amplitude das ondas sísmicas registadas por um sismógrafo.

2.4. Estrutura interna da Terra

Através do estudo dos dados obtidos pelos métodos directos e indirectos, os cientistas elaboraram dois modelos da estrutura interna da Terra.

Como se conheceu a estrutura e a dinâmica interna da Terra?

Para o estudo da estrutura interna da Terra existem dois métodos: os métodos directos e os métodos indirectos.

Métodos Indirectos

Quase toda a informação, que permite determinar com algumas reservas as características estruturais do interior da Terra, é fornecida, essencialmente, pela observação das velocidades e trajectórias das ondas sísmicas e dos dados fornecidos pelos satélites.

Métodos Directos

Fornecem dados a partir da observação directa das rochas e dos fenómenos geológicos. Estes métodos incluem o estudo das rochas provenientes dos afloramentos, das sondagens e das minas e o estudo dos materiais expelidos pelos vulcões. Actualmente o estudo directo da estrutura interna da Terra está limitado a uma fina película à superfície.

No estado actual do conhecimento científico e tecnológico, as informações que mais contribuem para o estudo das zonas profundas da Terra são provenientes dos métodos indirectos.

A constatação das características apresentadas pelos constituintes das diferentes camadas da Terra permitiu que os cientistas chegassem às seguintes conclusões:

Crusta: É constituída pela crusta continental (essencialmente de natureza granítica), com cerca de 20 a 70 km de profundidade, e pela crusta oceânica(essencialmente de natureza basáltica), com cerca de 5 a 10 km de profundidade. A crusta é mais espessa sob os continentes e mais fina sob os oceanos.

Manto: É a camada que se segue à crusta, estendendo-se até uma profundidade com cerca de 2900 km. O manto é dividido em duas camadas: o manto superior e o manto inferior.

O manto superior é constituído, essencialmente, por material sólido. Estende-se até a uma profundidade com cerca de 700 km e as ondas sísmicas mostraram que esta camada apresenta valores de rigidez diferentes. A parte superior desta camada forma, com a crusta, a litosfera.

Os cientistas admitem que, por baixo da litosfera, existe uma camada menos rígida e parcialmente fluida. Esta camada chama-se astenosfera. É sobre a astenosfera que as placas tectónicas "flutuam". Por baixo da astenosfera, o manto superior é novamente rígido.

Núcleo: Ocupa o centro da Terra, a partir dos 2900 km de profundidade. É dividido em duas camadas: o núcleo externo e o núcleo interno.

O núcleo externo: É líquido, devido às enormes temperaturas que se fazem sentir nesta camada, e é constituído por ferro e níquel. Estende-se até uma profundidade com cerca de 5170 km.

O núcleo interno: É sólido, devido às enormes pressões que está sujeito. É constituído, essencialmente, por ferro e níquel e tem um raio aproximado de 1200 km.  O núcleo interno e o núcleo externo formam uma camada designada  endosfera.

2.5. Dinâmica externa da Terra

Fonte: http://tic.ipiaget.org/macedo2010/sabina/terraemtranformacao.htm 

Fonte: http://espaco-total.blogspot.com.br

A Teoria da Tectônica de Placas

Quando os primeiros mapas mundiais confiáveis começaram a ser construídos, os cientistas notaram que os continentes, particularmente a América do Sul e a África, podiam encaixar-se como em um jogo de quebra cabeças. Em 1516, o geógrafo flamenco Abraham Ortelius observou o encaixe dos limites dos continentes em ambos os lados do oceano Atlântico, como se as Américas, Europa e África tivessem sido agrupadas em algum tempo e posteriormente separadas. Próximo do final do Século 19, o geólogo austríaco Eduard Suess juntou algumas peças do quebra cabeças e postulou que outrora os continentes meridionais tinham formado um único continente gigante, o Gonduana.

Entretanto, foi um meteorologista alemão, Alfred Wegener, no início do Século 20, o primeiro a investigar exaustivamente a idéia da deriva dos continentes (continental drift). Em seu livro "A Origem dos Continentes e Oceanos" de 1915, Wegener baseou sua teoria não somente na forma dos continentes, mas também em evidências geológicas, tais como similaridades entre as rochas, estruturas geológicas e os fósseis encontrados no Brasil e na África.

Nos anos que se seguiram, Alfred Wegener postulou a formação de um supercontinente chamado Pangea na Era Paleozóica (565-252 Ma), que estava unido até o Período Carbonífero (354-290 milhões de anos) e que começou a se fragmentar na Era Mesozóica (200 Ma), formando os continentes que conhecemos atualmente, com o oceano preenchendo os espaços entre eles.

