INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
Kelvin determinou que a Terra deveria ter entre 20 e 400
milhões de anos. Em 1897 considerou 24 milhões como o valor mais provável”
Cap 2 – A Idade da Terra
2.1 IDADES RADIOMÉTRICAS DAS ROCHAS
No princípio do século XX, Rutherford e Holmes concluiram que o decaimento
dos isótopos radioactivos instáveis, descoberto por Henri Becquerel em 1896,
podia ser utilizado para quantificar a idade das formações geológicas. Até então,
os princípios da sedimentologia tinham sido utilizados em exclusivo para a
obtenção de uma cronologia relativa do passado geológico da Terra. Do ponto de
vista da Física, a mais importante determinação da Idade da Terra foi realizada por
Lord Kelvin, que a partir da aplicação da 1ª e 2ª Leis da Termodinâmica conclui
que a idade da Terra se deveria situar entre 20 e 400 milhões de anos. Esta
determinação incorrecta estava profundamente afectada pelo desconhecimento da
contribuição do decaimento radioactivo para o balanço térmico da Terra.
Só na década de 50 é que a precisão dos métodos laboratoriais permitiu generalizar
o uso das datações radiométricas. O princípio físico em que assenta estas
medições é o seguinte : A lei de decaimento radioactivo indica que o número de
átomos que se desintegra por unidade de tempo é proporcional ao número de
átomos presentes no estado inicial, ou seja
dN
= −λ N
dt
(2.1)
onde λ é a constante de decaimento. Integrando a equação anterior podemos
escrever:
N 0 = Ne − λt
(2.2)
onde N0 representa o número de átomos radioactivos no estado inicial e N é o
número de átomos radioactivos no estado actual. O número de átomos
radiogénicos (gerados pelo processo de decaimento que estamos a estudar)
designa-se por NR, sabendo-se que,
N0 = NR + N
(2.3)
Pelo que podemos reescrever (2) em função de NR como :
NR = N (eλt-1)
(2.4)
Diversas formas destas expressões são utilizadas em geocronologia. É também
vulgar a utilização do parâmetro “meia-vida” que é o período de tempo necessário
para que uma dada quantidade de um radionuclideo decaia para metade do seu
valor inicial. A relação entre T1/2 e λ é dada por :
Pag 19
II – A IDADE DA TERRA
T1/2 = 0.693/λ
(2.5)
2.2 O MÉTODO DO RUBÍDIO ESTRÔNCIO
O Rubídio é um elemento raro na natureza, que não forma qualquer mineral, mas
que aparece a substituir o Potássio, dadas as similaridades entre ambos no que diz
respeito ao raio iónico e à carga. Os dois isótopos naturais do Rubídio são o 85Rb e
o 87Rb, cujas abundâncias atómicas são de 72.8% e 27.2%, respectivamente. O
87
Rb é um isótopo radioactivo que decai da forma :
Rb -> 87Sr + β
87
(2.6)
Neste caso, a formação de átomos radiogénicos de
forma seguinte :
N87Sr = N87Rb (eλt-1)
87
Sr pode ser explicitada da
(2.7)
Uma vez que os espectrómetros de massa medem com maior precisão razões entre
dois elementos do que valores absolutos e uma vez que o isótopo 86Sr não é
radioactivo nem radiogénico - a sua quantidade pode ser considerada constante - é
preferível escrever (2.6) sob a forma :
87
Sr
=
86
Sr
87
86
Rb λ t
( e −1 )
Sr
(2.8)
Um problema existe, no entanto, no que diz respeito à fracção de 87Sr formado
antes da génese da amostra, que tem que ser subtraido dos dois membros de (2.8) :
Sr 
=
86
Sr 
87
Sr 
 +
86
Sr  0
87
87
86
Rb λ t
( e −1 )
Sr
(2.9)
A razão isotópica inicial varia com a história geológica da unidade em estudo. As
rochas privenientes do manto superior, por exemplo, possuem razões isotópicas
iniciais muito baixas uma vez que o manto superior possui razões Rb/Sr muito
baixas. No extremo oposto temos a crusta continental caracterizada por razões
Rb/Sr elevadas.
A expressão anterior mostra que a razão 87Sr/86Sr depende linearmente da razão
87
Rb/86Sr para um conjunto de amostras da mesma idade. Numa representação
linear simples do tipo :
Fig. 2.1 – Isócrona Rb/Sr para um conjunto de amostra de igual idade radiométrica. Na
altura da formação a razão 87Sr/86Sr é suposta ser idêntica mas as razões 87Rb/86Sr
poderão ser diferentes. O declive da isócrona permite a determinação de t.
Pag 20
INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
Desde que se disponha de um conjunto de amostras com razões pai/filho
diferentes. Contudo, existem ainda duas condições para que a medição da idade
radiométrica seja significativa : a primeira é a de que os processos de alteração ou
de metamorfismo não tenham afectado as razões isotópicas do mecanismo de
decaimento utilizado na datação; a segunda é a de que todas as amostras utilizadas
possuam a mesma razão isotópica inicial.
Esta ultima condição é de mais fácil realização nas rochas igneas do que nas
rochas metamórficas ou sedimentares, uma vez que aquelas cristalizam a partir de
um magam único. No que diz respeito às rochas metamórficas esta condição pode
também verificar-se desde que o metamorfismo tenha sido suficientemente intenso
para homogeneisar as razões isotópicas. Nas rochas sedimentares,o facto de os
seus elementos poderem provir de fontes distintas torna impossível a datação
directa da idade da sedimentação.
As idades relativas obtidas a partir do estudo das colunas sedimentares consituiem,
contudo, a principal fonte de informação da estratigrafia, pelo que a sua calibração
exige a necessidade de se obterem datações radiométricas indirectas, usualmente, a
partir da datação das rochas ígneas que se encontram intercaladas nas sequências
sedimentares ou as intruem, o que fornece limites inferiores das idades dos
horizontes sedimentares intruidos.
