Esta mina de kimberlito vulcanogênico a céu aberto em jwaneng, Botswana, é a mina de diamantes mais rica do
mundo, tendo produzido, em 20m, cerca de 12,4 milhões de quilates, o equivalente a mais de 1,3 bilhão de dólares. Além dos diamantes, o kimberlito vulcanogênico trouxe rochas de mais de 200 km de profundidade, fornecendo informações cruciais sobre o interior profundo da Terra. [Peter Essick/ Aurora Photos 1
>'{tbafro de toda a crosta terrestre ondulada, de todo o solo deslizante e suave.
DiSt«nte, mais profunda que o oceano, mais além da rocha qílêcontra a
rochala11]uria-se na desdita,
Ú;rna mais profunda escuridão e na visceralluxúriado
globo grave,
Pode você ouvir o açoite murmurante do magma quando se eleva e se agita?~,l
ROBERT PENN WARREN,
"JOVEM
QUE BUSCA A VERDADE,
CORRENDO À NOITE, MEIO NU, PELA PRAIA DE SÃO FRANCISCO,,2
s antigos pensadores dividiam o universo em
duas partes: o céu, acima, e o inferno, embaixo.
O céu era transparente e cheio de luz, e eles poAs camadas e a composição do interior
deriam enxergar diretamente suas estrelas e seus planetas
da Terra 530
vagantes. O solo era opaco, um inacessível mundo inferior
da
escuridão, fechado para os olhos humanos.
A temperatura e o calor no interior da
Isso já não é o caso hoje. Os geólogos podem olhar
Terra 535
para o interior da Terra não com os raios de luz das esA estrutura tridimensional do
trelas, mas com as ondas de terremotos e outras fontes
sísmicas.
manto 537
No Capítulo 19, vimos como os terríveis abalos dos
o campo magnético terrestre 541
terremotos podem causar destruição. Essa mesma energia
pode, ainda, ser utilizada para iluminar as mais profundas
camadas da Terra, permitindo aos geólogos construir imagens tridimensionais dos reservatórios de petróleo na crosta, das correntes ascendentes e descendentes de conyecção mantélica e da estrutura do núcleo interno.
Neste capítulo, exploraremos o interior da Terra até o centro, aproximadamente a 6.400 km abaixo de nossos pés. Além das técnicas de sismologia, empregaremos as informações geológicas das rochas expeli das por erupções vulcânicas e das
rochas magnetizadas pelo campo magnético da Terra. Investigaremos as altas temperaturas do interior profundo do planeta e, em seguida, esmiuçaremos o funcionamento interno de suas duas grandes máquinas térmicas: o geodínamo no núcleo
externo de ferro líquido, o qual gera o campo magnético; e a convecção do manto.
que controla a tectônica de placas.
Explor~ndo o interior com ondas
sísmicas 527
o interior com ondas sísmicas
Os diferentes tipos de ondas - luz, som e sísmica - têm uma característica comum: a
velocidade com que viajam depende do material que atravessam. A luz iaja mais rá-
5281
Para Entender
a Terra
pido através do vácuo, mais vagarosamente através do ar e ainda mais devagar através da água. A onda sonora, por outro lado,
viaja mais rápido através da água do que do ar, e não se desloca através do vácuo. Por quê? As ondas sonoras estão simplesmente propagando variações de pressão. Sem alguma coisa para comprimir, como ar ou água, elas não podem existir. Quanto
mais força usam para comprimir um material, mais rápido viajarão através dele.
A velocidade do som no ar - Mach 1, no jargão dos pilotos
de jatos - é tipicamente de 0,3 kmJs. A água resiste à compressão muito mais que o ar, de modo que a velocidade das ondas
sonoras na água é correspondentemente mais alta, cerca de 1,5
km/s. Os materiais sólidos são ainda mais resistentes à compressão, e as ondas sonoras viajam através deles com mais rapidez ainda. Nos granitos, o som viaja a 6 kmJs.
Os tipos básicos de ondas
Em um sólido, o movimento de puxa-empurra das ondas sonoras é chamado de onda compressional, para distinguir do
movimento lado-a-lado das ondas CÍsalhantes (ver Figura panorâmica 19.5). É mais difícil comprimir sólidos que cisalháIas, assim, as ondas compressionais viajam mais rápido que
as cisalhantes. Esse princípio físico explica a relação que discutimos no Capítulo 19: as ondas P, primeiras a chegar, são
sempre compressionais, e as ondas S, segundas a chegar, são
cisalhantes. Uma outra propriedade importante das ondas sísmicas é que a velocidade de suas ondas cisa1hantes deve ser
nula, pois os gases e os líquidos não têm resistência ao cisalhamento. As ondas cisalhantes não podem se propagar através de qualquer fluido - ar, água ou o ferro líquido no núcleo
externo da Terra.
A partir dos sismogramas, os geólogos podem calcular a velocidade das ondas P e S, dividindo a distância percorrida pelo
tempo de viagem. A medida da velocidade dessas ondas pode
ser usada para inferir os materiais que elas encontram ao longo
dos seus caminhos. Por exemplo, as ondas P e S viajam cerca
de 17% mais rápido através das rochas típicas da crosta oceânica (gabro) do que através das rochas típicas da crosta continental superior (granito), e, além disso, viajam cerca de 33% mais
rápido através do manto superior (peridotito).
Os conceitos de tempos de viagem e o caminho das ondas
sonoras, por exemplo, são bastante simples, mas surgem complicações quando as ondas atravessam mais de um tipo de material. No contato entre dois materiais diferentes, algumas ondas batem e voltam (isto é, são refletidas) e outras são transmitidas através do segundo material - justamente como a luz é
parcialmente refletida e parcialmente transmitida quando encontra o vidro de uma janela. As ondas que cruzam a fronteira
entre os dois materiais são desviadas, ou refratadas, à medida
que sua velocidade varia de um primeiro material para um segundo. A Figura 21.1 mostra uma faixa de luz de laser cujo caminho desvia à medida que ela vai do ar para a água, tal como
uma onda P ou uma S desviam à medida que viajam de um material para outro. Estudando quão rápido as ondas sísmicas viajam e como elas são refratadas e refletidas nas interfaces internas da Terra, os sismólogos têm sido capazes de medir as espessuras das camadas da crosta, do manto e do núcleo com
grande precisão.
O caminho das ondas sísmicas na Terra
Se a Terra fosse constituída de um só material com propri~
constante da superfície até o centro, as ondas P e S viajariam _
foco de um terremoto até um sismógrafo distante atravess
o interior ao longo de uma reta. Contudo, quando a primeira:=de global de sismógrafos foi instalada, há aproximadamcum século, os sismólogos descobriram que a estrutura do li:::=rior da Terra era muito mais complicada.
Ondas refletidas através do interior da Terra A primr
observação de ondas sísmicas de longa distância mostrou ~_
o caminho das ondas P e S curvava-se para cima atravé .J
manto, como ilustrado na Figura 21.2. A partir dos tempo:: -percurso e da quantidade de desvio para cima, os sismólo~
puderam demonstrar que as ondas P viajaram muito mais '_do através das rochas em grandes profundidades, do que aL_vés das rochas encontradas na superfície. Isso foi altame- surpreendente, porque as rochas submetidas a grandes pr~sões no interior da Terra estão comprimidas em uma estru _
cristalina mais compacta. Os átomos nessas estruturas fecL.:das são mais resistentes a compressões posteriores, as q I
são a causa de as ondas P deslocarem-se mais rapidame-através delas.
Os sismólogos ficaram muito surpresos, contudo, COIT.
que eles encontraram a distâncias progressivamente maiore- .:,.
foco do terremoto. Após percorrerem uma trajetória de 11.6
Figura 21.1
Neste experimento, os dois feixes de laser entranum globo com água pelo topo. Ambos são refletidos em um
espelho posicionado no fundo do globo. Um, então, é refletido
na interface ar-água e passa através da parede do globo,
originando um ponto brilhante na mesa. A maior parte da ene -do outro é desviada para baixo (refratada) quando ele passa da
água para o ar, e uma pequena quantidade é refletida para for
um segundo ponto brilhante na mesa. Você pode traçar o
caminho de outros feixes refletidos pelas interfaces. [Susan
Schwartzenberg/The
Exploratorium]
CAPíTULO 21 • Explorando o I -enor
Padrão da trajetória das ondas P no
interior da Terra
Foco
O'
(b)
;; lerre
529
Padrão da trajetória das ondas S no
interior da Terra. Foco
O'
Núcleo externo
_
21.2 (a) O padrão da trajetória das ondas P no interior da Terra. A linha tracejada em azul mostra o avanço das
de ondas no interior, num intervalo de 2 minutos. As distâncias são medidas em ângulos a partir do foco do
-;noto. A zona de sombra da onda P estende-se de 105 a 142°. As ondas P não podem alcançar a superfície nessa
-.=.. devido ao desvio da trajetória ao entrarem e saírem do núcleo. (b) A zona de maior sombra das ondas 5 estende-se
- - .5 a 180°. Embora as ondas 5 incidam no núcleo, elas não podem viajar através da sua região fluida mais externa e,
-. nunca emergem antes de 105° a partir do foco.
