Anomalias gravimtricas

Na superfcie terrestre, o valor mdio da gravidade aproximadamente 9,80m/s ou 980 Gal. Porm devido a vrios fatores como, o movimento de rotao da terra, o achatamento na regio polar, a atrao exercida pela lua e pelo sol, e as diferenas na altitude entre os pontos de medida o valor da gravidade alterado.O movimento de rotao da terra e o achatamento na regio polar fazem esse valor diminuir cerca de 5,3 Gal. (0,5%) aproximadamente dos plos para o equador. Primeiramente porque a rotao da Terra impe uma acelerao adicional no corpo oposta a acelerao da gravidade. O corpo atrado gravitacionalmente sente uma fora centrfuga atuando para cima, reduzindo seu peso. Este efeito atinge valores que variam de 9,789 m/s no equador, at 9,823 m/s nos plos. A segunda razo a forma no totalmente esfrica da Terra, (tambm causada pela fora centrfuga). Essa forma faz com que o raio da Terra no equador seja ligeiramente maior que nos plos. Como a atrao gravitacional entre dois corpos varia inversamente ao quadrado da distncia entre eles, (quanto maior a distancia menor a atrao) objetos no equador experimentam uma fora gravitacional mais fraca do que os mesmos objetos nos plos.As variaes da gravidade devido ao da lua e do sol, (efeitos de mars) so descritos por meio de tabelas publicadas periodicamente.As variaes causadas por diferenas de altitudes, devido a topografia do terreno, so eliminadas atravs de duas correes (dada por equaes), denominadas correo ar-livre e correo Bouguer.Como todas essas variaes se superpem, torna-se necessrio quantific-las e elimin-las ao mximo, ou seja, fazer correes usando mtodos e clculos especficos para cada variao, para s ento, observar e estudar somente aquelas variaes causadas por diferenas na composio e estrutura da crosta ou no manto superior que o nosso objetivo.A variao na densidade e nas massas dos diferentes materiais que constituem o interior da terra faz com que o valor medido (real) e o valor calculado (terico) para esse local aps as devidas correes, seja diferente, essa diferena entre os valores chamada de anomalia de gravidade ou anomalia gravimtrica.Se o interior da terra fosse totalmente uniforme, os valores calculados e medidos da gravidade seriam iguais aps todas as correes, pois eliminando as variaes causadas pela latitude, e achatamento, pela lua e sol, altitude e no existiriam variaes causadas pelas diferentes composies e estruturas internas.

Anomalias positivas e negativas

Dizer que num dado local existe uma anomalia isosttica negativa significa que na vertical da estao de medida existe um dficit de massa, portanto um excesso de rocha de baixa densidade. Se, pelo contrrio, se determina a existncia de uma anomalia isosttica positiva, isso significa que na vertical da estao onde foi efetuada a medio existe um excesso de materiais de elevada densidade.

Anomalias Negativas

Nas anomalias negativas de gravidade, os valores medidos so menores do que os previstos, aps todas as correes, sendo causadas por rochas com densidade relativamente baixa ou sedimentos localizados na sub-superfcie, em contato com outras rochas de maior densidade existentes no substrato. Por exemplo, anomalias negativas so encontradas em cadeias montanhosas (que possuem razes profundas constitudas por rochas com densidade relativamente baixa), ou ainda associada presena de corpos rochosos intrusivos de baixa densidade.

As anomalias negativas tambm so geradas pela presena de domos de sal de baixa densidade, formados pela evaporao da gua de antigos mares rasos. Como esse ambiente propcio para a deposio de matria orgnica, que pode originar petrleo, essas anomalias podem indicar reas potencialmente favorveis prospeco.

Anomalias Positivas

Anomalias positivas de gravidade ocorrem quando os valores de gravidade medidos so maiores do que os previstos e so causados pela presena de matria com alta densidade na superfcie ou em profundidade. Assim, locais onde ocorrem rochas com alta densidade so caracterizados por apresentarem anomalias positivas. Na regio meridional do Brasil h uma anomalia dessa natureza, causada por uma das maiores manifestaes de vulcanismo basltico do planeta, que originou, h aproximadamente 130Ma, a Formao da Serra Geral da Bacia do Paran.

Gravimetria

A gravimetria estuda as variaes (anomalias) da acelerao da gravidade na superfcie terrestre. Para a medirmos, usamos um gravmetro, que , basicamente, um instrumento composto por um corpo de massa conhecida preso a uma "mola".

Imagem - Aplicando o mtodo gravtico sobre a superfcie terrestre possvel identificar a presena de materiais mais ou menos densos (dense metallic ore) no interior da crosta, pois eles so as causas das anomalias gravimtricas. As rochas salinas, como tm baixa densidade e so mais deformveis do que as rochas encaixantes, quando sujeitas a foras tectnicas, ascendem, formando estruturas geolgicas denominadas domas salinos. A presena no subsolo de um doma salino, que tem densidade inferior das rochas encaixantes, afeta localmente a fora gravtica, que comea a diminuir nas proximidades dessa regio, registrando, portanto, uma anomalia negativa. Dado que os domas salinos esto muitas vezes associados a jazigos de petrleo, este mtodo frequentemente utilizado na prospeco daquele combustvel fssil. O mesmo sucede com as grutas (cave) que originam anomalias negativas. Pelo contrrio, a presena de um jazigo mineral mais denso (dense metallic ore) do que as rochas encaixantes determina superfcie uma anomalia gravimtrica positiva.

Princpio de isostasia

Evidncias dos Movimentos Verticais

A existncia de movimentos verticais da crosta reconhecida desde meados do sculo XVIII. Diversas evidncias apontam neste sentido: a existncia de grandes cadeias de montanhas, a ocorrncia de sedimentos marinhos em grandes elevaes acima do nvel do mar, ocorrncia na superfcie de rochas formadas a grandes profundidades, subsidncia e soerguimento de certas reas continentais. Muitos desses movimentos so hoje em dia verificveis atravs de medidas geodsicas precisas que mostram, aliados a dados geolgicos, que esses movimentos ocorrem em taxas que variam entre 0,05 e 1 cm/ano.A primeira chave para explicar esses movimentos verticais surgiu em 1735, quando Pierre Bouguer, o lder da expedio de estudos de gravimetria dos Andes, verificou que um peso de chumbo no sofria o desvio esperado considerando a atrao da massa da cadeia montanhosa. Esse mesmo fenmeno foi observado em outras cadeias de montanhas, verificando-se em alguns lugares que o peso de chumbo era defletido na direo oposta a das cadeias de montanhas. A explicao para essas anomalias gravitacionais seria explicado mais de um sculo depois pela Teoria da Isostasia.