Pai
14
C
87
Rb
40
K
40
K
138
La
147
Sm
176
Lu
187
Re
230Th
232
Th
U
235
U
238
U
234
Filho
14
N
87
Sr
40
Ca
40
Ar
138
Ce
143
Nd
176
Hf
187
Os
226
Ra
208
Pb
230
Th
207
Pb
206
Pb
λ
1.21 x 10-4
1.42 x 10-11
4.962 x 10-10
5.81 x 10-9
6.54 x 10-12
6.42 x 10-12
1.96 x 10-11
1.52 x 10-11
9.217 x 10-6
4.9475 x 10-11
2.794 x 10-6
9.8485 x 10-10
1.55125 x 10-10
Vida média
5730 a
4.88 Ga
1.40 Ga
110 Ma
106 Ga
108 Ga
35.3 Ga
45.6 Ga
75.2 ka
14 Ga
248 ka
704 Ma
4.468 Ga
Tabela 2.I – Constantes de decaimento e vidas médias de um conjunto de pares de
elementos utilizáveis em datação radiométrica
O método Rb/Sr é utilizado para quase todas as idades geológicas, se bem que a
precisão das datações é reduzida no que diz respeito aos últimos 10/20 Ma.
2.3 IDADES RADIOMÉTRICAS DE MINERAIS E TEMPERATURA
DE BLOCAGEM
Uma parte importante da geocronologia é realizada, não a partir do estudo da rocha
“total” – onde se pulveriza uma quantidade de alguns quilogramas de rocha para a
obtenção de amostras aliquotas - mas sim a partir do estudo das razões isotópicas
de alguns dos seus minerais. Este facto pode provir, por exemplo, do interesse em
utilizar minerais porque as suas razões isotópicas iniciais são muito elevadas (o
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II – A IDADE DA TERRA
que gera decaimentos rápidos), o que, em princípio, permite a obtenção de
estimativas mais precisas das idades radiométricas.
Este é o caso da biotite e da granada, que possuiem razões isotópicas - Rb/Sr no
primeiro caso e Sm/Nd no segundo - muito mais elevadas do que as rochas de que
faz parte.
Uma outra situação tem a ver com o facto de as rochas no seu conjunto e os seus
minerais, tomados isoladamente, poderem gerar idades radiométricas distintas,
ambas geologicamente significativas, que indiciam a sobreposição de
acontecimentos geológicos determinantes. Um exemplo importante desta situação
é a dos zircões, que podem ser datados pelo método U/Pb, e que são minerais
suficientemente robustos para se manterem preservados durante os ciclos de
erosão e deposição. Exemplo sesmelhante é o da granada, que pode ser datada
pelo métido do Sm/Nd.
A situação inversa, na qual a idade radiométrica dos minerais é inferior à idade
radiométrica da rocha total ocorre quando as rochas são metamorfizadas, e os
minerais crescem num ambiente mais jovem que o da formação da matriz. Na
figura seguinte apresenta-se uma situação onde é possível diferenciar as idades
radiométricas da rocha total e de alguns minerais.
Fig.2.2 – Isócrona Rb/Sr para a rocha total e para um conjunto de minerais num granito
metamorfisado. A rocha total é aqui definida como a correspondente às amostras
suficientemente grandes para que as razões isotópicas (e pai-filho) não tenham sido
perturbadas pelo processo metamórfico.
2.4 A IDADE DA TERRA
Onde se localizam as rochas mais antigas sobre a Terra ? Rochas com mais de
3,000 Ma são raras na Terra, onde a parte dos registos geológicos mais familiar
cobre apenas os últimos 570 Ma.
No fundo dos oceanos, a crusta terrestre é ainda mais nova. Como veremos mais à
frente, isto é um resultado do processo de formação contínua de crusta nas dorsais
oceânicas.
Os cratões continentais estáveis da América do Norte, da África, da Europa do
Norte da Austrália ou da Gronelândia possuem unidades com cerca de 2,500 Ma e,
nalgumas formações específicas, 3,500 a 3,800 Ma. A datação mais antiga já
realizada foi feita em zircões de quartzitos do Monte Narreyer, na Autrália
Ocidental, tendo sido obtido o valor de 4,200 Ma com a utilização de técnicas de
microsonda iónica.
Pag 22
INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
2.5 A IDADE DA LUA
Os 381.69 kg de rochas trazidos da alunagem da sexta missão Apollo
assemelhavam-se a lavas basálticas terrestres. Contudo, a sua constituição
química é distinta. O mais significativo dos resultados das missões Apollo
surgiu da datação radiométrica das primeiras amostras trazidas pela Apolo
11. Estas tinham 3,800 Ma.
Se admitirmos que a idade mais antiga que se pode encontrar no sistema solar é de
4,600 Ma (como veremos mais à frente na análise dos meteoritos) podemos
concluir que a Lua se manteve geologicamente activa durante um curto
período de tempo após a sua formação.
As terras altas de tons claros da Lua, são provavelmente mais antigas que os
“mares”, porque os estudos foto-geológicos indicam que o material dos "mares" se
sobrepõe ao material das Terras Altas. Quando foram obtidas amotras das Terras
Altas descobriu-se que faziam parte de um grupo de rochas ígneas dominadas por
plagioclase e feldspato, cujos parentes terrestres mais chegados são rochas do
Arqueano e do Proterozóico conhecidas por anortosites. As anortosites lunares
tinham idades superiores a 4,000 Ma, algumas delas com idades perto dos
4,600 Ma.