:: :=s
- jo foco do terremoto, as ondas P e 5 desapareceram repen~nte! (Como pilotos de aviões e capitães de navios, os
- :ilogos preferem medir as distâncias percorridas na super=: da Terra em graus angulares, a partir de 0° no foco do terLO até 180° em um ponto no lado oposto da superfície ter~_ Cada grau representa um trajeto de 111 km na superfí- .:e modo que 11.600 km correspondem a 105°.) Quando
olharam os sismogramas gravados além dessa distância,
- ::ristinguiram a chegada de P e 5 que estava tão clara nos
- gramas gravados a curta distância. Então, a partir de
- _JO km do foco (142°), as ondas P reapareceram subita~ tão grandes como chegaram, mas estavam muito atrasa~do
comparadas com os tempos de viagem esperados.
das S nunca reapareceram.
:=:"::-as
observações foram colocadas juntas, em 1906, pelo
- :ilogo britânico R. D. Oldham e forneceram a primeira
5:t ia de que a Terra tem um núcleo externo líquido. Neonda S pode viajar pelo núcleo externo, porque ele é lí.. e existe, assim, uma zona de sombra das ondas S além
.:'" do foco do terremoto (ver Figura 21.2b). A propaga- "" - ondas P é mais complicada (ver Figura 21.2a). A 105°,
_QÓria delas ornite o núcleo, enquanto as ondas que teriam
. J;rido distâncias maiores encontram a interface núcleo- .. a fronteira núcleo-manto, a velocidade das ondas P
_ roximadamente, por um fator de dois. Dessa maneira,
são refratadas para baixo, imergindo no núcleo e
do a distâncias maiores depois do retardamento causaeu desvio através do núcleo. Esse efeito de refração
forma a zona de sombra das ondas P a distâncias angulares entre 105 e 142°.
As ondas refletidas nas interfaces internas da Terra As interfaces do núcleo-manto tomam-se muito abruptas. Assim.
quando os sismólogos olharam os registros das ondas dos terremotos feitos a distâncias angulares de menos que 105°, en·
contraram chegadas correspondentes a ondas refletidas de sa
interface. Eles chamaram de PcP as ondas compressionais que
refletem do topo do núcleo externo e de ScS as ondas cisalhanteso (A letra minúscula c indica a reflexão no núcleo.) Em
1914, o sismólogo alemão Beno Gutenberg usou os tempos de
percurso dessas reflexões no núcleo para determinar uma profundidade precisa da interface núcleo-manto - justamente de
2.900 km.
A Figura 21.3 mostra exemplos de trajetórias seguidas por
essas ondas refletidas no núcleo, bem como as trajetórias e O"
nomes simbólicos que têm sido dados a algumas outras hegadas proeminentes vistas nos sismogramas. Por exemplo. uma
onda compressiona1 refletida uma vez na superfície da Terra é
chamada de PP, e a onda cisalhante com um caminho similar é
chamada de 55. A Figura 21.4 mostra diversos i mogramas .
registrados a diferentes distâncias do foco de um terremoto,
que mostram essas reflexões internas.
O caminho de uma onda compressional atra\'é do nú leo
externo é rotulado com um K (da palavra alemã Kernel. "núcleo"). Assim, PKP descreve uma onda compre ional que se
propaga de um terremoto através da crosta e manto para dentro
530
I Para Entender
a Terra
com a letra I; assim, ela chamou as ondas refratadas de P~
Outros pesquisadores têm observado desde então ondas cor:::pressionais (PKiKP) ret1etidas do lado do topo da interface i::terior do núcleo interno-núcleo externo (a letra i minúscula' dica uma ret1exão em vez de uma refração).
As ondas sísmicas geradas por fontes artificiais, tais co
explosões de dinamite, são ret1etidas pelas estruturas geoló:=-cas em profundidades rasas da crosta. Registros dessas refi:,xões provaram ser o método de maior sucesso para encon _
reservatórios de gás e petróleo em grandes profundidades. E -~
tipo de exploração sísmica é agora uma indústria de muito c_lhões de dólares. Ondas sísmicas ret1etidas são empregadas ~
outras aplicações práticas, tais como a medida da profundidai::
do lençol d'água e da espessura das geleiras. No mar, as on
compressionais podem ser geradas de fontes mecânicas se~lhantes a alto-falantes,3 e nos navios usa-se rotineiramente
som que eles produzem sob a água para medir a profundida,-""
do oceano e a espessura dos sedimentos no fundo marinho.
l/5';\5;;\:\
;,\
\;
~amadas e a composição do
""irttêrior da
figura 21.3
As ondas P e S irradiadas a partir do foco de um
terremoto em todas as direções. Este diagrama mostra o esquema
simples de nomes que os sismologistas usam para descrever as
várias trajetórias percorridas pelas ondas. As ondas PcP e ScS são
ondas compressionais e de cisalhamento que retornam do núcleo.
As ondas PP e SS são refletidas internamente a partir da superfície
da Terra. Uma onda PKP é transmitida através do núcleo externo
Terra
Milhares de sismógrafos sensíveis e relógios altamente precis::
têm possibilitado aos sismólogos, por todo o mundo, mee
com muita precisão o tempo de trajetória de muitos tipos de 0:'das sísmicas. As explosões nucleares partem dos locais dos t~
tes no subsolo e também provocam ondas sísmicas e adiciona:::.
valiosos dados àqueles advindos dos terremotos. Dessas m
das, os sismólogos podem plotar as curvas de distâncias vers:
tempo, como mostrado na Figura 19.6 para os vários tipos d=
ondas sísmicas.
Os tempos de viagem das ondas compressionais e de ci
lharnento dependem de suas velocidades à medida que elas pas:sam através dos materiais no interior da Terra. A chave para zer dos tempos de viagem uma ferramenta útil na Geologia =
aprender como convertê-Ios em um gráfico ou tabela que mllitre o quanto a velocidade das ondas sísmicas varia com a prcfundidade na Terra. Resolver esse problema é como descob _
líquido, e a onda PKIKP atravessa o núcleo interno sólido. As
ondas de superfície propagam-se ao longo da superfície externa
da Terra, como as ondas na superfície de um lago.
do núcleo externo e retoma através do manto e da crosta até um
receptor na superfície. Em 1936, a sismóloga dinamarquesa Inge Lehmann descobriu o núcleo interno da Terra observando as
ondas compressionais refratadas na sua interface externa, a
qual ela determinou estar a uma profundidade de cerca de 5.150
km. As trajetórias através do núcleo interno estão rotuladas
2000
1500 .
Vl
o
-c
"
:::l
tlJl
~ 1000
o
c.
Núcleo
externo
Núcleo
interno
Figura 21.4
Sismogramas registrados em várias distâncias a
partir de um terremoto nas Ilhas Aleutas, Alasca, mostrando as
ondas P,S, SS e as ondas superficiais.
E
~
500
o
35
40
45
55
Distância (em graus)
'r!
60
65
7
CAPíTULO 21 • Explorando
;ora, dentre as diversas possíveis entre Los Angeles e São
-TO, foi adotada por um motorista, e qual a rapidez com
= e viajou ao longo do trajeto, quando se sabe que o tempo
~em foi de 6,1 horas e se conhece a velocidade-limite no
modelo que os sismólogos têm concebido é mostrado na
21.5. A ilustração mostra como as velocidades de ambas
compressionais e de cisalhamento mudam com a prode e como essas alterações estão relacionadas com as
~
camadas da Terra. Para entender a estrutura e a com~- dessas camadas, os cientistas devem combinar as infor- _: sismológicas sobre esse diagrama com as informações
o
o
o
o
o
o
~Ê
oo"
o"...,,,'"
-.=:enosfera
:::.<li
'5c:
o":
o o
~d:
oo
o
Núcleo
externo
U"\
g
Núcleo
interno ~
14
Ondas p 12
10~
E
u
8 ~
"
<li
6
Ondas 5
Ausência de
ondas S no
núcleo externo
-tl
.~
4 ~
2
1000 2000 3000 4000 5000 6000
.5
Camadas da Terra reveladas pela sismologia. O
""erior mostra as alterações das velocidades das ondas
=>o-::aais e de cisalhamento e da densidade com a
~-=:=e na Terra. O diagrama superior é uma secção
interior da Terra na mesma escala das
mostrando como essas mudanças estão
com as camadas principais.