Teoria da Isostasia de Airy-PrattEm 1855, dois cientistas, Airy e Pratt, formularam teorias bastante semelhantes para explicar a ausncia de massa nas grandes cadeias de montanhas e um excesso de massa sobre os oceanos. O Princpio da Isostasia foi formulado separadamente por Airy e Pratt, cada um dos quais considerando um aspecto principal.Segundo Pratt a Ausncia de massa das cadeias de montanhas poderia ser explicada pela existncia de uma profunda raiz de material pouco denso, proporcional altura da montanha, flutuando sobre um material mais denso.J Airy demonstrou que se a camada superficial da Terra estivesse flutuando sobre um material mais denso, a sua altitude seria proporcional a espessura do material. Assim, as cadeias de montanhas seriam como icebergs, cuja altura proporcional a massa de gelo submersa. Conjuntamente, as duas proposies explicaram toda a grande topologia da superfcie da Terra, considerando que a camada superficial estivesse flutuando sobre um material mais denso: os continentes so mais elevados porque so compostos por material menos denso (e tambm porque mais espessa) que os dos fundos ocenicos e as grandes cadeias de montanhas so mais altas porque apresentam uma raiz proporcionalmente profunda de material pouco denso. J as dorsais mesocenicas so elevaes em relao ao fundo ocenico porque, devido ao alto fluxo trmico localizado nesta regio, as rochas ocenicas apresentam densidade menor naquela regio que nas demais regies.Os dados geofsicos e geolgicos obtidos desde ento comprovam essa proposio: a crosta continental composta por materiais menos densos (d ~ 2,7 g/cm3), alm de ser mais espessa que a ocenica (d ~ 3,0 g/cm3). J as rochas do manto mostram densidades mdias mais elevadas (d ~3,3 g/cm3). Hoje, entretanto, sabe-se que a isostasia envolve toda a litosfera e o seu equilbrio sobre a astenosfera. Isso porque a teoria implica a existncia de material rgido em equilbrio sobre material plstico, capaz de fluir.

Movimentos verticais da litosfera. Equilbrio isosttico

Sendo a astenosfera uma camada constituda por material com um comportamento plstico, a litosfera, menos densa, est em equilbrio sobre esta zona do manto superior, ou seja, o equilbrio conseguido atravs de um ajustamento do tipo isosttico com movimentos verticais de ascenso e descida dos diferentes materiais. Se a litosfera se encontra em equilbrio isosttico com a astenosfera, tal significa que em qualquer zona da Terra, a litosfera deve ter igual peso. Como o peso de um corpo depende apenas do seu volume e da sua densidade, podemos afirmar que: se uma dada zona da litosfera contm materiais de baixa densidade, como, por exemplo, a crosta continental, esta deve compensar a menor densidade com um excesso de volume. Deste modo, podemos supor que a crosta continental mais espessa que a crosta ocenica, uma vez que apresenta menor densidade; quando uma determinada zona da litosfera contm um excesso aparente de materiais (uma cadeia de montanhas, por exemplo), esta deve compensar esse excesso de massa com uma menor densidade dos seus materiais constituintes. Os mecanismos de conservao do equilbrio designados por ajustamentos isostticos foram defendidos em meados do sculo XIX por dois geofsicos britnicos, John Pratt e George Airy. As duas hipteses apresentavam algumas diferenas.Imagem Hiptese de Airy e Pratt para explicar o ajustamento isosttico no nvel da crosta terrestre. Quando o equilbrio isosttico se rompe, produzem-se movimentos verticais que tendem a restabelecer esse equilbrio.

Os dois modelos de compensao isosttica operam simultaneamente. As montanhas possuem razes profundas, compostas por rochas com densidade relativamente baixa, fazendo com que a crosta e a litosfera sejam mais espessas nessas regies, conforme previsto no modelo de Airy. Por outro lado, a crosta ocenica situa-se em nveis topogrficos mais baixos do que a crosta continental, devido sua maior densidade, conforme previsto no modelo de Pratt.

Podemos reparar no esquema que a espessura da placa tectnica no a mesma em toda sua extenso. O que explica isso o princpio da ISOSTASIA.

A mesma figura sugere que a Crosta Continental flutua acima de material muito denso do manto, semelhana dos icebergs sobre os oceanos. Esse o Princpio da Isostasia que assegura que as leves reas continentais flutuem sobre um Manto de material mais denso. Assim, a maior parte do volume das massas continentais posiciona-se abaixo do nvel do mar pela mesma razo que a maior parte dos icebergs permanece mergulhada por debaixo do nvel dos oceanos. Trabalhos sismolgicos vm corroborando informaes quantitativas para o mecanismo da isostasia.

Implicaes da Teoria da Isostasia para a Dinmica Terrestre

A teoria da isostasia mostra que existe um equilbrio isosttico da litosfera sobre a astenosfera, refletido pelas altitudes relativas dos diversos segmentos da litosfera, dependendo de sua espessura e densidade do material que a compe. A primeira implicao da existncia desse equilbrio mostrar a importncia da gravidade na dinmica da Terra. Muitas vezes subestimada, a gravidade tem um papel fundamental em toda a histria dinmica da Terra. Nos estgios de formao do sistema solar controlou os processos de acreso de planetesimais e diferenciao primitiva do planeta em camadas de diferentes composies. Na dinmica atual, controla a precipitao pluviomtrica, o fluxo das guas continentais, o movimento das geleiras, a sedimentao, e outros tantos processos, alm dos movimentos verticais das massas continentais e ocenicas.Mas como a teoria da isostasia pode explicar os movimentos verticais? Acontece que qualquer modificao dos parmetros anteriormente mencionados provoca desequilbrio isosttico causando movimentos verticais no sentido de recuperar a condio de equilbrio. Esses movimentos, ditos de ajuste isosttico, podem ocorrer quando uma regio sobrecarregada com algum material, causando movimentos de subsidncia, ou descarregada, causando soerguimento. Uma outra possibilidade a modificao de densidade do material litosfrico. Quando uma regio encontra-se em desequilbrio isosttico a magnitude desse desequilbrio reflete-se na magnitude de anomalias gravimtricas. Os principais processos responsveis pelos desequilbrios isostticos so glaciaes e a sedimentao/eroso.

Glaciaes

fato conhecido atualmente que no passado o planeta atravessou uma srie de perodos de glaciao intercalados com perodos de temperaturas mais amenas. Alm das mudanas climticas, essas idade do gelo, so caracterizadas por um crescimento das calotas polares. O crescimento das calotas polares causa dois fenmenos simultneos: (i) rebaixamento global do nvel do mar e (ii) sobrecarga das reas continentais por extenes de dezenas de quilmetros por uma capa de gelo que pode chegar a alguns poucos quilmetros de espessura.As variaes globais do nvel do mar relacionadas aos perodos glaciais e interglaciais so denominadas de mudanas glacio-eustticas. Essas mudanas so instantneas, uma vez que a modificao do nvel do mar uma resposta direta a quanto de gua fica retida nos continentes na forma de gelo e neve. J o reajuste isosttico ocorre mais lentamente. Isso porque depende do fluxo de material na astenosfera, que lento uma vez que envolve material dominantemente slido. Assim, quando ocorre um perdo de glaciao, o nvel do mar desce rapidamente, mas a litosfera permanece elevada por um tempo, antes de comear a subsidir. Se a litosfera subside a mesma quantidade que a diminuio do nvel do mar, parecer no te havido nenhum movimento relativo deste. No perodo de deglaciao, o oposto ocorre. A elevao do nvel do mar ocorre rapidamente, mas a resposta isosttica ao descarregamento mais lenta e uma grande quantidade de soerguimento residual ir ocorrer aps a remoo completa da calota polar e a elevao glacio-eusttica do nvel do mar j ter terminado.Um exemplo atual de soerguimento residual observado na Escandinvia. Aps o ltimo perodo de deglaciao (10.000 anos), o nvel do mar elevou-se rapidamente. Mas a Escandinvia, que esteve recoberta por uma camada de gelo continua soerguendo at hoje, segundo uma taxa mdia de 1 cm/ano. Alm de afetar o equilbrio isosttico do local carregado, a entrada e retirada de uma geleira pode tambm afetar o equilbrio isosttico de regies mais afastadas. Isso porque o rebaixamento se d por escape lateral de material astenosfrico, causando soerguimento de regies adjacentes. O refluxo do material astenosfrico que ocorre com a retirada da geleira promove o rebaixamento dessa regio. o que se verifica na Holanda, que acredita-se estar rebaixando em virtude do soerguimento da Escandinvia. Em outras regies, o reajuste causa a inclinao de camadas sedimentares, originalmente depositadas na horizontal.