É possível explicar o porquê da curta vida geológica da Lua, já que esta é muito
mais pequena que a Terra - com apenas 1/100 da massa - e portanto, possui uma
menor quantidade incial de elementos radioactivos produtores de calor.
Igualmente, dadas as suas pequenas dimensões, a energia perdida por radiação é
mais importante que na Terra, devido a uma maior área de superfície relativamente
ao seu volume.
Vinte anos depois da missão Apollo 11, os estudos petrológicos das amostras
recolhidas continuam e sem prespectivas de um fim rápido. Fazem-se agora
estudos meticulosos de fragmentos individuais, e da multitude de finas partículas
obtidas de amostras do núcleo através do solo lunar. Aparece então uma teoria
consistente e global sobre a evolução lunar, sugerindo que a Lua se formou há
4,600 Ma, como resultado de um mega impacto entre a Terra primordial e um
"impactor" com as dimensões do planeta Marte. O material do manto do impactor
foi grandemente vaporizado e recondensado para formar a Lua.
Pouco depois da formação da Lua, uma parte do núcleo separou-se do centro e o
restante foi derretido formando um vasto oceano de magma com quilómetros de
profundidade. Olivinas e depois ortopiroxenas iniciaram a cristalização no exterior
instalando-se na direcção do núcleo. Cálcio e Alumínio iniciaram uma migração
para o exterior cristalizando como feldespatos e plagioclase. Há cerca de 4,500
Ma, a plagioclase ascendeu à superfície para formar uma crusta contínua de
anortosites, enquanto o interior estava já cristalizado. Parte do material fundido no
interior por calor radiogénico ou outras fontes de calor produziu basaltos que
encontraram o seu caminho até à superfície. À medida que as fontes de calor iam
decaindo com a passagem do tempo, a profundidade a que o material era fundido
ia aumentando, com consequências na composição do magma. Há cerca de 3,200
Ma a actividade vulcânica à superfície cessou e a Lua tornou-se geologicamente
extinta.
A Lua, presentemente, não possui campo magnético mas algumas amostras
de basalto recolhidas revelaram um magnetismo remanescente ou fóssil
pouco intenso.
Pag 23
II – A IDADE DA TERRA
É possível efectuar estudos estatísticos sobre o tamanho/frequência das crateras e
determinação da idade por radiometria das amostras recolhidas na Lua. Estes
estudos estão na base das regras empíricas que utilizámos no Cap 1 para concluir
que uma superfície planetária com maior densidade de crateras corresponde a uma
superficie mais velha.
No caso da Lua, é possível ainda concluir que bombardeamento da Lua por
meteoritos durou desde a sua formação até há cerca de 3,800 Ma, altura em
que abrandou significativamente. Os impactos continuam, mas nos últimos 570
Ma só um pequeno número de crateras significativas foi produzido. A existência
de uma assinatura actual correspondente às crateras de impacto é assim uma
consequência provável da inexistência de rejuvenescimento crustal, como
conhecemos na Terra e que é responsável pela escassez de rochas muito antiga na
superfície do nosso planeta
2.5 OS METEORITOS
Muito antes da missão Apollo fornecer as primeiras amostras de rochas lunares,
havia uma só fonte directa de dados sobre a composição do Sistema Solar: os
meteoritos.
Os meteoritos são conhecidos desde a pré-história, mas só agora são intensamente
estudados, por serem as únicas amostras palpáveis de material dos primeiros dias
do sistema solar.
Há já bastante tempo que os meteoritos são encarados como tendo composições
análogas às dos planetas do sistema solar. As estruturas internas dos planetas
terrestres deverão ser constituidas por um núcleo metálico sobreposto por um
manto de sílica - à semelhança do que sabemos quanto à Terra. Esta separação está
também presente nos meteoritos, que se apresentam agrupados em três tipos
fundamentais: os meteoritos condríticos, os meteoritos de ferro-níquel e os
meteoritos acondríticos.
2.5.1 Meteoritos Condríticos
As condrites são o tipo de meteoritos mais representado. São rochosas (por
oposição a ferrosas), e caracterizam-se pela presença de côndrulos, glóbulos
refractários de Cálcio e Alumínio (meteoritos de tipo CAl) com dimensões de
milímetros a centímetros. Os côndrulos estão embebidas numa matriz formada
habitualmente por uma mistura de silicatos cristalinos, por vezes incluindo grãos
ou filamentos de níquel e ferro. Este tipo de constituição não foi nunca encontrado
na Terra.
A idade radiométrica dos meteoritos condríticos é estimada como sendo 4,555 ±
4 Ma, ligeiramente inferior à idade obtida para as suas próprias inclusões de CAl.
As condrites são classificadas de acordo com a sua constituição química e o seu
grau de metamorfismo. As condrites que possuem menor grau de metamorfismo
são aquelas que mais interessam ao estudo da composição primitiva da nébula. É
esse o caso das Condrites Carbonáceas, assim designadas pela presença de
compostos de Carbono. São escuras e friáveis, mais ricas em voláteis, mas muito
raras, devido provavelmente à dificuldade de atravessamento da atmosfera. O
meteorito mais importante desta classe – Allende – atingiu o México, em 1969, sob
a forma de milhares de pequenas pedras, dispersas por mais de 300 km2. Cerca de
2000 kg de material foi recolhido, se bem que se pense que esta quantidade
representa apenas uma pequena fracção do total.
Pag 24
INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
É habitual dividir as condrites carbonatadas em três sub-grupos, C1, C2 e C3, de
acordo com o grau crescente de metamorfismo. Allende é do tipo C3.
Os condrulos são maioritariamente constituidos por silicatos e são pobres em
elementos siderófilos, metais, sulfuretos e alguns elementos litófilos voláteis.