- '::':::=5_
=
o Interior da Terra 1531
de muitos outros tipos de estudos geológicos. Vamos explorar o
que eles descobriram ao seguir uma jornada para o interior da
Terra, desde sua crosta exterior até seu núcleo interno.
A
crosta
A camada mais externa da Terra, a crosta, varia de espessura.
Ela é fina (cerca de 7 km) embaixo dos oceanos, mais espessa
(cerca de 40 km) embaixo dos continentes e mais espessa ainda (tal como 70 km) embaixo das altas montanhas. As ondas
P movem-se através das rochas crustais por volta de 6 a 7
km/s_ Pela amostragem de vários materiais típicos da crosta e
do manto e pela medição das velocidades das ondas que passam através deles em laboratório, podemos compilar uma biblioteca de velocidades sísmicas para todo tipo de materiais
que compõem a Terra. Valores grosseiros das velocidades das
ondas compressionais em rochas ígneas, por exemplo, são como seguem:
• Rochas félsicas típicas da crosta continental superior (granito):
6 km/s
• Rochas máficas típicas da crosta oceânica ou da crosta continental inferior (gabro): 7 km/s
• Rochas ultramáficas típicas do manto superior (peridotito): 8
kmJs
As velocidades das ondas sísmicas diferem porque elas dependem da densidade das rochas e de suas resistências à compressão e ao cisalhamento, parâmetros que variam com a composição e a estrutura cristalina.
Sabemos, a partir das con-elações das velocidades das ondas
com os tipos de rochas, que a parte superior de crosta continental é constituída, principalmente, de rochas graníticas e que não
existe granito no assoalho do oceano profundo. Lá, a crosta
consiste inteiramente em basalto e gabro recobertos por sedimentos. Abaixo da crosta, a velocidade das ondas P aumenta
abruptamente para 8 km/s. Esse aumento abrupto é uma indicação de um limite nítido entre as rochas da crosta e do manto
subjacente, como mostrado na Figura 21.6. A velocidade de 8
km/s indica que as rochas mais profundas são, provavelmente,
peridotitos, as rochas ultramáficas mais densas. O limite entre
a crosta e o manto é chamado de descontinuidade de Mohorovicié (Moho, por simplicidade), em homenagem ao sismólogo
iugoslavo que a descobriu em 1909. As indicações de que a
crosta é menos densa que o manto subjacente são consistentes
com a teoria de que ela é feita de materiais menos densos que
flutuam sobre o manto (ver Capítulo 1).
O mecanismo pelo qual os continentes menos densos flutuam sobre o manto mais denso, justamente como um iceberg
flutua no oceano, é o princípio da isostasia, abordado nos Capítulos 16 e 18. O grande volume da crosta continental menos
densa, que se projeta para dentro do manto, fornece o empuxo
que permite aos continentes flutuarem, como mostrado na Figura 21.6. O peso adicional das altas montanhas é suportado
pelo empuxo de uma raiz mais profunda de rochas crus tais de
baixa densidade.
A partir dos dados sismológicos, sabemos que o manto subjacente à crosta é de rocha sólida. Como os continentais podem
flutuar sobre a rocha sólida? Como vimos no Capítulo 1, as ro-
5321
Para Entender
a Terra
o (km)
10
20
30
40
50
Figura 21.6 As ondas sísmicas revelam o limite entre a crosta e o manto subjacente e as
variações na espessura da crosta. A crosta continental relativamente leve projetando-se dentro
do manto mais denso serve como uma raiz que fornece o empuxo para a "f1utuação" do
continente. A raiz é mais profunda embaixo das montanhas, onde é necessário mais empuxo
para suportar a carga mais pesada, de acordo como princípio da isostasia.
chas podem ser sólidas e fortes por um curto espaço de tempo
(anos), embora continuem sendo fracas por um longo período
(milhares até milhões de anos). O princípio da isostasia implica que, por longos períodos, o manto tem pequena elasticidade
e comporta-se como um sólido viscoso, quando é forçado a suportar o peso dos continentes e das montanhas.
A topografia da Terra mostra uma distribuição bimodal:
em média, a elevação da superfície sólida tende a estar aproximadamente 4 a 5 km abaixo do nível do mar ou em torno de
O a I km acima dele. A elevação mais baixa caracteriza o assoalho oceânico. As elevações mais altas são típicas dos continentes; desgastadas, ficam próximas do nível do mar. Essa
distribuição reflete a isostasia: a crosta continental menos
densa "flutua" mais alto que o assoalho oceânico (ver Reportagem 21.1).
Crosta oceânica
o (km)
100
200
Man~
supeno-
300
400
o manto
O principal tipo de rocha do manto superior, o peridotito, é
constituído sobretudo de olivina e piroxênio, dois silicatos
que contêm magnésio e ferro (ver Capítulos 3 e 5). Os experimentos de laboratório mostram que variações na pressão e na
temperatura alteram as propriedades e as formas da olivina e
do piroxênio. Esses minerais começam a se fundir sob as condições encontradas no manto superior. Em grandes profundidades, as pressões forçam seus átomos a aproximarem-se numa estrutura cristalina mais compacta. Com a profundidade,
as principais mudanças nos peridotitos do manto são marcadas pelo aumento ou diminuição da velocidade das ondas S
(Figura 21.7).
Na zona mais externa do manto, a velocidade das ondas S é
típica dos peridotitos do manto, que constituem as partes subcrus tais da litosfera rígida. A espessura média dessa camada é
de cerca de 100 km, mas ela é muito variável geograficamente,
oscilando desde uma espessura quase nula, próxima aos centros
de expansão, onde a nova litosfera oceânica está se formando
pelo efeito do calor, e espessando-se para mais de 200 km por
baixo do frio e estável cráton da crosta continental.
Próximo à base da litosfera, a velocidade das ondas S decresce abruptamente para formar uma zona de baixa velocidade. O decréscimo na velocidade ocorre porque a temperatura
do manto está aumentando com a profundidade. A cerca de 100
km, ela aproxima-se da temperatura de fusão das rochas do
\
500
Transição para um
empacotamento
atômico maior
600
1
700
Mant
inferia
800
900
3
4
5
Aumento na velocidade da onda S (km/s)
7
__
1
Figura 21.7 A estrutura do manto embaixo de uma antiga
bacia oceânica, mostrando as velocidades das ondas 5 a uma
profundidade de 900 km. As mudanças na velocidade marcam ê.
litosfera rígida, a dúctil astenosfera e duas zonas nas quais
ocorrem variações porque o aumento na pressão força a um
rearranjo dos átomos dentro de uma estrutura cristalina mais
compacta e densa. [Fonte: D. P.Mckenzie, "The Earth's Mantle.Scientific American (September, 1983): 66]
CAPíTULO 21 • Explorando
.1 O soerguimento da Escandinávia:
erimentos da natureza com a
stasia
::: ocê empurra para baixo uma cortiça flutuando na água
:::depois a solta, ela salta quase que instantaneamente.
_-ortiça flutuando em mel ou melado subiria mais vagaro--=~ •.e; o arraste do fluido viscoso tornaria o processo mais
--:.::. Se pudéssemos realizar um experimento similar na Ter-
-=
certeza aprenderíamos
muito sobre como a isostasia
a - em particular, sobre a viscosidade do manto e co- _ =;: afeta a taxa de subida e de subsidência. Como seria
=-
'" iente se pudéssemos empurrar em algum lugar a eros_ -=-= baixo, remover a força que a empurra para baixo e, en:=ntar e assistir à área deprimida elevar-se.
- ~-Tureza foi boa o suficiente para realizar esse experi-.o.r-:::; para nós em menos tempo do que leva para construir e
ma montanha. A força é o peso das geleiras continen_ :TI manto
de gelo de 2 a 3 km de espessura. Tal manto
-= __rgir com o início de uma idade do gelo num período
_- - -=.'camente curto, de poucos milhares de anos. A crosta é
_ 'ó pela carga
do gelo e um abaulamento desenvolve-se
- - Jase, numa extensão necessária para fornecer o supor-
uação. No início de um período de aquecimento,
a
-=?idamente funde-se. Com a remoção do peso, a cros-.=.--=
ida começa a recuperar-se isostaticamente.
Podemos
- -'" =
-=:
_
- -: ' a taxa de soerguimento ao datar antigas rochas nas
=" :::.e. agora, estão acima do nível do mar. Tais praias soer". :JOdem nos contar em que época e em que extensão
-=-=rminada região estava no nível do mar.
-= - cepressões e soerguimentos
ocorreram na Noruega,
- = - . a Finlãndia, no Canadá e em outros lugares das re== geleiras. A capa de gelo retraiu-se dessas regiões há
-= == 10 mil anos, e, desde então, essas porções
continen.'=- soerguendo-se.