Incio de uma fase de glaciao: aumenta a espessura de gelo numa regio continental. A crosta continental, sob a ao do peso exercido pela espessa camada de gelo, comea a afundar-se no manto. No perodo ps-glacirio, com o desaparecimento da calota, verifica-se uma diminuio da carga, comeando esta zona a elevar-se. Com a elevao, o bloco continental readquire o equilbrio compatvel com a diferena de densidades dos materiais existentes antes da glaciao.A diminuio da carga, pode dar origem formao de depresses onde a gua se acumula, dando origem a lagos.

A situao particular da Escandinvia resulta do fato de no ltimo milho de anos esta zona estar coberta por uma calota glacial, o que obrigaria a um equilbrio isosttico de acordo com essas condies.H cerca de 12 000 anos, no perodo ps-glacirio, com a fuso dessas massas de gelo que cobriam a Escandinvia, as razes do bloco escandinavo tornaram-se demasiado profundas para um baixo-relevo superficial. Tal situao conduziu a um reequilbrio que hoje se encontra quase concludo. Embora escala da durao da vida humana este fenmeno parea ser muito lento, ele considerado quase instantneo escala geolgica.

Esse um dos casos que pode ser referido como exemplo de anomalia isosttica negativa. Tais observaes so confirmadas atravs de marcas que foram sendo colocadas nas bermas das praias e que agora se encontram elevadas a grandes altitudes. Os gelogos constatam ainda que antigas praias, com cerca de 12 000 anos, esto agora situadas 400 m acima do nvel atual do mar. Desta forma, pode ser registrada uma correlao entre uma anomalia negativa e um levantamento da crosta terrestre. Eroso e sedimentao

Eroso de regies elevadas e sedimentao do material erodido em regies baixas, so processos que causam descarregamento e carregamento, respectivamente. Embora atuantes em diversas reas continentais e ocenicas, os efeitos desses processos so estgio particularmente importante na histria das cadeias de montanhas. Durante sua atividade principal, as grandes cadeias de montanhas mantem-se prximas ao equilbrio isosttico, uma vez que o espessamento crostal causado pelos processos orognicos (formao ou rejuvenescimento de montanhas) compensado pelo material retirado por eroso. Com o encerramento da atividade orognica, o material erodido parcialmente compensado por soerguimento isosttico, de modo que para cada 500 m de remoo ocorrem aproximadamente 400 m de soerguimento, refletindo-se em um rebaixamento relativo de 100 m. O soerguimento continua enquanto houver eroso, at que eventualmente atinge-se o equilbrio isosttico novamente. O resultado final uma regio relativamente aplainada, na qual est exposta a raiz mais profunda da antiga cadeia de montanhas, caracterizada pela presena de grandes reas de rochas metamrficas e gneas. Essas regies tornam-se estveis e passam a fazer parte do que se chama de complexo do embasamento, que pode ser observado nos escudos.

Durante os processos erosivos e de sedimentao, ocorrem ajustamentos isostticos. As rochas mantlicas (litosfera) so "obrigadas" a subir, obrigando tambm a modificaes no nvel da astenosfera. Podem ocorrer fenmenos de magmatismo associado a este processo. A subida e o afundamento da litosfera s pode ocorrer a com a movimentao da astenosfera.

A astenosfera a responsvel pelo equilbrio isosttico, que leva os blocos da crosta que recebem mais material na superfcie a afundarem e os que, ao contrrio, so erodidos a subirem. Sua densidade varia de 3, 2 (perto da litosfera) a 3,7 (a 400 km de profundidade).Concluses finais

Na sua forma atual este princpio diz que: a litosfera (-densa e rgida) encontra-se flutuando sobre a astenosfera (+ densa e plstica) de modo que as montanhas so altas porque compostas por material menos denso (crosta continental) e porque a crosta local mais espessa (Airy). Ou seja, a litosfera funciona como um iceberg sobre a astenosfera. Assim como um iceberg, quanto mais alta a rea emersa mais profunda a rea imersa, e dependendo da densidade do material que for colocado sobre o iceberg este afundar mais ou menos. Em outras palavras o Princpio da Isostasia baseia-se no Princpio de Arquimedes. Como decorrncia, se material suficiente for adicionado ou retirado a uma poro da litosfera esta ir, respectivamente, afundar ou soerguer-se procurando novamente restabelecer o equilbrio isosttico.

As diferenas bsicas entre os movimentos horizontais e verticais so:

* os movimentos verticais so causados por desequilbrio isosttico, podendo ocorrer movimentos com sentidos opostos sobre uma mesma placa;* os movimentos verticais so de amplitude bastante mais limitada que os horizontais;* os movimentos verticais podem indiretamente estar associados com os horizontais j que estes ltimos causam alteraes na espessura da crosta e no fluxo de calor (modificando a densidade local);* as taxas de movimento so diferentes, a taxa mdia de abertura dos oceanos de 6 cm/ano enquanto o ajuste isosttico causa movimentos verticais com taxa de 0,05-1cm/ano;* os movimentos verticais intraplacas so de mais curta durao.Apesar de terem uma amplitude mais restrita que os movimentos horizontais relacionados Tectnica de Placas, os movimentos isostticos so muito relevantes para explicar diversas feies da superfcie da Terra, principalmente a ocorrncia de soerguimentos (reas erosveis) e rebaixamentos (reas de acmulo de sedimentos) no interior dos crtons. Os exemplos abaixo ilustram alguns fatos importantes sobre os efeitos da gravidade e dos ajustes isostticos:* A gravidade a fora motora de todos os ajustes isostticos. Assim sendo, todos os tipos de carregamentos e descarregamentos causam movimentos verticais. A isostasia est envolvida em todos os processos que envolvem transporte de material na superfcie da Terra:* Enquanto a eroso remove material das montanhas, a crosta ajusta-se isostaticamente, soerguendo;* Em regies de grande acmulo de sedimentos (ex. deltas de grandes rios), o peso do sedimento adicionado deve causar subsidncia da litosfera;* Em reas com grande atividade vulcnica, no peso do material adicionado pelas extruses deve causar subsidncia da crosta;* Em reas afetadas por glaciao, a formao de capas de gelo (geleiras) deve causar a subsidncia da regio. J a remoo dessa mesma geleira ao final do perodo glacial deve ser seguida de soerguimento da regio.* Os reajustes isostticos so relativamente rpidos na escala de tempo de geolgico, entretanto, so muito mais lentos do que as variaes glacio-eustticas do nvel do mar.