O meteorologista alemão acreditava que os continentes, constituídos de rochas silicosas menos densas, eram arrastados sobre as rochas mais densas do fundo oceânico por forças relacionadas a rotação da Terra que criariam uma força centrífuga em direção ao Equador. Wegener acreditava que o Supercontinente Pangea tinha originado-se perto do pólo sul e que a força centrífuga do planeta tinha provocado o rompimento do protocontinente, movendo então os continentes recém formados na direção do Equador. Faltava a Wegener dados sobre a natureza da formação da crosta oceânica, o que lhe impediu a formação de uma teoria mais completa da dinâmica terrestre.

Após uma década de debates acalorados, a maioria dos geólogos e geofísicos rejeitaram a teoria de Alfred Wegener, pois segundo eles, as forças geradas pela rotação da Terra seriam insuficientes para mover os continentes. Entretanto, alguns poucos geólogos europeus, sul-africanos e australianos, entre os quais se destacam Alexander L. du Toit e Arthur Holmes, acrescentaram novos e importantes dados geológicos, paleontológicos e paleoclimáticos a teoria dos movimentos dos continentes.

Em 1929, Arthur Holmes propôs a idéia que o manto terrestre sofria convecção termal, baseando seu conceito no fato que pode ser observado facilmente quando se aquece um recepiente com água. Quando uma substância é aquecida sua densidade diminui e por conseqüência ascende para a superfície. Na superfície ela é resfriada, aumenta sua densidade e então mergulha para baixo novamente.

Repetidos aquecimentos e resfriamentos resultariam em uma corrente mantélica que poderia ser suficiente para provocar o rompimento e movimento dos continentes. Esta idéia também recebeu pouca atenção na época.

Foi só quando a topografia do assoalho oceânico começou a ser mapeada nos anos entre 1950-1960 que houve um grande avanço no desenvolvimento na teoria da Tectônica de Placas. Quando estes estudos foram compilados, revelaram que algum oceanos são divididos por uma grande cordilheira submersa, com aproximadamente 65.000 Km de comprimento e em torno de 1.500 Km de largura. Entretanto, na parte central da cordilheira existe um vale, com 1-3 Km de profundidade. Esta feição constitui um rifte, isto é, um local com profundas rachaduras tectônicas que provocam a separação de blocos devido a tensão na crosta. Outras evidências mostraram uma variedade de diferenças entre as crostas continentais e oceânicas. Pesquisas mostraram que a crosta oceânica é muito mais jovem do que a crosta continental, e amostras de sondagens da crosta oceânica revelaram que ela é composta principalmente de basalto e, portanto, tem composição completamente diferente da crosta continental "granítica". Estudos sísmicos mostraram que a crosta oceânica é também mais fina que a crosta continental, não sendo portanto, sujeita a grandes deformações devido a forças compressionais.

No início da década de 1960, os geólogos Harry Hess da Universidade de Princeton e Robert Dietz da Universidade da Califórnia, baseados nestes novos dados científicos, propuseram hipóteses similares, no qual o assoalho oceânico separava-se ao longo dos riftes, denominados agora de cordilheiras meso-oceânicas, devido a correntes de convecção no manto e são movidos simetricamente para cada lado da cordilheira. O contínuo movimento lateral produz rachaduras no rifte, no qual material mantélico quente (magma) é injetado para cima tornando-se a nova crosta oceânica (espalhamento do assoalho oceânico). A corrente de convecção no manto empurra os continentes para longe da cordilheira meso-oceânica e na direção das fossas oceânicas. Neste local, a crosta oceânica submerge para o manto, sendo então reabsorvida. Deste modo, o fundo oceânico é completamente regenerado em 200 ou 300 milhões de anos.

Dados paleomagnéticos foram utilizados para testar a idéia do espalhamento do assoalho oceânico. Certas rochas vulcânicas, como o basalto, contém minerais de ferro chamados magnetita. Quando o basalto resfria atingindo temperaturas abaixo de 500 graus Celsius, as magnetitas tornam-se orientadas na direção do campo magnético terrestre daquele momento. Deste modo, os minerais que constituem a rocha tornam-se magnetos fósseis, isto é, mostram a orientação do campo magnético terrestre no momento da cristalização e resfriamento. Este processo é chamado de paleomagnetismo termoremanente.

Algumas rochas sedimentares podem também mostrar um outro tipo de magnetismo remanente. As rochas sedimentares são formadas quando partículas de sedimentos assentam e acumulam, por exemplo, no fundo de um corpo de água. Grãos magnéticos entre as partículas, como fragmentos de magnetita, tornam-se alinhados na direção do campo magnético terrestre no momento da deposição, e esta orientação poderá ser incorporada na rocha quando as partículas tornarem-se litificadas. Este tipo de magnetismo é chamado de paleomagnetismo remanente deposicional.