Acredita-se que as condrites representam um estado primitivo de evolução da
nébula solar, um condensado representativo da constituição primitiva, disperso por
elementos suficientemente pequenos para que se tenha tornado inviável a sua
transformação em rochas cristalinas.
O cenário mais provável, é o de terem sido fundidos a partir de poeiras oxidadas
pré-existentes. Embora tenha ocorrido alguma redução de Ferro, a deplecção de
elementos siderófilos, calcófilos e de alguns voláteis, durante a formação de
condrules, a maior parte destas fases e elementos, ocorreu aparentemente antes do
evento da fusão dos condrulos.
A produção de condrulos deverá ter ocorrido muito cedo e ser muito eficiente, uma
vez que estes são muito abundantes. O tempo de arrefecimento dos condrulos (< 1
hora) deve ter sido muito rápido, pelo que o processo deverá ter tido lugar num
ambiente frio. Para além deste facto, as anomalias isotópicas detectadas nas
inclusões de CAl, e as variações de Oxigénio isotópico são incompatíveis com um
meio onde tudo seria homogeneizado.
Os condrulos têm variações individuais na composição de elementos e isótopos de
Oxigénio, mas em média a composição é relativamente uniforme para todos os
grupos de meteoritos: a matriz nos diferentes grupos de meteoritos diz respeito às
variações na composição dentro dos grupos.
2.5.2 Meteoritos de Ferro e Níquel
Uma percentagem significativa dos meteoritos encontrados é constituida por ferro
metálico ou ligas de ferro e níquel. Uma vez que não existe ferro metálico na
crusta terrestre, este tipo de meteorito é imediatamente reconhecido como extraterrestre.
Os meteoritos de ferro e níquel foram provavelmente dos últimos objectos a
diferenciarem-se da nébula primitiva. A grande importância deste tipo de
meteoritos prende-se com o facto de os elementos que os constituem – Ferro e
Níquel – terem um papel muito importante no que diz respeito à composição actual
do núcleo da Terra, como veremos no capítulo 3.
2.5.3 Acondrites
Alguns meteoritos são formados por rochas ígneas com um grau de evolução
superior às condrites, sendo a sua idade radiométrica média um pouco menor que a
das condrites. Angra dos Reis, por exemplo, é um meteorito ígneo com idade de
4,551 ± 2 Ma.
As acondrites basálticas são verdadeiros basaltos semelhantes aos basaltos lunares.
Têm, em média, idades de cristalização da ordem de 4,539 ± 4 Ma, notoriamente
com 20 Ma a menos, relativamente ao material mais antigo datado do Allende.
Para além destes tipos de meteoritos, é ainda importante considerar o tipo SNC (de
shergottites, nakhlites e chassignites). A importância deste tipo provém do facto de
as idades radiométricas respectivas serem muito inferiores aos dos outros tipos de
metoritos (da ordem de 1000 Ma), pelo que se admite terem como origem um
planeta evoluido do sistema solar. Uma vez que a composição química dos gases
Pag 25
II – A IDADE DA TERRA
retidos nestesmeteoritos correspondem à composição da atmosfera de Marte, como
foi medido pela sonda Viking, é assumida a sua origem marciana.
2.6 COMPOSIÇÃO DOS PLANETAS TERRESTRES
Como vimos o termo "elementos voláteis" é normalmente usado para referir alguns
elementos, como H, He, C, S e os compostos que contêm estes elementos, que são
gasosos até temperaturas muito baixas. Pelo contrário, compostos que contêm
elementos refractários como o Mg, Si, Ca, Al, Fe, etc, encontram-se no estado
sólido a temperaturas relativamente altas e são facilmente incorporados em
planetas em formação. Elementos como o K, Na, Rb e Pb são elementos voláteis
intermédios e aparentemente podem ser parcialmente perdidos durante as altas
temperaturas nos estágios iniciais de agregação de um planeta.
CAIXA 3 - Elementos Voláteis, Refractários e Afinidades Geoquimicas
O termo gasoso é usado para referir os elementos H, C, N, O e os gases nobres. Outros
elementos são classificados como muito voláteis (e.g. Bi, T1), voláteis (e.g. Rb, Cs),
moderadamente voláteis (e.g. K, Mn), moderadamente refractários (e.g. V, Eu), refractários
(e.g. Ca, Al, U, La) e super refractários (e.g. Zr, Sc). Os termos litófilo (e. g. Si, Al, Mg, K,
U), calcófilo (e.g. S, Cu) e siderófilo (e.g. Fe, Ni, Co, Ir) serão utilizados para descrever a
afinidade com os silicatos, sulfuretos ou os metais, respectivamente
O Sol é composto essencialmente por H, He e C, que são elementos muito voláteis mas
contém também pequenas quantidades de Mg, Si, Ca, Al e O que são os principais
constituintes dos meteoritos e dos planetas rochosos. Depois da formação do Sol, a maior
parte dos elementos mais voláteis foram lançados para fora do alcance da parte interior do
Sistema Solar, provavelmente num período inicial de formação do sistema, quando o vento
Solar era ainda muito mais intenso.
Os planetas terrestres são compostos essencialmente por elementos condensáveis
ou não voláteis, enquanto que os elementos voláteis são os principais constituintes
do Sol, dos planetas gasosos e de alguns satélites da parte mais externa do Sistema
Solar. Os cometas são também essencialmente constituidos por elementos e
compostos voláteis.
O espectro solar do Sol permite obter uma estimativa dos indíces de elementos
refractários como Fe/Si, Mg/Si, Al/Si, etc.. Estes indíces são normalmente
próximos dos da Terra tomada como um todo.