Idias Chave

Segundo o Princpio de Arquimedes, todo o corpo emerso num fluido recebe um impulso, de baixo para cima, igual ao peso do fluido deslocado pelo corpo. esta forca de impulso que permite, por exemplo, que um barco flutue. semelhana do que acontece com o equilbrio hidrosttico, tambm a litosfera tende a equilibrar-se na astenosfera. Assim, qualquer relevo da litosfera compensado, proporcionalmente, por uma raiz litosfrica que se afunda na astenosfera, semelhana de um iceberg no mar. Os blocos litosfricos que mais se elevam superfcie terrestre, como o caso das montanhas, para se equilibrarem apresentam razes profundas na astenosfera. Sempre que este equilbrio se altera ocorrem ajustamentos isostticos que envolvem movimentos verticais da litosfera, de levantamento ou de afundamento. A eroso e o degelo so processos naturais capazes de alterar este equilbrio, originando anomalias isostticas negativas que so compensadas por levantamentos verticais da litosfera. Por sua vez, a sedimentao e as glaciaes originam anomalias isostticas positivas compensadas por afundamentos verticais da litosfera. Osajustamentos isostticosocorrem em funo de uma eroso/sedimentao e de uma glaciao/degelo.

Questionrio

1. Qual o valor mdio da gravidade na superfcie terrestre? Cite os 5 fatores que podem causar alterao nesse valor e fale sobre cada um:2. Para se calcular as variaes no valor da gravidade causadas pelas diferentes composies e estruturas da crosta ou manto, o que necessrio fazer?3. O que anomalia gravimtrica?4. O que anomalia positiva e o que ela representa?5. O que anomalia negativa e o que ela representa?6. O que pode provar a existncia de movimentos verticais da crosta?7. Explique o Princpio de Isostasia:8. Como a Teoria de Isostasia pode explicar os movimentos verticais da crosta?9. Quais os processos responsveis por causar desequilbrio isosttico? Explique cada processo.

Tectnica de Placas

A constatao da existncia das placas tectnicas deu uma nova roupagem s antigas idias de Deriva Continental, explicando satisfatoriamente muitas das grandes feies geolgicas da terra, como as grandes cordilheiras de montanhas, como os Andes, e respondendo a questes, por exemplo, sobre as concentraes dos sismos e vulces atuais ou sobre as rochas que j estiveram no fundo dos oceanos e esto hoje no topo de grandes cadeias montanhosas, como nos Himalaias. A Tectnica global ou Tectnica de placas a chave para a compreenso da histria geolgica da terra e de como ser o futuro do planeta em que vivemos.A Tectnica de Placas nasceu quando surgiram os primeiros mapas das linhas das costas atlnticas da Amrica do Sul e da frica. Em 1620, Francis Bacon, filsofo ingls, apontou o perfeito encaixe entre estas duas costas e levantou a hiptese, pela primeira vez historicamente registrada, de que estes continentes estiveram unidos no passado. Nos sculos que se seguiram, esta idia foi diversas vezes retomada, porm raramente com argumentaes cientficas que lhe dessem suporte terico.A origem da Teoria de Tectnica de placas ocorreu no incio do sculo XX com as idias visionrias e pouco convencionais para a poca do cientista alemo Alfred Wegener, que se dedicava a estudos meteorolgicos, astronmicos, geofsicos e paleontolgicos, entre outros assuntos. Wegener passou grandes perodos de sua vida nas regies geladas da Groenlndia fazendo observaes meteorolgicas. Entretanto sua verdadeira inteno era comprovar a idia, de que todos os continentes poderiam se aglutinar formando um nico megacontinente, baseada na observao de um mapa-mndi no qual, as linhas de costa atlntica atuais da Amrica do sul e frica se encaixavam como um quebra-cabeas gigante. Para explicar estas coincidncias, Wegener imaginou que os continentes poderiam, um dia, terem estados juntos e posteriormente teriam sido separados. Poucas idias no mundo cientfico foram to fantsticas e revolucionrias como esta.

A Este supercontinente Wegener denominou Pangea, onde Pan significa todo, e Gea terra, e considerou que a fragmentao do Pangea teria iniciado h cerca de 220 milhes de anos, durante o Trissico, quando a terra era habitada por dinossauros, e teria prosseguido at os dias atuais. O Pangea teria iniciado a sua fragmentao dividindo-se em dois continentes, sendo o setentrional chamado de Laursia e a austral de Gondwana.Apesar de no ter sido o primeiro nem o nico de sua poca a considerar a existncia de movimentos horizontais entre os continentes, Wegener foi o primeiro a pesquisar seriamente a idia da deriva continental e a influenciar outros pesquisadores. Para isto, procurou evidncias que comprovassem sua teoria, alm da coincidncia entre as linhas de costa atuais dos continentes. Wegener enumerou algumas feies geomorfolgicas, como a cadeia de montanhas da Serra do Cabo na frica do Sul, de direo leste-oeste, que seria a continuao da Sierra de La Ventana, a qual ocorre com a mesma direo na Argentina, ou ainda um planalto na Costa do Marfim, na frica, que teria continuidade no Brasil.Entretanto, as evidncias mais impressionantes apresentadas pelo pesquisador foram:

1. Presena de fsseis de Glossopteris (Tipo de gimnosperrma primitiva) em regies da frica e Brasil, cujas ocorrncias se correlacionavam perfeitamente, ao se juntarem os continentes.

2. Evidencias de glaciao, h aproximadamente 300Ma na Regio Sudeste do Brasil, Sul da frica, ndia, Oeste da Austrlia e Antrtica. Estas evidncias, que incluem a presena de estrias indicativas de direes dos movimentos das antigas geleiras, sugeriram que naquela poca, grandes pores da terra, situadas no hemisfrio sul, estariam cobertas por camadas de gelo, como as que ocorrem hoje nas regies polares e, portanto, o planeta estaria submetido a um clima glacial. Caso isto fosse verdade, como explicar a ausncia de geleiras no hemisfrio norte, ou a presena de grandes florestas tropicais, que teriam dado origem naquela poca aos grandes depsitos de carvo? Este paradoxo climtico poderia ser facilmente explicado, como mostrado na figura acima, se os continentes estivessem juntos a 300Ma, pois neste caso a distribuio das geleiras estaria restrita a uma calota polar no sul do planeta, aproximadamente como hoje.