O estudo das propriedades magnéticas de numerosas amostras de basaltos oceânicos, de muitos locais da Terra, demonstraram que o campo magnético terrestre mudou muitas vezes nos últimos 70-80 milhões de anos. Épocas de polaridade normal (isto é, períodos quando o campo magnético estava orientado como ele é hoje, com o pólo norte magnético no norte e próximo a sua locação atual) têm sido seguidas por períodos durante o qual as locações do pólo norte magnético e pólo sul magnético foram revertidos. Se o espalhamento do assoalho oceânico realmente ocorre, ele pode ser registrado no magnetismo dos basaltos na crosta oceânica, pois se o campo magnético muda intermitentemente, novos basaltos extrudidos no rifte podem ser magnetizados de acordo com a polaridade do tempo em que eles se formaram. Investigações subseqüentes do fundo mar comprovaram esta teoria, pois quando o assoalho oceânico se movimenta, o campo magnético é registrado na crosta ao longo de cada lado da cordilheira oceânica, com as rochas identificando períodos com polaridades normais e reversas alternadas.

Para muitos geólogos, a evidência mais convincente para a comprovação da teoria da Tectônica de Placas vem desde a amostragem dos sedimentos que estão sobre o assoalho oceânico. Os sedimentos mais jovens e com menor espessura estão localizados sobre o fundo do mar próximo da cordilheira oceânica, onde nova crosta está sendo criada. Longe da cordilheira, os sedimentos que estão diretamente acima dos basaltos oceânicos tornam-se progressivamente mais antigos e mais espessos, estando os sedimentos mais antigos próximos das margens continentais.

No final da década de 1960, uma nova geração de geólogos ampliou os conceito da deriva continental e do espalhamento do assoalho oceânico em uma teoria mais ampla, a Tectônica de Placas. Eles estenderam as idéias iniciais em torno da mobilidade da litosfera com a identificação dos limites de placas e a discussão de seus movimentos relativos e dos fenômenos tectônicos, vulcânicos e sísmicos que ocorrem nos seus limites.

O desenvolvimento da Teoria da Tectônica de Placas foi para a geociências o que a Teoria da Relatividade de Einstein foi para a Física e a Teoria da Evolução de Darwin foi para a Biologia, uma revolução no conhecimento científico. Essa teoria teve um grande impacto nas ciências geológicas e isso aconteceu porque ela fez com que os geólogos reconhecessem que tudo está interligado no planeta. Não existe, por exemplo, uma teoria sobre como os sedimentos se formam e outra que explique como os vulcões agem. Tudo faz parte de um só grande quadro e compreender cada parte desse quadro ajuda a entender todo o sistema. Esse sistema, é claro, é a Terra.

A teoria da Tectônica de Placas está atualmente firmemente estabelecida, sendo aceita como a teoria fundamental da dinâmica terrestre. Ela foi primeiramente utilizada, como foi visto acima, para explicar as feições do assoalho oceânico. Agora a ênfase tem mudado para os continentes, e muitas das primeiras observações geológicas continentais estão sendo reexaminadas na luz dessa teoria.

Referências bibliográficas utilizadas na confecção do texto acima:

Hamblin, W.K. & Christiansen, E.H. 1998. Earth,s Dynamic Systems (Eighth Edition). Prentice-Hall, Inc. 740 p.

Press, F. & Siever, R. 1998. Understanding Earth (Second Edition). W.H. Freeman and Company. 682 p.

Fonte: http://www.vulcanoticias.com.br

A FORMAÇÃO DO GONDWANA

A FORMAÇÃO DO GONDWANA

A maioria das rochas do Rio de Janeiro se formou durante a Era Paleozóica, há cerca de 500 milhões de anos atrás. Nessa época vários continentes antigos se aproximaram lentamente e se aglutinaram para formar em um enorme continente chamado Gondwana.
A medida em que os continentes colidiam, suas margens se acavalaram umas sobre as outras, formando cordilheiras de montanhas e levando ao soterramento vastas porções da crosta (casca externa da Terra). A pressão e calor resultantes modificaram as rochas preexistentes, originando os gnaisses que hoje vemos. A temperatura foi alta a ponto de derreter algumas rochas, gerando grandes volumes de magma (rocha fundida).
O resfriamento do magma resultou nos granitos atuais do Rio de Janeiro. O Pão de Açúcar e os enormes paredões que vemos no Rio de Janeiro e Niterói são em sua maioria formados pelo Gnaisse Facoidal: um granito formado e deformado nas porções inferiores da crosta terrestre (pelo menos 25 quilômetros de profundidade). A erosão das rochas mais superficiais trouxe à superfície os gnaisses e granitos que hoje afloram. Os geólogos calcularam a idade de formação do Gnaisse Facoidal em cerca de 560 milhões de anos.