Têm sido feitas várias aproximações para estimar a composição da nébula solar,
combinando dados da composição química do sol e dos meteoritos. Estas são as
chamadas “abundâncias cósmicas”, que são a composição de referência para
planetas e outros meteoritos. Materiais que têm quase abundâncias cósmicas de um
grupo de elementos, são chamados “primitivos” ou “indiferenciados” ou
“condríticos”. As condrites carbonatadas C1, são mais “tipo-solar” na sua
composição e têm maior abundância de elementos voláteis do que qualquer outro
tipo de meteoritos. São por isso chamadas de “primitivas”, embora existam razões
para acreditar que já experimentaram alterações de baixa temperatura,
possivelmente na superfície de um objecto do Sistema Solar ou no interior de um
cometa. Outros meteoritos parecem ter sido processados a temperaturas superiores,
tenha sido no espaço ou em pequenos corpos como asteróides, satélites ou perto da
superfície de pequenos planetas.
Pag 26
INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
As composições dos planetas terrestres incluem um largo número de elementos
que são voláteis abaixo dos 1000 K, e que diferem dos meteoritos de tipo C1.
Na
Mg
Al
Si
P
S
K
Ca
Ti
Fe
Ni
Sol
0.067
1.089
0.0837
1
0.0049
0.242
0.0039
0.082
0.0049
1.270
0.0465
C1
0.0574
1.074
0.0849
1
0.0010
0.0515.
0.00377
0.0611
0.0024
0.900
0.0493
Tabela 2.II - Comparação de abundâncias atómicas entre o Sol e Condrites Carbonatadas
de tipo C1 (in Breneman et al. 1985 e Anders et al, 1989, citados por Don Anderson em
Understanding the Earth, 1992.
A tabela 2.II dá-nos a composição do Sol (obtida a partir de estudos
espectroscópios e da análise de partículas emitidas) e a composição dos meteoritos
denominados por condrites carbonatadas, Tipo C1. Estes meteoritos têm
composições aproximadas da porção refractária do Sol e também contêm uma
grande fracção de elementos voláteis (como S e C).
Uma das observações geoquímicas mais significativas sobre os planetas terrestres,
é a sua depleção em gases nobres e elementos voláteis relativamente aos planetas
exteriores e mais ainda, relativamente aos meteoritos.
Os meteoritos providenciam-nos o tempo da depleção dos voláteis na nébula
interior, uma vez que Pb-Pb e Rb-Sr dão as idades de separação e de depleção de
Chumbo e Rubídio voláteis, relativamente a Urânio e Estrôncio refractários. Todos
os dados fornecidos pelos meteoritos apontam efectivamente para uma mesma
idade deste acontecimento, indicando que a depleção de elementos voláteis
deverá ter acontecido há cerca de 4,560 Ma.
A depleção de Potássio (um elemento volátil moderado) pode ser comparada com a
de Urânio (um elemento refractário). Uma vez que ambos os elementos são
emissores de raios gama, esta é uma das poucas medidas geoquímicas disponíveis
para a Terra, Vénus e Marte
Embora o Potássio e o Urânio sejam diferentes nas propriedades químicas,
partilham uma característica comum, o que os torna úteis como indicadores
geoquímicos da composição planetária; são ambos excluídos dos minerais comuns
nas formações rochosas dos basaltos (são elementos “incompatíveis”). Estão por
isso concentrados nos resíduos fundidos durante a cristalisação de silicatos
basálticos, e assim preservaram o seu índice planetário bruto durante a
diferenciação dos planetas. Assim os índices de K/U providenciam informação
sobre a depleção de voláteis relativamente aos elementos refractários no mesmo
corpo.
Pag 27
II – A IDADE DA TERRA
Os índices primordiais, assumindo que são os que correspondem aos meteoritos
C1, são de aproximadamente 60,000, enquanto que os índices terrestres são de
10,000.
Uma questão inicial, é a de se saber se a depleção de Potássio observada em
amostras terrestres é um efeito planetário bruto ou é local e superficial. Esta
questão, só pode ser indirectamente respondida pela informação disponível na
Terra. Contudo, o Potássio parece ser depletado, relativamente ao Urânio, nas
rochas da superfície de Marte e Vénus assim como da Terra. Medições dos índices
de K/U para Vénus, feitas por sondas soviéticos, indicam sobreposição com os
valores da superfície terrestre. Os índices de K/U para os meteoritos SNC, que
provavelmente provêm de Marte, são mais altos (1,500), de acordo com as
tendências voláteis do planeta, também mais altas, mas ainda assim, inferiores aos
valores primordiais. O maior conteudo volátil de Marte é também suportado pelos
dados dos isótopos de Nd e Sr dos meteoritos SNC
Pode concluir-se firmemente que o Potássio, e presumivelmente outros elementos
voláteis, são depletados das rochas superficiais de Marte, Terra e Vénus,
relativamente aos valores das nébulas primordiais.
Tem sido sugerido que o Potássio pode comportar-se como metal a elevadas
pressões, e assim estar actualmente concentrado nos núcleos dos planetas.
Contudo, a pressão no centro de Marte (r = 3,390 km) é de apenas 400 kbar. Esta
pressão, é insuficiente para permitir ao Potássio entrar no núcleo de Marte. Então a
depleção em Marte deve ser devida a outro processo. Muitos outros elementos
voláteis, em adição ao Potássio, são também depletados na Terra relativamente às
abundâncias primordiais. A grande maioria tem propriedades químicas que tornam
pouco provável a hipótese de entrarem em fases metálicas.
O Potássio é um elemento moderadamente volátil. Poderá ter estado sujeito a altas
temperaturas durante a fase de acrecção planetária? Acontece que, elementos com
o peso atómico do Potássio, não podem ser perdidos dos planetas terrestres,
mesmo a elevadas temperaturas uma, vez que estes corpos já atingiram as suas
presentes dimensões. Se tivessem estado sujeitos, de algum modo, a elevadas
temperturas durante a accretisação, os índices de K/U, seriam variáveis com o
tamanho dos planetas. O que aparentemente não acontece.