Em 1915, Wegener reuniu as evidncias que encontrou para justificar a teoria da Deriva Continental, o que para ele j seriam provas convincentes, em um livro denominado A Origem dos Continentes e Oceanos.Entretanto, ele no conseguiu responder as questes fundamentais como por exemplo: Que foras seriam capazes de mover os imensos blocos continentais? Como uma crosta rgida como a continental deslizaria sobre uma outra crosta rgida como a ocenica, sem que fossem quebradas com o atrito? Infelizmente naquela poca as propriedades plsticas da Astenosfera no eram ainda conhecidas, o que impediu Wegener de explicar sua teoria. Em virtude destas importantes objees colocadas principalmente pelos geofsicos, o livro de Wegener no foi considerado srio por grande parte do mundo cientfico. Com a morte de Wegener, 1930, a Teoria da Deriva Continental comeou a fica esquecida, no obstante ainda houvesse tentativas de alguns cientistas em buscar provas, que acabaram por descartar a idia, uma vez que no conseguiam encontrar uma explicao lgica e aceitvel do mecanismo capaz de movimentar as imensas massas continentais.

Anos 50: Ressurgimento a Teoria da Deriva Continental

A chave para explicar a dinmica da terra, ao contrrio do que muitos cientistas pensavam, no estava nas rochas continentais, mas no fundo dos oceanos. Na dcada de 40, durante a Segunda Guerra Mundial, devido s necessidade militares de localizao de submarinos no fundo dos mares, foram desenvolvidos equipamentos, como os sonares, que permitiram traar mapas detalhados do relevo do fundo ocenico, muito distinto da plancie montona com alguns picos e planaltos isolados que se imaginava na poca para o fundo do mar. Surgiram cadeias de montanhas, fendas e fossas ou trincheiras profundas, mostrando um ambiente geologicamente muito mais ativo do que se pensava.No final dos anos 40 e na dcada seguinte, expedies constitudas principalmente por pesquisadores das universidades de Columbia e Princeton (EUA) mapearam o fundo do Oceano Atlntico, utilizando novos equipamentos e coletando amostras de rochas. Estes trabalhos permitiram cartografar uma enorme cadeia de montanhas submarinas, denominadas Dorsal Meso-Ocenica, que constituam um sistema contnuo ao longo de toda a terra, estendendo-se por 84.000km e apresentando uma largura da ordem de 1.000km. No eixo destas montanhas contatou-se a presena de vales de 1 a 3km de profundidade, associado a uma sistema de riftes, indicando a presena de um regime tensional. Posteriormente foi constatado que ao longo da Dorsal Meso-Ocenica o fluxo trmico era mais elevado que nas reas contguas de crosta ocenica, e que esta era uma zona de forte atividade ssmica e vulcnica. Esta cadeia de montanhas emerge na Islndia, onde seus habitantes levam uma vida pacata, mas frequentemente afetada por sismos e vulcanismo. O mais importante, porem, era que esta Dorsal Meso-Ocenica dividia a crosta submarina em duas partes, podendo representar, portanto, a ruptura ou a cicatriz produzida durante a separao dos continentes. Se assim fosse, a teoria da Deriva continental poderia ser aceita.

Rifte (do ingls rift): a designao dada em geologia s zonas do globo onde a Crosta terrestre e a Litosfera associadas, esto sofrendo uma fratura acompanhada por um afastamento em direes opostas de pores vizinhas da superfcie terrestre. Rifte

No final, no final dos anos 50 e incio da dcada de 1960, o surgimento e aperfeioamento da geocronologia, permitiu a obteno de importantes informaes sobre a idade das rochas do fundo ocenico, onde novamente, ao contrrio do que se imaginava na poca, a crosta ocenica no era composta pelas rochas mais antigas do planeta mas apresentava idades bastante jovens, no ultrapassando 200 Ma. Dataes de rochas vulcnicas do Atlntico Sul efetuadas no Centro de Pesquisas Geocronolgicas da Universidade de So Paulo contriburam para o estabelecimento do padro de idades da crosta ocenica, no qual faixas de rochas de mesma idade situam-se simetricamente dos dois lados da Dorsal Meso-Ocenica, com as mais jovens prximas a Dorsal, e as mais antigas ficando mais prximas aos continentes, conforme figura abaixo.

Nos anos 50 resultados paleomagnticos reavivaram o interesse nas sugestes de que os continentes se moveram consideravelmente durante o tempo geolgico. As idias de Wegener que todos os continentes j haviam estado agrupados em um nico continente ficou estagnada at que os resultados e novas informaes paleomagnticas trouxeram novas evidencias e fizeram com que parte dos geofsicos passassem a considerar uma deriva dos continentes mais seriamente. O paleomagnetismo no s contribuiu para uma melhor compreenso dos movimentos laterais da crosta continental, como tambm contribui para a reconstituio da histria do campo magntico da terra.A magnetizao remanescente de rochas de mesma idade, e magnetizadas simultaneamente pelo mesmo campo magntico, deve indicar a mesma localizao para os plos magnticos associados a esse campo indutor. Entretanto, a magnetizao de rochas antigas de mesma idade, provenientes de distintos continentes, indica plos (plos paleomagnticos) diferentes.Sabendo que o campo geomagntico s pode ser representado por um nico dipolo magntico, isto , existe apenas um par de plos norte e sul situados prximos aos plos geogrficos, a existncia de vrios plos no passado geolgico tem de ser descartada. A explicao para o fato est baseada no deslocamento dos continentes que modifica a orientao da magnetizao registrada em suas rochas, em relao ao plo geogrfico.Plos Paleomagnticos de mesma idade e permanecentes a diferentes blocos continentais podem ser deslocados at que coincidam.Ao fazermos isso, os continentes de onde foram extradas as rochas analisadas tambm se deslocam, chegando-se a reconstruo paleogrficas surpreendentes, tal como figura abaixo.

O surgimento da teoria da Tectnica Global

No final dos anos 50, estudos de magnetismo das rochas do fundo ocenico, realizados na poro nordeste do Oceano Pacfico, mostraram anomalias magnticas, que exibiam em mapa, um padro simtrico bandado, com sucessivas bandas indicando alternadamente anomalias positivas e negativas. Em 1963, foi sugerido que as bandas magnticas observadas eram relacionadas a bandas magnetizadas de lavas vulcnicas do fundo ocenico, geradas durante a expanso deste fundo e que guardavam e registro do campo magntico terrestre na poca de extruso das lavas submarinas.

Esta interpretao trouxe diversos subsdios a favor do conceito de expanso do assoalho ocenico, postulado por Harry Hess da Universidade de Princeton (EUA) no incio da dcada de 60, quando a ateno dos pesquisadores estava voltada para o estudo de bacias ocenicas. Foi neste contexto que surgiu a hiptese de expano do fundo ocenico, publicada em 1962 no trabalho de Hess,chamado: History of the Ocean Basins.

Com Base nos estudos geolgicos e geofsicos disponveis, este autor propunha que as estruturas do fundo ocenico estariam relacionadas a processos de conveco no interior da terra. Tais processos seriam originados pelo fluxo calorfico emanado da dorsal meso-ocenica, que provocaria a ascenso de material do manto, devido ao aumento de temperatura que o tornaria menos denso, conforme figura abaixo, onde se encontra representada a clula de conveco.