A Figura 20.21 mostra uma série de
uidas que permitiram aos geólogos medir a veloci'- ==.ssa recuperação isostática glacial e inferir a viscosida- -,êT O.
TEMPO 1
Uma geleira continental começa a
se formar e continua a
se espessar durante
milhares de anos
no início de
uma idade
do gelo.
TEMPO 2
A crosta continental curva-se para
baixo sob a carga de gelo
numa extensão
necessária para
prover o
empuxo que
a suporte.
TEMPO 3
No fim da idade do gelo, o rápido
aquecimento funde a
geleira. A crosta
deprimida começa
a recuperação
isostática.
1
1
TEMPO 4
A recuperação continua até depois da
geleira ter se fundido, e a
crosta vagarosamente
retoma até sua
elevação da
época da
pré-idade do
gelo.
Isostasia e soerguimento
- do parcialmente alguns minerais do peridotito. A
tidade de fusão (em muitos lugares, menos que
- a rigidez da rocha, o que retarda as ondas S que
_ -'- dela. O fato de a fusão parcial também permitir
- - - uam mais facilmente levou os geólogos a iden_ Z:
a de baixa velocidade como sendo a parte do to:-era - a camada dúctil através da qual a placa lidesliza. Essa idéia ajusta-se muito bem com a
o Interior da Terra 1533
pós-glacial.
evidência de que a astenosfera é a fonte da maior parte do magma basáltico (ver Capítulos 5 e 6).
A base da zona de baixa velocidade ocorre a cerca de 200 a
250 km sob a placa oceânica, onde a velocidade das ondas S aumenta para um valor consistente com o peridotito sólido. A zona
de baixa velocidade não é tão bem definida sob os crátons continentais estáveis, os quais incluem rochas mais frias do manto que
podem permanecer sem se fundir em toda essa região.
5341
Para Entender
a Terra
Na profundidade de 200 a 400 km, a velocidade das ondas
S aumenta outra vez, à medida que mergulhamos no interior do
planeta. Dentro dessa camada, a pressão continua a aumentar,
mas a temperatura não sobe tão rapidamente como acontece
próximo à superfície, devido aos efeitos de convecção dentro
da astenosfera. (Discutiremos nesta seção por que isso é assim.)
Os efeitos combinados da pressão e da temperatura causam um
decréscimo na quantidade de material fundido com a profundidade e causam, também, a rigidez da rocha - e então aumenta a
velocidade das ondas S.
A cerca de 400 km abaixo da superfície, a velocidade das
ondas S aumenta em tomo de 10%, dentro de uma estreita zona
menor de 20 km de espessura. Quando essa zona do manto foi
descoberta em 1920, os geólogos ficaram perplexos. Eles logo
imaginaram, contudo, que o salto na velocidade das ondas S
poderia ser explicado pela mudança de fase na olivina, a constituinte mineral majoritária do manto superior, de uma estrutura cristalina ordinária para uma estrutura mais densa e compactada. Seguros o suficiente, quando eles submeteram, em laboratório, a olivina a altas pressões, viram que os átomos colapsavam para um arranjo mais compacto a temperaturas e pressões
que correspondiam a profundidades de cerca de 400 km. Sobretudo, em laboratório, o salto das velocidades das ondas P e S
ajustava-se ao aumento observado nas ondas sísmicas nessas
profundidades.
N a região de 420 a 650 km abaixo da superfície, as propriedades do manto alteram-se pouco, à medida que a profundidade aumenta. Próximo a 660 km, contudo, a velocidade das ondas S aumenta abruptamente outra vez, indicando uma segunda
mudança importante de fase para uma estrutura cristalina ainda
mais compacta. As experiências de laboratório com a olivina
confirmaram a existência de uma outra mudança importante na
fase mineralógica nessa profundidade.
As mudanças de fase envolvem transições na mineralogia da
rocha, mas não em sua composição química. Alguns geólogos
acreditam que a velocidade das ondas sísmicas pode assinalar,
também, uma variação química junto a essa profundidade. A
melhor evidência, contudo, permite poucas considerações a respeito da existência de variação química nessa região do manto.
Abaixo da transição, a uma profundidade de 660 km, a velocidade das ondas sísmicas aumenta gradualmente e não mostra qualquer feição não usual, tal como as principais mudanças
de fase, até próximo à fronteira núcleo-manto (ver Figura 21.5).
Essa região relativamente homogênea, com mais de 2.000 km
de espessura, é chamada de manto inferior.
o limite núcleo-manto
No limite núcleo-manto, cerca de 2.890 km abaixo da superfície, ocorre a variação mais extrema nas propriedades encontradas em qualquer lugar no interior da Terra. A partir do caminho das ondas sísmicas refletidas nessa fronteira, os sismólogos podem dizer que ela é uma interface muito nítida. Aqui, as
mudanças materiais variam abruptamente de uma rocha silicática sólida para uma liga de ferro líquida. Devido à completa
perda de rigidez, a velocidade das ondas S cai de cerca de 7,5
km/s para zero, e a velocidade das ondas P cai de mais de 13
km/s para próximo de 8 km/s, originando a zona de sombra do
núcleo. A densidade, por outro lado, aumenta cerca de 4,5
g/cm3, saltando para próximo de 10 g/ cm3 (ver Figura 21.:
Esse grande salto no valor da densidade, que é ainda maior q-=
aquele verificado na superfície da Terra, mantém a fronteira n=cleo-manto plana (você poderia andar de skate nela) e imp ,,qualquer mistura, em larga escala, do manto com o núcleo.
A fronteira núcleo-manto parece ser um lugar muito ati\
O calor conduzido para fora do núcleo deveria aumentar _
temperaturas na base do manto em até 1.000°c. Na verdade._
ondas sísmicas o que passam próximas à base do manto mos-tram complicações peculiares, sugerindo uma região de exce;cional atividade geológica. Em uma delgada camada acima .fronteira núcleo-manto, os sismólogos descobriram, recen;mente, um degrau (10% ou mais) de diminuição da velocidaD=
das ondas sísmicas, o que pode ser uma indicação de que
manto em contato com o núcleo é parcialmente fundido, pc
menos em certos lugares. Notamos, no Capítulo 2, que muiu.
geólogos acreditam que essa região quente seja a fonte das pL.....
mas do manto que ascendem por todo esse caminho até a supe:fície da Terra, criando pontos quentes vulcânicos, tais como do Havaí e de Yellowstone.
A fronteira da camada mais inferior do manto, uma regiã;:
de cerca de 300 km de espessura, pode também ser o cemitéc:
final de algum materiallitosférico subductado na superfície. _
como as porções mais densas da crosta oceânica, ricas em f,-ro. Alguns geólogos especularam que a tectônica nas regi~
acima da fronteira núcleo-manto pode ser uma versão de caltça para baixo da superfície da Terra. Por exemplo, a acumul::ção de material pesado e rico em ferro deve formar "anticolliJ
nentes" quimicamente distintos que são constantemente eGpurrados de um lado para o outro da fronteira núcleo-manto pêIas correntes de convecção. Os sismólogos estão formanc;,.
equipes com outros geólogos que estudam a convecção Q
manto e do núcleo, para aprenderem mais sobre como os pn:...
cessos geológicos podem ser ativos nessa estranha região.
o núcleo
Os geólogos conhecem bastante sobre a composição do núcl
mas não por observação direta. Seu entendimento foi deri :;
de anos de pesquisas usando uma combinação de dados astre...
nômicos, experimentos de laboratório e dados sísmicos. composição de ferro-níquel é consistente com muitas linha -~
evidência. Esses metais são abundantes no cosmos. Eles "
densos o suficiente para explicar a massa do núcleo (cerca 3::
um terço da massa total da Terra) e para serem consisten
com a teoria de que o núcleo formou-se por diferenciação ~ ...vitacional. Essa hipótese, primeiramente formulada no final
século XIX, foi reforçada pela descoberta de meteoritos cons;:~
tuídos quase que exclusivamente de ferro e níquel, que, pr~
mivelmente, originaram-se a partir da quebra de um corpo p~
netário que também tinha um núcleo de ferro-níquel.
As medidas de laboratório feitas sob pressão e temperatlr!.
adequadas têm levado a uma ligeira revisão dessa hipóte_;
Uma liga de ferro-níquel pura precisa ser cerca de 10% m
densa para se ajustar aos dados do núcleo externo. Os geólog
têm proposto, dessa maneira, que o núcleo deve incluir UIG...
menor quantidade de algum elemento mais leve. O oxigênio :::
o enxofre são fortes candidatos, ainda que a precisa compo~ção permaneça objeto de pesquisa e debate.