Para além da evidência química, os dados do isótopo Rb/Sr, indicam também que a
Terra está depletada de Rb volátil relativamente a Sr refractário. Amostras do
manto, indicam que os índices de Rb/Sr, são muito mais baixos do que os índices
primordiais dados pelos meteoritos CI. Uma vez que o Rubídio tem propriedades
muito semelhantes às do Potássio é muito pouco provável que tanto o Potássio
como o Rubídio mantenham no manto as concentrações que possuiam na nébula
solar primordial, e é provável que o Rubídio e outros elementos voláteis, tenham já
sido depletados do material precursor utilizado na formação dos planetas.
2.7 MODELO DE FORMAÇÃO DO SISTEMA SOLAR
2.7.1 Fase de Nébula
Estima-se que o sistema solar, tal como existe, teve inicío há cerca de 4600 Ma. A
nébula formou-se quando uma massa de gás e pó se libertou de uma muito maior
nuvem molecular, num braço espiral da Via Láctea e colapsou num disco sobre a
acção da atracção gravitacional. A massa flutuou para o interior do disco, o Sol
formou-se no centro e o momento angular foi transferido para o exterior, de tal
forma que agora reside principalmente nos planetas. Na nébula, pequenos corpos
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INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
(de dimensão métrica), iniciaram o seu crescimento até atingirem dimensões
quilómetricas. Mais tarde, na história recente do Sol, o fluxo de massa foi
invertido, ventos violentos e descargas solares conduziram o Hidrogénio, o Hélio,
gases nobres e muitos elementos voláteis para distâncias da rdem das 4-5 UA (1
unidade astronómica (UA) = distância Terra - Sol), onde estes accrecionaram, para
formar os planetas gigantes. A água foi capaz de condensar na nébula à
temperatura de 160 K, como gelo, numa “linha de gelo” a cerca de 4-5 UA,
ficando retida nos satélites dos planetas gelados. Esta fase de nébula teve curta
duração (cerca de 105 a 106 anos).
A nébula solar primitiva deverá ter consistido essencialmente em Hidrogénio e
Hélio, que são os principais constituintes do Sol, Júpiter e Saturno. Assume-se,
geralmente, que a composição, para elementos não gasosos, da primordial nébula
solar é semelhante às condrites carbonáceas do Tipo C1. Este raciocínio assenta na
semelhança entre a abundância de elementos químicos não gasosos na camada
mais externa do Sol (a fotosfera, cuja concentração de elementos pode ser obtida
do espectro solar) e as condrites C1.
Qual o estado inicial da matéria na nébula? Existem dois modelos opostos, um frio
e o outro quente. No primeiro, a condensação de uma nébula quente produz, com
descida da temperatura, uma sequência de óxidos, silicatos, metais de Fe e
sulfuretos. No segundo, num cenário de temperatura mais baixa, as poeiras no
disco de gás em rotação foram oxidadas.
Um grande paradoxo é que as evidências astrofísicas e isotópicas sugerem uma
nébula fria (umas poucas centenas de kelvin quando muito até à cintura de
asteróides), enquanto que a evidência mineralógica indica altas temperaturas (>
1500 K), dentro da cintura de asteróides até uma distância do Sol de 2-3 UA.
Um dos argumentos mais fortes, para uma nébula fria e heterogénea, vem da
evidência dos isótopos de Oxigénio, que indica claramente a existência de variadas
reservas de isótopos de Oxigénio para a Terra e para diferentes classes de
meteoritos. Estes teriam sido homogeneizados numa nébula quente (> 1,500 K).
No presente contexto, podem fazer-se duas observações. As assinaturas dos
isótopos de Oxigénio nos grupos de meteoritos, são na sua maioria distintas e não
coincidem com os valores para a Terra e para Marte. Um grupo de meteoritos, que
provavelmente veio de Marte (SNC) forma um grupo separado, que também não se
sobrepõe com nenhum outro grupo de meteoritos ou com o sistema Terra-Lua.
Esta é uma evidência adicional para o leque de homogeneidade na nébula e daí a
nébula fria a uma distância de 1-3 UA.
Pode admitir-se que a nébula evoluiu com o tempo : durante a fase inicial de
colapso, o material flutuou na direcção do interior para formar o Sol. As
temperaturas na nébula eram altas, provavelmente da ordem dos 1,500 K nas
regiões interiores (onde mais tarde se formariam os planetas terrestres), durante
este curto estágio de influxo, que terá durado cerca de 105 anos. Nesta altura não
deverá ter estado presente nenhum material sólido condensado. Quando o Sol em
crescimento atingiu uma massa crítica e se deu início ao processo termonuclear,
essa actividade acabou com o restante gás da nébula interior. Neste estágio,
material condensado da nébula interior, planetesimais (dimensão métrica)
sobreviveram e subsequentemente agregaram nos planetas terrestres. As
temperaturas da nébula, eram nesta altura bastante mais frescas, umas poucas
centenas de Kelvin a 2-3 UA de distância da Terra. Grande parte do debate sobre
uma nébula fria versus uma nébula quente, refere-se a estágios de difereciação da
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II – A IDADE DA TERRA
evolução da nébula. Tem-se tornado mais claro, que a nébula solar primitiva era
um ambiente bastante mais turbulento do que se imaginava.
2.7.2
Deplecção de voláteis
Os planetas terrestres são assim diferentes, em composição, da nébula primitiva:
parece ter ocorrido uma substancial fraccionisação química na nébula interior,
antes da acreção final dos planetas terrestres.
Isto foi devido provavelmente à intensa actividade solar inicialmente (e.g. fortes
ventos solares), com o assentar do Sol na sequência principal, e depois de limpa a
nébula inicial dos voláteis e da água a cerca de 4 UA, numa “linha de gelo”, nos
confins da cintura de asteróides. Este processo parece ter demorado cerca de um
milhão de anos.