De acordo com o modelo de Hess, este material, ao atingir a superfcie, se movimenta lateralmente e o fundo ocenico de afastaria da Dorsal. A fenda existente na crista da Dorsal no continua a crescer porque o espao deixado pelo material que saiu para formar a nova crosta ocenica preenchido por novas lavas, que, ao se solidificarem, formam um novo fundo ocenico. A continuidade deste processo produziria, portanto, a expanso do assoalho ocenico. A deriva continental e a expanso do fundo dos oceanos seriam assim uma conseqncia das correntes de conveco. Assim, em funo da expanso dos fundos ocenicos, os continentes viajariam como passageiros, fixos em uma placa, como se estivessem em uma esteira rolante. Com a continuidade do processo de gerao de nova crosta ocenica, em algum outro local deveria haver um consumo ou destruio desta crosta, caso contrrio a terra expandiria. A destruio da crosta ocenica mais antiga ocorreria nas chamadas zonas de subduco, que seriam locais onde a crosta ocenica mais densa mergulharia para o interior da terra at atingir condies de presso e temperatura suficientes para sofrer fuso e ser incorporada novamente ao manto.

Placas tectnicas

Como visto anteriormente, a terra dividida em vrias camadas, sendo a mais externa no modelo geofsico, a Litosfera.As placas tectnicas so subdivises da litosfera que podem se movimentar de forma lenta e contnua, se aproximando, ou se afastam umas das outras, os limites entre elas so Divergentes, Convergentes, e Conservativos.Segundo a teoria da tectnica de placas, as placas tectnicas so criadas nas zonas de divergncia, ou "zonas de rifte", e so consumidas em zonas de subduco. So atualmente reconhecidas 52 placas tectnicas, 14 principais e 38 menores.As 14 principais so: Placa Africana, Placa da Antrtida, Placa Arbica, Placa Australiana, Placa das Carabas, Placa de Cocos, Placa Euroasitica, Placa das Filipinas, Placa Indiana, Placa Juan de Fua, Placa de Nazca, Placa Norte-americana, Placa do Pacfico, Placa de Scotia e Placa Sul-americana.A distribuio geogrfica da placas na terra mostrada na figura abaixo.

Os nmeros indicam a velocidade de deslocamento em cm/ano entre as placas, e as setas, os sentidos do movimento.

Abaixo da Litosfera se encontra a Astenosfera que consiste de uma zona no manto superior, que vai de 100km a 350km entre topo e base, onde as temperaturas so prximas as temperaturas de fuso das rochas mantlicas estando os materiais parcialmente fundidos (< que 10% de fuso) por isso apresenta comportamento plstico e deformvel.Esse estado plstico deformvel da Astenosfera permite que a litosfera, rgida, deslize sobre ela tornando possvel o deslocamento horizontal das placas tectnicas.Os movimentos das placas provocam uma intensa atividade geolgica, resultando emterremotose vulces nos limites das placas, sendo nas zonas de fronteira entre placas que se registra a grande maioria dos terremotos e erupes vulcnicas.

Tipos de limites entre as placas

A). Limites Divergentes: Marcados pelas Dorsais Meso-Ocenicas, onde as placas tectnicas afastam-se uma da outra, com formao de nova crosta ocenica.

B). Limites Conservativos: Onde as placas tectnicas deslizam lateralmente uma em relao outra, sem destruio ou gerao de crostas, ao longo de fraturas denominadas Falhas Transformantes, Como exemplo de imites conservativos temos a falha de San Andreas, na Amrica do Norte, onde a Placa do Pacfico, contendo a cidade de Los Angeles e a zona da baixa Califrnia se desloca para o norte em relao Placa Norte-americana, que contm a cidade de So Francisco.

C). Limites convergentes: Onde as placas tectnicas colidem, com a mais densa mergulhando sob a outra, gerando uma zona de intenso magmatismo a partir de processo de fuso parcial da crosta que mergulhou. Nesses limites ocorrem fossas e provncias vulcnicas, a exemplo da placa do pacfico.

Tipos de limites convergentes (Colises entre as placas)

O movimento das placas tectnicas produz ao longo de seus limites convergentes, colises que, em funo da natureza e composio das placas envolvidas, iro gerar rochas e feies fisiogrficas distintas. Nesse sentido, o choque entre as placas litosfricas pode envolver crosta ocenica com crosta ocenica, crosta continental com crosta ocenica, ou crosta continental com crosta continental.

A). Quando placas ocenicas colidem, a placa mais densa, mais antiga, mais fria e mais espessa, mergulha sob a outra placa, em direo ao manto, carregando consigo parte dos sedimentos acumulados sobre ela, que iro se fundir em conjunto com a crosta ocenica em subduco. O processo produz intensa atividade vulcnica de composio andestica, comumente manifestada sob a forma de arquiplagos, conhecidos como arco de ilhas, de 100 a 400km atrs da zona de subduco. Na zona de subduco forma-se uma fossa que ser mais prxima do arco de ilhas, quanto mais inclinado for o ngulo de mergulho. As ilhas do Japo constituem um exemplo atual de arco de ilhas.

B). A coliso entre placa continental e uma ocenica provocar a subduco da ocenica sob a placa continental, que, a exemplo dos arcos de ilhas, produzir um arco magmtico na borda do continente, caracterizado por rochas vulcnicas de composio andestica e dactica de rochas plutnicas de composio principalmente diortica e granodiortica, acompanhado de deformao e metamorfismo tanto das rocas continentais pr-existentes como de parte das rochas formadas no processo. As feies fisiogrficas geradas neste processo colisional so as grandes cordilheiras de montanhas continentais como os Andes na Amrica do Sul.

C). O choque entre placas continentais pode ocorrer aps o processo colisional do tipo Andino, onde a continuidade do processo de subduco da crosta ocenica sob a crosta continental leva uma massa continental ao choque com o arco magmtico formado inicialmente. Quando os dois continentes colidem, a crosta continental levada pela crosta ocenica mais densa mergulha sob a outra. Este processo no gera vulcanismo expressivo como nos outros dois processos anteriores, mas produz intenso metamorfismo de rochas continentais pr-existentes e leva a fuso parcial de pores da crosta continental gerando magmatismo grantico. Os exemplos clssicos de feies geradas por este processo so as grandes cordilheiras do tipo dos Alpes e dos Himalaias, esta ltima gerada a partir da coliso entre as Placas da ndia e a Asitica, processo este iniciado cerca de 70 Ma atrs que continua at os dias atuais.