.=o,
CAPíTULO
_-\ sismologia conta-nos que o núcleo abaixo do manto é
r- fluido, mas ele não é exatamente um fluido em todo o nú.: da Terra. Como inicialmente descobriu Lehmann, as on- P que penetram a profundidades de 5.150 km aumentam
_ "elocidade repentinamente, indicando a presença de um
'eo interno, uma esfera metálica com dois terços do tama- ~da Lua. Os sismólogos recentemente mostraram que o nú=- interno transmite ondas de cisalhamento,
confirmando as
_,=~ulações anteriores de que ele é sólido. De fato, alguns
:cJlos sugerem que o núcleo interno gira a uma velocidade
?Ouco mais rápida que o manto, agindo como "um planeta
- de outro planeta".
8 entro verdadeiro do planeta não é um lugar onde você gosde estar. As pressões são imensas, da ordem de 4 milhões de
-- a pressão atmosférica na superfície terrestre. E ele é, tamorno veremos, muito quente.
mperatura e o calor no
erior da Terra
encia do calor no interior da Terra está em todo lugar:
- s, fontes quentes e temperaturas elevadas em minas e
~ ondagem. O calor interno impulsiona a convecção do
. que move o sistema de placas tectônicas, bem como o
c:namo do núcleo, o qual produz o campo magnético ter.:alor no interior da Tena vem de diversas fontes já discuo Capítulo 1. Durante a violenta origem do planeta, a
_
inética liberada pelos fragmentos de matéria em que_~ eu sua região mais externa, enquanto a energia graviliberada por diferenciação do núcleo aqueceu seu inteosteriormente, a desintegração dos elementos radioati_'lIDOurânio, potássio e tório, continuou a gerar calor.
i da TelTa formada, ela começou a resfriar-se, proces7~ que continua até hoje, à medida que o calor flui do inte-:.-=nte até a superfície fria. A temperatura do interior do
~sulta de um balanço entre o calor ganho e aquele permeio desses processos.
_ O
de calor através do interior da Terra
~ esfria de duas maneiras: por meio de um transporte
= de calor, por condução, e por meio de um transporte
-_ido, por convecção. A condução domina na litosfera,
~o a convecção ocorre na maior parte do interior do
nção através da litosfera A energia calorífica existe
material à medida que os átomos vibram; quanto mais
- - :rmperatura, mais intensas são as vibrações. A conduor ocorre quando os átomos e as moléculas agitados
-==::.::srente empurram-se uns aos outros, transferindo meca-c o movimento de vibração da região quente para a rePor esse processo, o calor é conduzido das regiões de
• ratura para as de baixa temperatura.
-eriais variam sua capacidade de conduzir o calor. Os
:onduzem melhor o calor do que os plásticos (pense
21 • Explorando o -~..;ü-
=-=-
-
=.-=:
.5:5.5
quão rapidamente o cabo metálico de um :-.:=~
em comparação com o cabo feito de pIá ti o . O = :
chas são condutores de calor muito pobres. 5e~ .
pela qual os canos enterrados são menos su ceú"~-~~lamento que aqueles que ficam em cima do solo e: _'":-=~:pas de vinho e as adegas, em subsolo, têm uma -c::: _
aproximadamente constante, apesar de existirem ;::
danças sazonais de temperatura na superfície. As roch - =- --:
más condutoras de calor, que um fluxo de lava de 100 m ~_=
pessura e 1.000°C leva cerca de 300 anos para re friar-=~ &=
atingir a temperatura da superfície.
A condução do calor através da superfície mais extern
litosfera é a causa do seu vagaroso resfriamento no tempo. }~
medida que ela esfria, sua espessura aumenta, justamente orno
OCOITecom a crosta fria sobre a cera quente em uma tigela. que
se torna espessa com o passar do tempo. As rochas, assim como
a cera, contraem-se, tornando-se mais densas com o decrés imo da temperatura, de modo que a densidade média da litosfera deve aumentar com o tempo, e, pelo princípio da isostasia.
sua superfície deve afundar para níveis mais baixos. Assim. a
dorsais mesoceânicas permanecem elevadas, porque lá a litosfera é mais nova, fina e quente, enquanto as planícies abissais
são profundas, porque a litosfera é antiga, fria e espessa.
A partir dessas considerações, os geólogos têm construído
uma simples, mas precisa, teoria da topografia do assoalho
oceânico, que pode explicar as feições de macroescala das bacias oceânicas que vimos na Figura 17.1. A teoria prediz que
a profundidade dos oceanos deveria depender, primordialmente, da idade do assoalho oceânico. Assim, a profundidade
dos oceanos deveria aumentar proporcionalmente à raiz quadrada de sua idade. Em outras palavras, o assoalho oceânico
que está com 40 milhões de anos de idade deveria ter subsidido duas vezes mais rápido do que se tivesse 10 milhões de
anos (porque j 40110 = /4 = 2). Essa relação matemática
simples ajusta-se incrivelmente bem à topografia do assoalho
oceânico próximo à dorsal mesoceânica, como demonstrado
na Figura 21.8.
O resfriamento condutivo da litosfera dá ensejo a uma grande variedade de outros fenômenos geológicos, incluindo a subsidência da margem continental passiva e o crescimento de
muitas bacias sedimentares. Ele explica por que o calor que flui
para fora da litosfera oceânica é mais intenso próximo aos centros de expansão e decresce à medida que a litosfera oceânica
fica mais antiga. Ele também nos conta por que a espessura média da litosfera oceânica é de aproximadamente 100 km. Quase
todos os geólogos concordariam que a formulação dessa teoria
foi um dos grandes sucessos da teoria de placas.
Entretanto, o resfriamento condutivo não explica todos os
aspectos do fluxo de calor através da superfície externa da Terra. Os geólogos marinhos descobriram que o assoalho o eâni o
mais antigo que 100 milhões de anos não continua a sub idir.
como uma teoria simples poderia predizer. Porém. o resfriamento condutivo simples é demasiadamente inefi iente para
dar conta do resfriamento da Tena durante toda a sua hi tória.
Pode ser mostrado que, se a TeITa de 4,6 bilhões de anos tiyesse esfriado apenas por condução, muito pouco do calor das profundidades maiores que 500 km teria alcançado a sua superfície. O manto, o qual foi fundido nos primórdios da hi tória da
TeITa, estaria de longe mais quente do que está agora. Para en-
Para Entender
5361
a Terra
Profundidade
(km)
o
1
2
Distância
O
~
.J::ci:
Pacífica
2000
0:1000
2500
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4000
Eo: c:.::Vlc-0-0
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I
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I
'"
111
mm/ano)
I
da crista da dorsal (km)
Atlântica I
(30 mm/ano) O
'" '" '"
I
400
-S
A profundidade
do fundo
oceânico é proporcional
à raiz
quadrada da idade do assoa lho.
Legenda
• Dorsal do Pacífico Oriental
• Dorsal Mesoatlântica
4
16
Idade do assoalho
36
oceânico
64
100
(Ma)
figura 21.8 Topografia da dorsal mesoceânica dos oceanos
Atlântico e Pacífico, mostrando como a profundidade da água
à raiz quadrada da idade da litosfera
aumenta proporcionalmente
ao longo dos centros de expansão. A mesma curva teórica que é
derivada da suposição de que a litosfera resfria-se por condução,
ajusta-se aos dados para ambas as bacias oceânicas, embora a
expansão do assoalho no Pacífico seja muito mais rápida que no
Atlântico.
é aquecida e sobe ou, ainda, quando as nuvens se formam ~
dia quente.
Já vimos como as ondas sísmicas revelam que o núcleo ~
temo é um líquido. Outros tipos de dados demonstram qu.:'
material rico em ferro no núcleo externo tem uma baixa &:sidade (resistência à deformação permanente). O movime::
convectivo no núcleo externo move o calor através deste m
eficazmente. Lá, o calor flui através da fronteira núcleo-m
para dentro do manto. Os movimentos convectivos no nú
externo geram, também, o campo magnético terrestre, um D
meno que examinaremos, com mais detalhes, posteriormC'
neste capítulo.
A existência da convecção no manto sólido é mais" preendente, mas agora sabemos que as rochas do manto suç
cente à litosfera são suficientemente quentes para fluírem q
do sujeitas a forças sob longa duração. Como discutido no C
pítulos 1 e 2, a expansão do assoalho oceânico e a tectônic ~
placas são evidências diretas do funcionamento atual des..convecção no estado sólido. O soerguimento da matéria qu~ sob a dorsal mesoceânica constrói uma nova litosfera, a qll2.- _
resfriada à medida que vai se distanciando. Dado um certo I
po, ela mergulha para dentro do manto, onde é finalmente Iea:sorvida e reaquecida (ver Figura 1.11b). Esse processo cí .é uma forma de convecção; o calor é carreado do interior p~_
superfície pelo movimento da matéria.