A FORMAÇÃO DO ANTIGO CONTINENTE GONDWANA

Quando dois continentes colidem eles formam outro maior

FORMAÇÃO DO CONTINENTE GONDWANA

A QUEBRA DO GONDWANA

Um longo período geologicamente calmo se seguiu até a Era Mesozóica, há aproximadamente 130 milhões de anos, quando o supercontinente Gondwana se dividiu em vários continentes menores,entre eles a América do Sul. A separação entre a África e a América do Sul formou o Oceano Atlântico, que ainda hoje se alarga imperceptivelmente alguns centímetros por ano.
Os movimentos da crosta durante o Mesozóico formaram a Serra do Mar ao longo do litoral e a Serra da Carioca no Rio de Janeiro, incluindo o Pão de Açúcar. Olhando daqui para o norte podemos ter uma idéia da magnitude dos movimentos verticais da crosta: a diferença de altitude entre a Serra do Mar e as planícies costeiras do Rio de Janeiro chega a mais de 2000 metros!
O clima tropical e a erosão têm sido os escultores, lentos porém persistentes, deste singular monolito que encanta todos os visitantes desde o século 16, bem como os nativos do passado e dopresente.

O ANTIGO CONTINENTE GONDWANA

A SEPARAÇÃO ENTRE A AMÉRICA DO SUL E A ÁFRICA FORMA O OCEANO ATLÂNTICO

A SEPARAÇÃO ENTRE A AMÉRICA DO SUL
E A ÁFRICA FORMA O OCEANO ATLÂNTICO

O PÃO DE AÇÚCAR

A rocha que compõe o Pão de Açúcar foi originalmente um granito que se formou a partir do resfriamento de um magma nas profundezas da crosta. Posteriormente, calor e deformação intensa transformaram (metamorfisaram) o granito em gnaisse com os típicos cristais de feldspato em forma de olhos, como na fotografia abaixo.
O formato peculiar atual da montanha resultou da erosão, que atuou mais intensamente em rochas fraturadas e na camada de gnaisse metassedimentar (metamorfismo sobre rocha sedimentar) que aflora entre o Pão de Açúcar e o Morro da Urca. Esta camada erodiu mais porque o gnaisse metassedimentar se decompõe mais facilmente e forma o solo fértil que favoreceu o crescimento da vegetação.

Foto de Júlio C.H. Almeida

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Pão de Açúcar

Grandes veios dobrados, visíveis na face norte do Pão de Açúcar, dão uma idéia da intensidade da deformação que transformou o granito original em um gnaisse, um tipo de rocha metamórfica.

“A Terra levou alguns bilhões de anos para construir as rochas, os minerais, as montanhas e os oceanos. Proteja esta obra-prima!”

Fonte:http://www.caminhosgeologicos.rj.gov.br

Reconhece este Planeta ?

A teoria das placas tectónicas constitui uma das maiores conquistas da geologia moderna e mudou radicalmente a forma como pensamos no nosso planeta. As ideias seminais foram lançadas em 1912 pelo brilhante e polivalente cientista alemão Alfred Wegener sob a forma da hipótese da “Deriva dos Continentes”. A teoria como a conhecemos hoje sofreu várias evoluções e só foi definitivamente aceite nos anos 60 do século passado. Segundo a dita, a crosta terrestre e a parte mais rígida do manto, uma camada com apenas alguns quilómetros de espessura que suporta o fundo dos oceanos e os continentes, e designada de litosfera, está dividida em fragmentos de dimensões variadas. Estes fragmentos flutuam sobre o manto terrestre, ajustando e alterando a sua posição, criando novas porções de crosta terrestre (como nas dorsais oceânicas) e afundando-se de novo no manto (como nas zonas de sub-ducção). Este processo renova a crosta terrestre e permite a dissipação da energia proveniente do interior da Terra, para além de ser de suprema importância para o equilíbrio da biosfera.

Um corolário desta teoria consiste no facto de os continentes não terem tido sempre as mesmas formas e localização no globo terrestre. De facto, ao longo dos 4.5 mil milhões de anos da Terra, a configuração dos continentes mudou imenso. Se observássemos a Terra do espaço há uns 250 milhões de anos atrás, por exemplo, provavelmente não a reconheceríamos.

Vejam esta série de imagens, que reconstituem a posição dos continentes actuais (ou pelo menos as partes que deles existiam), tendo início há cerca de 650 milhões de anos, portanto pouco antes da explosão de vida superior do período Câmbrico, no início da era Paleozóica (“da vida antiga”). A imagens foram obtidas na página do Projecto Paleomar. É importante ver as imagens com algum cepticismo. De facto, algumas reconstituições não são consensuais e como podem imaginar, obter mapas precisos para as diferentes épocas é extremamente difícil.

 


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