O que movimenta as placas tectnicas

Hoje sabemos qual o motor que faz as placas tectnicas se moverem, mas no sabemos explicar exatamente como os processos naturais fazem este motor funcionar. Entretanto, ns podemos modelar as causas dos movimentos e testar estes modelos com base nas leis naturais. O que sabemos que a Astenosfera e a Litosfera esto intrinsecamente relacionadas. Se a Astenosfera se mover, a Litosfera ser movida tambm. Sabemos ainda que a Litosfera possui uma energia cintica cuja fonte o fluxo trmico interno da Terra, e que este calor chega a superfcie atravs das correntes de conveco do manto superior, O que no sabemos com certeza como as conveces do manto iniciam a movimento das placas.A conveco no Manto refere-se a um movimento muito lento de rocha, que sob condies apropriadas de temperatura elevada, se comporta como um material plstico-viscoso migrando lentamente para cima. Este fenmeno ocorre quando um foco de calor localizado comea a atuar produzindo diferenas de densidade entre o material aquecido e mais leve e o material circundante mais frio e denso. A massa aquecida se expande e sobe lentamente. Para compensar a ascenso destas massas de material do manto, as rochas mais frias e densas descem e preenchem o espao deixado pelo material que subiu, completando o ciclo de conveco do Manto, conforme ilustrado na figura abaixo. O movimento de conveco das massas do manto, cuja viscosidade 10 vezes maior que a gua, ocorre na ordem de alguns centmetros por ano. 18

Muitos cientistas acreditam que as correntes de conveco do manto por si s no seriam suficientes para movimentar as placas litosfricas mas constituram apenas um dentre que em conjunto produziriam esta movimentao. O processo de subduco teria incio quando a parte mais fria e velha da placa (portanto mais distante de Dorsal) se quebra e comea a mergulhar por baixo de outra placa menos densa, e a partir da os outros fatores ilustrados na figura abaixo comeariam a atuar em conjunto com as correntes de conveco. Estes outros fatores incluem:

A). Presso sobre a placa provocada pela criao de nova litosfera nas zonas de Dorsais, o que praticamente empurraria a placa para os lados.B). Mergulho da Litosfera para o interior do manto em direo a Astenosfera, puxada pela crosta descendente mais densa e mais fria do que a Astenosfera, mais quente a sua volta. Portanto, por causa de sua maior densidade, a parte da placa mais fria e mais antiga mergulharia puxando parte da placa Litosfrica para baixo.C). A Placa litosfrica torna-se mais fria a mais espessa medida que se afasta da Dorsal, onde foi criada. Como conseqncia, o limite entre a Litosfera e a Astenosfera uma superfcie inclinada. Mesmo com uma inclinao muito baixa, o prprio peso da placa tectnica poderia causar uma movimentao de alguns centmetros por ano.

Questionrio

1. Como nasceu a teoria da tectnica de placas?2. O que a descoberta da existncia das placas tectnicas pde explicar?3. Como era chamado o continente que unia todas as massas de terra do planeta? Quando iniciou sua diviso e como eram chamadas essas divises iniciais?4. Quais eram as principais evidncias que o cientista alemo Alfred Wegener apresentou para justificar a existncia de nico continente no passado?5. O que Dorsal Meso-Ocenica6. Defina Rifte:7. No inicio da dcada de 50, com o avano tecnolgico, novos instrumentos de medio foram desenvolvidos sendo possvel a constatao de mais evidncias que provaram que os continentes estiveram unidos um dia, cite as quatro evidencias e explique cada uma:8. O que placa tectnica?9. Onde so criadas e onde so consumidas as placas tectnicas? Faa desenhos e explique:10. Quais so as consequncias dos movimentos das placas tectnicas?11. Quais so os limites das placas tectnicas? Fale sobre cada um:12. Quais so os tipos de limites convergentes? Fale sobre cada um:13. Fale sobre os quatro fatores, que somados, acredita-se que so os motivos que fazem as placas tectnicas se moverem.

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Geologia estrutural

A Geologia Estrutural estuda as deformaes da crosta terrestre, ocupando-se basicamente com as estruturas, suas formas geomtricas e mecanismo de sua formao. tambm objeto de seus estudos os mecanismos e processos de deformao e de seus produtos.Deformao tudo aquilo que produz mudana na posio, orientao, forma e/ou volume originais desses corpos rochosos.A deformao envolve uma ou mais transformaes fsicas nas rochas, tais como:

Distoro: mudana de forma. Rotao: mudana de atitude Translao: mudana de posio. Dilatao: mudana de volume.

As estruturas geolgicas so formadas por superfcies planas e curviplanares (acamamento, foliaes, dobras, planos de falhas e fraturas) e feies lineares (Lineaes e eixo de dobras). Sendo figuras geomtricas, seus registros so feitos atravs da descrio de suas formas (aparncia) e posies espaciais em relao a coordenadas geogrficas, usualmente o Norte geogrfico ou verdadeiro (localizao e atitude)As estruturas fundamentais so separadas em primrias e secundrias.As primrias so aquelas desenvolvidas durante a formao da rocha, por exemplo, marcas de onda, fluxo magmtico, etc. So encontradas nas rochas sedimentares e gneas.As secundrias so aquelas desenvolvidas durante a deformao crustal, por exemplo no movimento das placas tectnicas, tais como dobras, foliaes, lineaes, falhas e juntas. So encontradas nas rochas sedimentares, gneas e metamrficas.Conceitos de anlise estrutural detalhada

Uma anlise estrutural detalhada composta por trs etapas: Mapeamento geolgico bsico, (Descrio de estruturas), e anlise cinemtica e dinmica.O mapeamento geolgico bsico inclui o reconhecimento, descrio e medio das orientaes de estruturas, tanto primrias quanto secundrias. O mapeamento geolgico a base fundamental da anlise estrutural detalhada. Estando as unidades de mapeamento bem definidas, o desenho dos contatos no mapa ser um espelho das estruturas geolgicas desenvolvidas. Desse modo, o desenho dos contatos a prpria estrutura.A anlise cinemtica tem como enfoque a interpretao dos movimentos deformacionais responsveis pelo desenvolvimento das estruturas: dilatao, translao, rotao e a distoro. tambm a descrio da posio relativa de dois pontos durante a deformao da rocha que podem alterar sua posio pela translao conjunta, rotao um ao redor do outro ou pela alterao da distncia entre si. Costuma-se chamar esta descrio matemtica de mapeamento da deformao.A anlise dinmica interpreta as tenses (foras e presses) responsveis pela formao das estruturas.Esta anlise a mais interpretativa da anlise estrutural e necessrio o entendimento da geometria e da cinemtica das estruturas. A anlise revela a magnitude relativa e a orientao absoluta das tenses responsveis pelas deformaes. Neste caso a anlise dinmica inclui o estudo da reao da rocha ao stress a que est submetida, pois para cada quantidade de stress (tenso) aplicado h um strain (deformao) gerado.

Um exemplo bastante didtico das etapas de uma analise estrutural detalhada encontra-se em Davis G.H (1984) Structural of Rocks and Regions, pg 29-30, onde o autor usa uma pizza calabresa como modelo. Ao receber uma pizza calabresa encomendada, notou que duas fatias de calabresa (1 e 2) estavam fora de seus lugares.

Figura2 Anlise estrutural de uma pizza calabresa. (FigA). Mapa geolgico e seo geolgica da pizza. (FigB). Modelo cinemtico da translao e rotao dos pedaos de calabresa.