Os geólogos ainda estão debatendo muitos aspectos da
vecção do manto. Alguns acreditam que somente o manto s1:9=
rior é envolvido na convecção que move as placas, o que iIllfcaria que os mantos superior e inferior não se misturass~
Muitos outros pensam que o sistema de convecção das pla:_
tectônicas estende-se através do manto, incluindo a maior p:::
te do manto inferior. Novos meios de explorar o interior da T~
ra, usando ondas sísmicas, bem como as evidências de ou
métodos, estão começando a resolver essas questões, como-=remos a segUIr.
Sem considerar as especificidades, quase todos os geólo,=,
concordam, agora, que o movimento convectivo do calor e _
matéria do interior para a superfície é o mecanismo dornin
pelo qual a Terra tem resfriado durante os tempos geológicos
As temperaturas no interior da Terra
tender esses fatos, devemos considerar um outro modo importante e mais eficiente de transporte de calor: a convecção.
A convecção no manto e no núcleo A convecção ocorre quando um fluido aquecido, líquido ou gasoso, expande-se e sobe
porque se toma menos denso que o material circundante. A convecção transfere o calor mais eficientemente que a condução,
pois o material aquecido move-se transportando o calor com ele.
O material mais frio flui para baixo, tomando o lugar do fluido
quente que subiu, e, aí, ele se aquece e sobe, para continuar o ciclo. Esse é o processo pelo qual ocorre o aquecimento da água
em uma chaleira (ver Figura l.lla). Muitos líquidos são maus
condutores de calor, de modo que a água numa chaleira levaria
um longo tempo para atingir o ponto de ebulição, se a convecção
não distribuísse o calor rapidamente. A convecção move o calor
quando uma chaminé exaure bem, quando a fumaça do cigarro
Os geólogos querem saber quão quente a Terra fica à medi:...
que nos aprofundamos em seu interior. A temperatura e a pr=
são determinam se a matéria está sólida ou fundida, o grau ~
que a matéria sólida pode ser arrastada e como os átomos dispõem no empacotamento do cristal. Quanto mais alta f<r
temperatura com a profundidade, mais rapidamente a mat'
convectiva se moverá.
A curva que descreve como a temperatura aumenta cor:::~
profundidade é chamada de geoterma. Uma geoterma pos ' =
é desenhada na Figura 21.9. Próximo à superfície, os geólo~
podem medir diretamente a temperatura, seja em minas
profundidades de 4 km, seja em furos de sondagem, com
fundidades de 8 km. Eles encontram que o gradiente geoté
co (a variação da temperatura com a profundidade) é de _. _
30°C por quilômetro na crosta continental normal. As condiçõ::.
abaixo da crosta podem ser inferi das a partir das lavas e das ~chas eruptivas dos vulcões. Os dados indicam que as tempern
ras próximas à base da litosfera variam de 1.300 a 1AOO°C. C
F-
CAPíTULO 21 • Explorando
Região com
fusão parcial
- -
rfície
1000
Manto
2000
3000 - - --
.=:
- - - - -
-1- ---
Limite
manto-núcleo
Liga de
ferro líquida
4000
Núcleo
externo
Curva
de fusão
para a liga
de ferro
5000
Liga de
Núcleo
r- - --1 - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - _ _ _ _
_ interno
c::;r:
I ....L. ~. fe~O SÓli~~ _ _
Terra O
1000
2000
3000
4000
5000
Temperatura Cc)
2
. gura 21.9
:=,-peratura
Uma geoterma
;:3 sobre a temperatura
~,mdir
estimada,
aumenta com a profundidade
primeiro
~ =::ma parcialmente
a qual descreve como a
na Terra. A geoterma
na qual os materiais
no manto superior
fundida
da Terra começam
(linha vermelha),
e de baixa velocidade,
a
formando
e no núcleo
",~rno.
mostra a Figura 21.9, essas temperaturas são muito próxido ponto de fusão das rochas do manto, o que é consisten;:om as observações difundidas de que os magmas basálticos
- produzidos por fusão parcial na parte superior da astenosfeA queda do gradiente geotérmico próxima à superfície da
~=rra informa-nos de que o calor é transportado por condução
vés da litosfera. Abaixo dessa profundidade, a temperatura
-= aumenta tão rapidamente. Se assim fosse, as temperaturas
- - partes mais profundas do manto seriam tão altas (dezenas de
::::;ilharesde graus) que o manto inferior seria fundido, o que é
:onsistente com as observações sismológicas. Em vez disso, a
:mação da temperatura com a profundidade cai em torno de
"'::°C por quilômetro, que é o gradiante geotérmico em um
to convectivo. Essa redução ocorre porque a convecção
-;-tura material mais frio próximo ao topo com material mais
ente em grandes profundidades, mediando as diferenças de
:=mperatura Uustamente como as temperaturas são equilibradas
~:!llildovocê mistura sua água de banho).
Os geólogos podem inferir a temperatura na porção inter:::;ediália do manto a partir das mudanças de fase observadas
_ li o aumento acentuado da velocidade sísmica nas profundi- es de 410 e 660 km. As profundidades (e, assim, as pres-
o Interior
da Terra
1537
sões) nas quais essas mudanças de fase ocorrem podem ser precisamente determinadas pela sismologia, de modo que as temperaturas nas quais elas ocorrem também podem ser determinadas usando-se experimentos em laboratório de alta pressões. Os valores obtidos em laboratório são consistentes com
as geotermas mostradas na Figura 21.9.
Os geólogos têm informações muito limitadas sobre as
temperaturas em grandes profundidades. A maioria concorda
que a convecção estende-se através do manto, misturando o
material verticalmente e mantendo baixo o gradiente geotérrnico. Contudo, próximo à base do manto, esperamos que a temperatura aumente mais rapidamente, porque a fronteira núcleomanto resuinge a mistura vertical. Assim como os movimentos
próximos à superfície, os movimentos juntos à fronteira núcleo-manto são primordialmente oblíquos, mais que verticais.
Próximo à fronteira, o calor é transportado do núcleo para o
manto principalmente por condução, e o gradiante geotérmico
deveria ser, dessa forma, alto.
A sismologia mostra-nos que o núcleo externo é líquido, o
que implica que sua temperatura deve exceder o ponto de fusão
da liga de ferro que o constitui. Dados de laboratório indicam
que essa temperatura é, provavelmente, maior que 3.000 °C e é
consistente com o alto gradiente geotérmico na base do manto
esperado pelo modelo de convecção. O núcleo interno, por outro lado, é sólido. Se sua composição é a mesma daquela do núcleo externo (de nenhuma maneira uma certeza), então a fronteira núcleo interno-núcleo externo deveria corresponder à profundidade onde a geoterma corta a curva de fusão do núcleo.
De acordo com a Figura 21.9, essa hipótese implica que a temperatura no centro da Terra é ligeiramente menor que 5.000°C.
Contudo, muitos aspectos dessa história podem ser debatidos, especialmente em relação às partes mais profundas da
geoterma. Por exemplo, alguns geólogos acreditam que a temperatura no centro da Terra pode atingir até 6.000 ou 8.000°C.
Mais experimentos de laboratórios e melhores cálculos serão
necessários para conciliar essas diferenças.
-
I'VJ~;{I
~:r"'i
~í~~
U~trutura
aO manto
•••
tndlmenslonal
Até agora investigamos como as propriedades dos materiais da
Ten'a variam com a profundidade. Uma tal descrição unidimensional seria suficiente se nosso planeta fosse uma esfera
perfeita, mas, naturalmente, ele não é tão simétrico. Na superfície, podemos ver variações laterais (diferenças geográficas)
na estrutura da Terra associadas com oceanos e continentes e
com as feições básicas das placas tectônicas: centros de expansão nas dorsais mesoceânicas, zonas de subducção nas fossas
de mar profundo e cinturões de montanhas soerguidas por colisões continente-continente. Abaixo da crosta podemos esperar
que a convecção cause variações na temperatura de uma parte
para outra no manto. As correntes descendentes, tais como
aquelas associadas com as placas litosféricas subduzidas, estarão relativamente frias; enquanto as correntes ascendentes, tais
como as associadas com as plumas no manto, estarão relativamente quentes.
5381
Para Entender
a Terra
Os modelos computacionais contam-nos que as variações
laterais na temperatura, devido à convecção no manto, deveriam ser da ordem de diversas centenas de graus. A partir de experimentos com rochas em laboratório, sabemos que a temperatura aumenta de 100°C e a velocidade das ondas S reduz-se
em cerca de 1 % quando viaja no manto peridotítico (ou ainda
mais se a rocha estiver próxima a seu ponto de fusão). Se o
manto realmente estiver em convecção, a velocidade das ondas
sísmicas deve variar, de lugar para lugar, em diversos pontos
percentuais. Os geólogos podem fazer mapas tridimensionais
dessas pequenas variações laterais na velocidade das ondas - e,
dessa maneira, mapas tridimensionais da convecção do manto
- usando a nova técnica de tomografia sísmica.