2.7.3
Fase planetesimal
Júpiter cresceu rapidamente, talvez como consequência de massiva perda de gás.
Na nébula interior, só restaram os corpos com dimensão suficiente (na ordem de
metros), para sobreviver aos episódios iniciais de calor solar intenso. A agregação
terá sido gerada por colisões entre planetésimais, alguns dos quais atingindo as
dimensões de Marte, para finalmente accrecionarem nos actuais Mercúrio, Vénus,
Terra e Marte, processo que levou cerca de 100 Ma.
De acordo com a corrente hipótese dos planetésimais, num estado muito precoce
da nébula solar, as poeiras no disco em rotação começaram a juntar-se formando
assim uma hireraquia de corpos, começando por pequenos grãos, passando por
corpos com dimensões de metros , depois com quilómetros, até que finalmente
atingiram dimensões da ordem das centenas de milhar de quilómetros, no final do
período da fase pré-planetária. Estes objectos são chamados de plnetésimais e na
corrente linha de pensamento são vistos como os “blocos” usados na “construção”
de planetas.
Que evidências temos nós destes objectos já desaparecidos? Existem várias e
diferentes linhas de convergência : os asteróides são restos planetésimais. Phobos
um dos satélites marcianos, aparenta ser um objecto primitivo, e pode muito bem,
ser um asteróide capturado. Assim é análogo de um plenetésimal. A ausência de
um planeta na cintura de asteróides, na qual mais de 4,000 corpos foram já
numerados (não contando com outros muito mais pequenos), deve-se
provavelmente à forte influência do massivo Júpiter, que já capturou ou ejectou
muitos dos corpos. A massa total da miríade de pequenos objectos na cintura, é
5 % inferior à massa da Lua (as pequenas dimensões de Marte são provavelmente
devido a causas semelhantes; “fome”, causada pelo massivo Júpiter, que se formou
mais cedo e depletou as áreas vizinhas).
Uma evidência directa, para os já existentes corpos com diâmetros superiores a
100 km, vem da observação de todas as mais antigas superfícies preservadas de
planetas e satélites, que estão saturadas de crateras. A superfície da Lua é um
exemplo clássico, mas fotografias, desde Mercúrio, perto do Sol, até satélites de
Urano, mostram claramente que, planetas e satélites estiveram sujeitos a
bombardeamentos massivos. Estão presentes crateras de todos os tamanhos, desde
dimensões micrómetricas, causadas por impactos de pequenos grãos, até enormes
bacias com mais de mil quilómetros de diâmetro.
A extensão deste bombardeamento na Lua, como vimos, depois de ter atingido as
dimensões actuais e depois de a crusta lunar se ter formado, é revelada pela
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INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
evidência, de pelo menos, oitenta bacias com cerca de 300 km e 10 000 crateras
com de dimensões entre 30 e 300 km, formadas antes do principal
bombardeamento ter cessado há cerca de 3 800 Ma. A grande bacia anelada, Mare
Orientale, que se formou na Lua há cerca de 3 800 Ma, é um exemplo. Uma vez
que um semelhante, mas provavelmente mais intenso, impacto atingiu a Terra,
justifica a ausência de identificação de rochas, com idade superior a 3,800 Ma.
Actuais estimativas indicam que 200 bacias aneladas com diâmetros superiores a
mil quilómetros, se formaram na Terra devido ao impacto de corpos com poucas
centenas de quilómetros de diâmetro, há cerca de 4,400-3,800 Ma, isto é, logo a
seguir à accretisação da Terra. Na Terra, contrariamente ao que acontece na Lua, a
evidência foi removida, uma vez que brechas esmagadas tinham sido carne fácil
para os agentes erosivos terrestres. Embora este bombardeamento tenha sido
catastrófico para a crusta terrestre inicial, a adição de material à superfície da
Terra teria sido pouco significativa.
Alguns sobreviventes destes planetésimais, continuam por aí. Existem cerca de
120 asteróides identificados com órbitas aproximadas ou cruzadas com a da Terra.
Entre 100 e 1,000 toneladas de material meteoritíco, sobre tudo poeiras, caem na
Terra todos os dias. Todos os 20-30 Ma, um asteróide grande o suficiente para
provocar uma cratera de 20 km, atinge a Terra. A extinção dos dinossauros no fim
do Cretácio, há cerca de 65 Ma, está provavelmente relacionada com o impacto de
um asteróide com cerca de 10 km de diâmetro. A evidência para tal colisão, está no
facto de existir uma fronteira exacta no Cretácio-Terciário, de uma vasta camada
mundial de Irídio (raro na Terra, mas muito abundante nos meteoritos), que é
interpretado como o resultado de um mega impacto que se relaciona com a
desaparecimento de de algumas espécies animais.
A mais recente cratera lunar, Thyco, com 85 km de diâmetro, formada por um
impacto semelhante há cerca de 100 ma, indica que impactos relativamente
grandes ocorreram recentemente na escala de tempo geológica e bastante perto da
Terra (um impacto falhado ocorreu em Março de 1989, quando um asteróide com
cerca de 100 metros, capaz de formar uma cratera com dimensões de quilómetros,
passou a uma distância duas vezes a da Terra-Lua).
Assim, são muitas as evidências para a existência de planetésimais com diâmetros
superiores a 100 km no Sistema Solar, juntamente com alguns restos dos seus
sobreviventes. Teriam os planetas sido formados a partir destes, ou existiriam
corpos maiores de dimensões intermédias (tipo Lua, Marte, ou Mercúrio), na
hierarquia de objectos que accrecionaram, para formar os planetas terrestres?