Em termos geolgicos, isto corresponderia ao deslocamento de duas falhas de empurro.O objetivo final mostrar qual foi o deslocamento realizado pelas duas fatias de calabresa (Anlise cinemtica FigB) e o mecanismo que causou tal fato (Anlise dinmica). Para isso, a primeira providncia fazer o mapeamento geolgico da pizza com a definio das unidades que a compe. Da base para o topo temos: Crosta (ou massa), molho de tomate, fatias de calabresa e queijo mussarela. Uma seo geolgica ilustra a disposio das unidades litolgicas da pizza (FigA). Fazendo a anlise cinemtica, podemos unir com linhas retas os centros das marcas deixadas com o centros dos pedaos deslocados 1 e 2, e avaliar que tais pedaos sofreram uma translao de pelo menos 3,7 e 5,1 Pol respectivamente. Alm disso, observaes mais detalhadas mostraram que sofreram tambm, uma rotao de 5 no sentido horrio para o pedao 2 e 15 no sentido anti-horrio para o pedao 1. (FigB). J fazendo a anlise dinmica buscando o mecanismo causador do deslocamento dos pedaos, podemos imaginar vrios fatores que podem ter influenciado para o inicio do movimento. nesse caso em particular.Declinao magntica

O Norte geogrfico (ou Norte Verdadeiro) corresponde linha de longitude 0 que passa pela cidade de Greenwich, Inglaterra, e o eixo formado por esses plos correspondem ao eixo de rotao da terra.Como visto anteriormente, o ncleo ferroso da terra responsvel pela gerao de um campo magntico terrestre. O ponto para onde as agulhas magnetizadas das bssolas apontam chamado de Norte Magntico.Porm, os plos magnticos no coincidem com os verdadeiros pontos norte e sul do eixo de rotao da Terra.O ngulo entre o Norte Magntico e o Norte verdadeiro (Norte Geogrfico) chamado Declinao Magntica.

Declinao positiva Declinao Negativa

A declinao magntica de um local a medida do ngulo formado entre a direo do norte magntico, apontado pela agulha de uma bssola, e direo do norte verdadeiro (geogrfico) e podem ser declinao positiva ou declinao negativa: Uma declinao positiva ou leste significa que o norte magntico est desviado do norte verdadeiro no sentido horrio. Exemplos: 12, 10L e 11E (east). Uma declinao negativa ou oeste significa que o norte magntico est desviado no sentido anti-horrio. Exemplos: -10, 13O e 8W (west).

A correo da declinao magntica se faz diretamente no instrumento de medio, no caso da bssola de gelogo, ou calculo matemtico (soma e subtrao). No primeiro caso, a correo feita girando-se, atravz de um parafuso externo, o disco interno com a numerao dos ngulos. Para bssolas sem este dispositivo, calcula-se matematicamente: subtraindo, se a declinao para para oeste, e somando se for para leste.

Atitude

A atitude de um plano ou uma linha a sua orientao (posicionamento) espacial em relao ao norte verdadeiro. A atitude de um plano geolgico uma forma de localizar e representar este plano em mapa, pois cada plano tem uma e somente uma atitude. Assim, atravs de simbologia apropriada, possvel representar qualquer estrutura num mapa geolgico. A atitude definida conhecendo-se dois ngulos: Um horizontal, que posiciona os planos ou linhas em relao ao norte, e o outro vertical, que posiciona os planos ou linhas em ngulos na vertical indicando sua inclinao. Para atitude de um plano estrutural usamos os termos direo (Strike) e mergulho (Dip). Para as linhas usamos os termos Rumo (trend) e caimento (Plunge). (sketchup)A atitude dos planos, (acamamentos, foliaes, planos de falhas e fraturas) definida pela sua direo (strike) que o ngulo na horizontal, e pelo seu ngulo de mergulho (Dip) que o seu ngulo na vertical.

A atitude de uma linha, (Lineaes, estrias de falha, eixos de dobras) definida pelo seu rumo (trend) que o ngulo na horizontal e pelo seu cimento (plunge) que o seu ngulo na vertical.

Strike

A direo (strike) de uma camada ou de outro plano geolgico qualquer corresponde a orientao, com relao ao Norte verdadeiro, da linha de interseo de um plano horizontal com a superfcie do plano estrutural considerado.

Mergulho verdadeiro e mergulho aparente

Mergulho verdadeiro o ngulo de inclinao (vertical) entre o plano horizontal e um plano inclinado medido numa seo perpendicular direo do plano considerado. O mergulho verdadeiro representa o ngulo de maior declive do plano considerado.

Mergulho aparente o ngulo de inclinao (vertical) entre um plano horizontal e um plano inclinado, medido numa seo que no seja perpendicular a direo do plano considerado, ou seja, mergulho aparente o ngulo de inclinao que qualquer outra seo oblqua direo faz com o plano horizontal.

O valor do ngulo de mergulho aparente sempre menor que o do mergulho verdadeiro porque o mergulho verdadeiro representa o ngulo de maior declive entre o plano horizontal e o considerado (inclinado).

A aplicao mais importante da determinao do ngulo de mergulho aparente est na construo de sees geolgicas verticais. Paredes de tneis (geologia de engenharia), bancadas de minas a cu aberto e pedreiras, (geologia econmica), paredes de escarpas, canyons e vales profundos (mepeamento geolgico), so alguns exemplos de sees verticais naturais onde se pode observar tipos litolgicos e feies estruturais. Estas sees verticais, e mesmo aquelas de mapas geolgicos, nem sempre se dispes perpendicular s direes dos planos estruturais (contatos, camadas, e etc). Assim, o ngulo de mergulho do trao destes planos vistos nestas sees aparente.

Quanto menor for o ngulo entre a seo e a direo de um plano estrutural, menor ser seu ngulo de mergulho aparente e maior ser a diferena entre os valores dos ngulos de mergulho verdadeiro e aparente. Por outro lado, quanto maior for o ngulo entre a seo e a direo, maior ser o valor do ngulo de mergulho aparente e menor ser a diferena entre o verdadeiro e o aparente.

Tipos de anotaes, leituras e representao grfica

Para estruturas planares

Para exemplificar, vamos supor que um gelogo tenha medido a atitude de uma camada de uma rocha qualquer, independente do tipo de bssola utilizada, e encontrou os valores de 30 para direo da camada, e 20 para o ngulo de mergulho (sendo que o mergulho para SE).A atitude desse plano pode ser anotada de maneiras diferentes:

Anotao strike-dip com leitura azimutal: 30/20 SE ou 210/20 SEAnotao strike-dip com leitura por quadrante: N30E/20 SE ou 30NE/20 SE ou at mesmo S30W/20 SE ou 30SW/20 SEAnotao dip-dip com leitura azimutal: 120/20 (onde o primeiro nmero indica o sentido do mergulho (SE) e o segundo a inclinao da camada) Para sabermos a direo da camada basta somar ou diminuir 90 do sentido do mergulho.

Lembrete: A direo sempre reportada com relao ao N verdadeiro seja em quadrante seja ngulo azimutal. (Ex.: N60W equivalente a azimute: 300).

A simbologia em mapa para o strike e dip de uma camada constituda de trs partes:

1. Linha de strike a direo representada por uma linha de tamanho apropriado, orientada em relao ao norte verdadeiro.2. Marca do dip Perpendicular a linha de strike, uma reta de tamanho menor representa a orientao do sentido do mergulho.3. O valor do ngulo de mergulho: Esse valor escrito frente da marca do dip.

Falhas Geolgicas

Dobramentos

Diques, Sill, Loclitos.

Tipos de Jazidas:

Placers

Disseminaes

Macios

Veios

Camadas

Alvio

Colvio

Elvio

Conceitos

Profundidade, EspessuraProfundidade: distncia na vertical entre a superfcie e umponto qualquer.Espessura: distncia tomada entre limites de camadas, deforma perpendicular a estes limites.