A tomografia sísmica
A tomografia sísmica é uma adaptação de um método, comumente usado na medicina, para mapear os corpos humanos,
chamado de tomografia axial computadorizada (TAC4). Rastreadores tipo TAC constroem imagens tridimensionais dos órgãos, medindo pequenas diferenças nos raios X que varrem o
corpo em muitas direções. Igualmente, os geólogos usam ondas sísmicas dos terremotos, gravadas por milhares de sismógrafos espalhados pelo mundo, para varrer o interior da Terra
em muitas direções diferentes e, assim, construir uma imagem
tridimensional dele. O método possibilita-Ihes encontrar lugares onde as ondas sísmicas aumentam e diminuem de velocidade. Então, eles fazem as suposições razoáveis, consistentes
com os experimentos de laboratório, de que as regiões onde as
ondas sísmicas aumentam de velocidade são constituídas de rochas relativamente frias e densas (por exemplo, placas oceânicas subduzidas), enquanto as regiões onde as ondas sísmicas
andam mais devagar indicam um meio relativamente quente e
flutuante (por exemplo, plumas de convecção ascendente).
A tomografia sísmica tem revelado feições no manto claramente associadas com a convecção. A Figura panorâmica
21.10 apresenta um modelo tomo gráfico de variação das velocidades das ondas S no manto, construído pelos pesquisadores da
Universidade de Harvard. O modelo é mostrado como uma série de mapas globais em profundidade, variando desde abaixo
da crosta até a fronteira núcleo-manto. Próximo à superfície, você pode ver claramente a estlutura das placas tectônicas. As velocidades baixas das ondas S, causadas pela subida da astenosfera quente ao longo da dorsal mesoceânica, são mostradas em
cores quentes; as velocidades altas das ondas S da litosfera continental são mostradas em cores frias. Em maiores profundidades, as feições tomam-se mais variáveis e menos coerentes com
as placas superficiais, refletindo o que os geólogos inferem ser
um padrão complexo de convecção do manto. Contudo, algumas feições de grande proporção permanecem. Por exemplo,
você notará que, logo acima da fronteira núcleo-manto, existe
uma região vermelha, de velocidade relativamente baixa das ondas S, sob a parte central do Oceano Pacífico, circundada por
um vasto anel azul de velocidades mais altas das ondas S. Os
sismólogos especularam que as altas velocidades representam
um "cemitério" de litosfera oceânica subduzida nos arcos vulcânicos do Pacífico - o Anel de Fogo - durante os últimos 100
milhões de anos ou mais.
A tomografia sísmica mostra que as placas da litosfera fria
mergulham por inteiro no manto, demonstrando que o sistema
de placas tectônicas envolve uma convecção que se estende -profundamente até quase a fronteira núcleo-manto. Um ex::-pIo é dado na secção transversal do manto mostrada na Fi,"
21.10. A imagem claramente revela o material originado dê. _
trora grande Placa Farallon, a qual foi subduzida, princi.
mente, na América do Norte (ver Capítulo 20). A porçã
placa que mergulha obliquamente (em azul) parece ter pene
do todo o manto. A imagem também indica que rochas
frias estão subductando na Indonésia. Além disso, um g
bulbo amarelo de rocha mais quente, tido como uma up""
pluma, pode ser visto ascendendo em ângulo a partir da
teira núcleo-manto para uma posição sob o sudeste da Á Essa massa flutuante quente empurra para cima o mar
mais frio sobre ela e pode explicar o soerguimento dos pl ~
tos elevados a 1,6 km na África do Sul. Os outros bulbo: materiais mais quentes e mais frios podem ser evidênci ...•...
troca de material entre a litosfera, o manto e a camada .::....
fronteira núcleo-manto.
o campo
gravitacional da Terra
As mesmas variações de temperatura que aumentam e
nuem a velocidade das ondas sísmicas, também mudam a -~
sidade das rochas do manto. As experiências de laborat'
mostram que a expansão da rocha devido a um aumento 300°C na temperatura reduzirá sua densidade em 1%. Isso:.c
ve parecer um efeito pequeno, porém o manto é enorme ~
tomo de 4 sextilhões de toneladas i), de modo que pequeI:.mudanças na distribuição da massa podem levar a varia> observáveis na força de atração da gravidade da Terra.
Os geólogos podem determinar o campo gravitacional ~_
feições da distribuição de massas na Terra observando o
mento e a diminuição na forma do planeta. Por meio de cuiL.-dosa análise, eles capacitaram-se a mostrar que a forma m -da pelos satélites que orbitam a Terra concorda com o pa<tde convecção do manto imageados pela tomografia sísmi:..
(ver Reportagem 21.2). Essa concordância lhes permitiu rc::nar seus modelos de sistemas de convecção do manto.
Figura panorâmica 21.10
i
A secção transversal (no topo,
direita) mostra a variação de velocidade das ondas S, derivada c:
tomografia sísmica. As regiões com ondas S de velocidade maioindicam rochas mais frias e relativamente mais densas. As rocha;;
densas que mergulham obliquamente sob a América do Norte 52..
tidas como a litosfera fria da Placa Farallon subduzida. O mate "=
frio subduzido também é evidente sob a Indonésia. As regiões
com velocidades menores das ondas S (amarelo e vermelho)
indicam rochas relativamente mais quentes e menos densas. O
bulbo amarelo de rocha quente foi identificado, pelos geólogo5.
como a superpluma da África. Ela tem cerca de 1.200 km de
largura e ascende 1 .500 km a partir da fronteira núcleo-manto.
[M. Gurnis, Scientific American (March, 2001): 40) Os quatro
mapas mostram as variações de velocidade das ondas S em
profundidades de 70 km, 200 km, 500 km e 2.800 km no man[As velocidades das ondas S são cortesia de G. Ekstrom A.
Dziewonski, Universidade de Harvard; os mapas são cortesia de_
Chen e 1. Jordan, Universidade do Sul da Califórnia)
CAPíTULO 21 • Explorando
PAS DE TOMOGRAFIA
SíSMICA DA ESTRUTURA TRIDIMENSIONAl
o In~erior da Terra 1539
DO MANTO
A tomografia sísmica usa os tempos
de viagem para criar imagens tridimensionais do interior da Terra.
Uma secção de tomografia atra és da Terra revela
rochas quentes, tais como uma pluma do manto
a.scendendo a partir do núcleo da Terra sob a
Africa do Sul, ...
... e rochas mais frias, tais como os
remanescentes
do afundamento da
antiga Placa Farallon sob a Placa NorteAmericana.
Próximo à superfície terrestre, as rochas quentes na
astenosfera atenuam a velocidade das ondas S, como
é revelado pelas cores quentes (vermelho e amarelo)
ao longo dos centros de expansão do assoa lho
oceãnico.
500 km
Mais profundamente
no manto, as feições já não
coincidem com as posições continentais.
Movendo-se mais para o fundo, vemos a litosfera fria e
estável do cráton continental (regiões azuis e púrpura) e a
astenosfera mais quente sob as bacias oceãnicas (regiões
vermelhas).
2.800
km (próximo
à fronteira
núcleo-manto)
Próximo à fronteira núcleo-manto,
os padrões das ondas S
revelam regiões mais frias ao redor do Pacífico, que
podem ser o cemitério do mergulho das placas litosféricas.
540
I Para Entender
a Terra
21 .2 O geóide: a forma do planeta
Terra
Nodefine
Capítulo
17,da
discutimos
o campo Elegravitacional
a forma
superfície como
dos oceanos.
é arqueado
para cima em lugares onde a força gravitacional é mais forte e,
para baixo, onde a força gravitacional é mais fraca. A forma da
superfície oceânica pode ser medida com precisão por altímetros de radar instalados em satélites. Medindo o movimento
das ondas e outras flutuações, os oceanógrafos
podem mapear variações de pequena proporção na gravidade, causadas
por feições geológicas no assoalho oceânico, tais como falhas
e montanhas submarinas. Esses mesmos dados são também
sensíveis a feições muito maiores causadas
convecção do manto.
Geóide
por correntes
de
Um oceano perfeitamente
imóvel tem seu limite superior
que se conforma àquilo que os geólogos chamam de geóide.
A superfície de um corpo imóvel de água é perfeitamente "plana", no sentido de que a força da gravidade é perpendicular a
essa superfície, de outra forma a água fluiria "morro abaixopara tornar a superfície mais plana. O geóide é definido como
sendo uma superfície imaginária em relação a alguma referência elevada acima da Terra e ajustada para ser, em todo lugar.
perpendicular
à força gravitacional local. Como a superfície
oceânica se aproxima do geóide, nós geralmente tomamos a
altura de referência como sendo o nível do mar.