A maior evidência para a existência prévia de objectos muito grandes (com massas
de dimensões da Terra, Lua ou Marte) numa nébula inicial, vem da inclinação dos
planetas relativamente ao seu eixo de rotação (ver tabela I deste capítulo). Um dos
maiores impactos foi o sofrido por Urano, cálculos mostram que era necassário um
impactor de dimensões tipo Terra, para colidir com o planeta e colocá-lo com uma
inclinação perto dos 90°. São necessárias colisões mais pequenas para justificar a
inclinação dos outros planetas mas, no entanto alguns pelo menos tão grandes
como Marte (com 1/10 da massa da Terra), teriam de ser responsáveis, já que
impactores mais pequenos (tipo Phobos), não seriam significativos.
Quantos destes objectos grandes seriam necessários e quais as suas dimensões?
Têm sido levados a cabo cálculos, mas só na região dos planetas interiores
(Mercúrio, Vénus, Terra e Marte). Simulações em computador dos processos de
agregação, mostram que cerca de 100 planetesimais tipo Lua, 10 tipo Mercúrio e
3-5 tipo Marte, deveriam formar a população final de planetesimais.
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II – A IDADE DA TERRA
Um grande impacto é provavelmente o responsável pelo estranho facto de
Mercúrio possuir tão pouco material rochoso no seu manto, um núcleo de Ferro
enorme e uma órbita inclinada tão próxima do Sol. Existem duas explicações
correntes. A primeira propõe que os silicatos tenham sido volatilizados num inicial
evento de altas temperaturas, relacionado com a inicial actividade do Sol
(Mercúrio está tão próximo do Sol que, presentemente, a temperatura do lado
iluminado é 425 °C, suficiente para fundir Chumbo). No entanto, para derreter um
manto rochoso, são necessárias temperaturas da ordem de vários milhares de graus.
A alternativa, e correntemente a explicação mais aceite, é que Mercúrio foi
atingido por um corpo com cerca de 1/6 da sua massa num estado tardio da sua
agregação. A colisão fragmentou o planeta: a maior parte dos silicatos foi perdida
para o espaço, mas o núcleo de Ferro voltou a agregar com uma pequena parte do
manto de silicatos.
Finalmente, a corrente explicação para a origem da Lua involve a colisão de um
impactor, maior que Marte, com a Terra.
Sumariamente existem amplas evidências para a existência de grandes corpos
percursores ou planetesimais, no Sistema Solar inicial.
Os planetas incluiram, de algum modo, diferentes tipos de planetésimais, o que
não representa necessáriamente uma zonação horizontal estritamente original.
Mais tarde, neste estado de acreção, talvez cerca de 100 Ma depois de o sistema se
ter separado da nuvem molecular, um planetésimal massivo, com dimensões
semelhantes a Marte, chocou com a Terra. O manto do impactor foi colocado em
órbita formando a Lua. Outras colisões a alta velocidade, arrancaram parte da
sílica do manto de Mercúrio, colocaram Vénus com uma rotação no sentido
contrário. A “limpeza” de planetesimais residuais continuou até há cerca de 3800
Ma, produzindo as superfícies craterizadas de Mercúrio e da Lua, as já
desaparecidas de Marte e destruindo a inicial crusta terrestre.
Uma questão básica sobre este modelo de formação da Terra e dos outros planetas
interiores diz respeito às dimensões do material acrecionário. Os planetas
formaram-se directamente a partir das poeiras e do material disperso na nébula, ou
são produto final de uma sequência hierárquica de accreção sucessiva ? Várias
observações parecem apontar na direcção da última hipótese.
Em primeiro lugar, é de ampla evidência observacional, que as superfícies dos
planetas e satélites do Sistema Solar são o resultado de inúmeros e sucessivos
impactos de grandes corpos (dimensões superiores a 100 km). Em segundo lugar,
as obliquidades dos planetas são consistentes com colisões de objectos muito
grandes (superiores a 1000 km de dimensão característica). Em terceiro lugar, a
hipótese mais razoável para a origem da Lua, requer que a Terra tenha sido
atingida por um objecto de massa igual a 10 % o 20 % da Terra, num estado tardio
da história da accreção, quando tanto a Terra como o impactor tinham já crusta
formada. A elevada densidade de Mercúrio é interpretável se admitirmos que parte
da sílica do seu material mantélico foi removida por uma colisão com um corpo
massivo. Em quarto lugar, é de esperar que a acrecção a partir da nébula primitiva,
conduza a uma composição planetéria uniforme, em vez da observada diversidade
química e isotópica de ambos meteoritos e planetas.
A evidência meteorítica é consistente com estas observações : os meteoritos não
correspondem a fases individuais e são sempre misturas de vários componentes
(e.g. grãos minerais, inclusões ricas de Al e Ca, sem condrulos ou partículas
metálicas) ou são fragmentos de corpos maiores.
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INTRODUÇÃO À FISICA DA TERRA
Uma consequência desta hipótese de acrecção hierarquizada é a de que a
fraccionização interna pode ocorrer nestes corpos antes de se tornarem planetas,
pelo que a separação entre as diferentes fases pode ocorrer em objectos pequenos
antes da acrecção planetária. Assim, a Terra deve ter-se formado a partir de corpos
que tinham já iniciado a diferenciação em “núcleos” metálicos e “mantos”
silicatados.
2.8 BIBLIOGRAFIA
Brown, G. C., Hawkesworth, C. J., Wilson, R. C. L. (eds), “Understanding the
Earth”, Cambridge University Press, 1992, pp 1-551
Frank D Stacey, “Physics of the Earth”, Brookfield Press, Brisbane, Australia,
1992, pp 1-513.
2.9 EXERCÍCIOS DE APLICAÇÃO
Ex. 1. Demonstre a expressão 2.5.
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