Quando medimos a altura de uma montanha em relação
ao nível do mar, estamos realmente referindo a altura acima do
geóide naquele ponto. Nesse sentido, o geóide é a exata "forma da Terra". Os geólogos podem usar a forma e o tamanho
observado
O"
O"
Altura do geóide
I
-125
O painel superior dessa figura é um
mapa suavizado do geóide, ou "forma
da Terra", obtido a partir das
observações de satélite. As curvas de
nível, expressas em metros, mostram
como o nível do mar desvia de uma
(m)
i
I
125
O
O"
O"
Geóide
a partir do modelo
de convecção
do manto
Terra ideal, sem qualquer variação
lateral na densidade da rocha. O painel
inferior é o mesmo mapa, calculado a
partir de um modelo de convecção do
manto, que é consistente com a
estrutura de temperaturas do manto
obtida da tomografia sísmica.
Comparando as observações com o
modelo teórico, os geólogos
melhoraram seu entendimento do
sistema de convecção do manto.
[Geóide observado pela NASA; geóide
do modelo de B. Hager, Instituto de
Tecnologia de Massachussets; mapas
cortesia de L. Chen e 1. Jordan,
Universidade do Sul da Califórnia]
CAPíTULO 21 • Explorando
o Interior da Terra 1541
/h.,·<"~,
/{'.
,:z. ",:-"
0'
, .í ,S
{;f-f\1",ifi-
I / ~~âmpo magnético terrestre
/
'3f:!ff
~ide
e a direção da força gravitacional em qualquer ponsuperfície do planeta e inferir como a densidade das ro,"aria no interior da Terra.
::.=
e
s altímetros de radar podem facilmente mapear o geói. -~:xe os oceanos, mas como podemos obter essa informa='11 terra? Resulta que o geóide pode ser medido na Terra
" por satélites orbitais rastreadores. As variações tridi- 'onais da massa exercem uma pequena força no satélite,
:xando-o ligeiramente de sua órbita. Monitorando esses
mentos por longos períodos, os cientistas podem criar
=s bidimensionais do geóide tanto sobre continentes
co_ eanos.
_ ";Iaversão suavizada do geóide observado é mostrada na
~'ra figura que acompanha esta reportagem. Os altos e
5 neste mapa contam-nos
sobre as feições de grande
C"Qrção do campo gravitacional da Terra. Relativamente a
- el do mar existente sobre a Terra sem qualquer variação
== da massa, a altura do geóide varia desde um baixo, de
-= de - 110 m em um ponto próximo da costa da Antártida,
- ~ a altura de um pouco mais de + 100 m sobre a ilha da
=.
uiné no Oeste do Pacífico.
= geóide
mostra algumas similaridades para feições de
-;: proporção nas partes mais profundas do manto, as
- .ocê pode ver comparando o mapa do geóide com a Fi"=. _ .10. A afirmação sugere que as variações
tridimensio_ -2 densidade das rochas e a velocidade das ondas S são
':2:: relacionadas a diferenças na temperatura
vindas do
em fluxo conectivo de grande proporção.
~
hipótese pode ser testada da seguinte forma: usando
-:: de laboratório para a calibração, os geólogos primeiro
- as diferenças de densidade tridimensional das varia_ ::as velocidades das ondas sísmicas mapeadas por tomo-= ::ntão, constroem
um modelo computadorizado
do flu_
ectivo supondo que as partes mais pesadas do manto
- - ergulhando enquanto as mais leves estão ascendendo.
-. eles calculam a forma do geóide que deveria estar de
com esse modelo de convecção. A segunda figura que
-~8nha esta reportagem fornece o resultado há mais de
- =§cada pelos geofísicos Brad Hager e Mark Richards. Vo_ --e ver que o correspondente
ao geóide observado é
.-..e bom, especialmente para as grandes feições. Essa
_
ância deu aos geólogos a confiança de que a variação
~-Qeratura dentro do sistema de convecção do manto
..i3:.
=xplicar o que vemos nas imagens sísmicas e no campo
-= ·onal.
Como o manto, o núcleo externo da Terra transporta a maior
parte do calor por convecção. Mas as mesmas técnicas que têm
revelado tanto sobre a convecção no manto - a tomografia sísmica e o estudo do campo gravitacional da Terra - não fomeceram quase nenhuma informação sobre o núcleo. Por quê?
O problema tem a ver com a fluidez do núcleo externo. O
manto é um sólido viscoso que flui muito lentamente. Como resultado, a convecção cria regiões onde as temperaturas são significativamente mais altas ou mais baixas que a geoterma média do manto. Vemos essas regiões como lugares onde a densidade e a velocidade das ondas sísmicas são menores ou maiores do que no manto médio. O núcleo externo, ao contrário, tem
uma viscosidade muito baixa - ele pode fluir tão facilmente
quanto a água ou o mercúrio líquido. Ainda que pequenas variações na densidade, causadas pela convecção, sejam ligeiramente retiradas pelo fluxo rápido do fluido do núcleo sob a força da gravidade. Assim, flutuações de poucos graus na temperatura não podem se sustentar no núcleo externo. Qualquer variação lateral na densidade e na velocidade das ondas sísmicas,
causada pela convecção no núcleo, seria demasiado pequena
para os geólogos verem usando tomografia sísmica e não causaria distorções mensuráveis na forma do planeta.
Contudo, os geólogos podem investigar a convecção no núcleo externo por meio da observação do campo geomagnético.
No Capítulo 2, descrevemos brevemente o campo magnético,
suas reversões e o paleomagnetismo das rochas vulcânicas usadas para medir a expansão do assoalho oceânico. A seguir, investigaremos a natureza do campo magnético e sua origem no
geodínamo do núcleo externo.
o sistema do geodínamo
Os bJitânicos têm um longo e continuado interesse em entender
o magnetismo da Terra, pois a bússola sempre foi um instrumento de muita importância para aquela nação de vocação marítima. Em 1600, William Gilbert, médico da Rainha Elizabeth
I, explicou, pela pJimeira vez, o funcionamento da bússola. Ele
ofereceu a proposição de que "a Terra toda é um gigantesco
imã", cujo campo atua no pequeno imã da agulha da bússola
para alinhá-Ia na direção norte-sul.
De alguma forma, o campo magnético interno da Terra realmente se comporta como se uma poderosa barra magnetizada,
inclinada a 110 do eixo de rotação da Terra, estivesse localizada
no centro do globo (Figura 21.11). Um campo magnético pode
ser visualizado como linhas de força, tais como aquelas reveladas pelo alinhamento das limalhas de ferro num pedaço de papel disposto sobre um imã em forma de barra. As linhas do
campo geomagnético apontam para fora do solo no pólo norte
magnético e para dentro no pólo sul magnético. Em outras palavras, as linhas de força comportam-se como um campo magnético dipolar (dois pólos). Uma agulha da bússola livre para
girar sob a influência de um campo magnético irá rotar para a
posição paralela à linha de força local, aproximadamente na direção norte-sul.
5421
Para Entender
a Terra
Figura 21.11 (Esquerda) O campo magnético de uma barra é revelado pelo alinhamento das limalhas de ferro sobre o papel. [FonE
PSSC Physics, 3rd ed. (Lexington, Mass: D. C. Heath, 1971] (Direita) O campo geomagnético é muito semelhante ao campo que seri2
produzido se uma gigantesca barra imantada fosse colocada no centro da Terra e ligeiramente inclinada (11°) a partir do eixo de
rotação. São mostradas as linhas de campo magnético produzidas por uma barra imantada. Uma agulha da bússola aponta para o pó:
norte geográfico,5 porque ela se orienta na direção da linha de força local.
Embora um imã permanente no centro da Terra possa explicar o dipolo magnético observado, esse modelo pode ser facilmente rejeitado. Os experimentos de laboratório demonstram
que o campo de um imã permanente é destruído quando ele é
aquecido acima de 500°C. Como vimos, as temperaturas no interior profundo da Terra são muito mais altas do que isso - milhares de graus no seu centro (ver Figura 21.9) -, de modo que,
caso o magnetismo não seja constantemente regenerado, ele
não poderia ser mantido.
Os cientistas teorizam que a convecção no núcleo externo
da Terra gera e mantém o campo magnético. Como no caso da
convecção no manto, o calor fluindo para fora do sistema é alguma combinação de energia que foi aprisionada no núcleo durante a formação e o subseqüente aquecimento produzido pela
radioatividade no núcleo. Por que um campo magnético é criado por convecção no núcleo externo, mas não no manto? Em
primeiro lugar, porque o núcleo externo é feito principalmente
de ferro, que é um condutor elétrico muito bom, enquanto as
rochas silicáticas do manto são más condutoras elétricas. Em
segundo lugar, porque os movimentos convectivos são um milhão de vezes mais rápidos no núcleo externo, líquido de mais
baixa viscosidade, do que no sólido manto de alta viscosidade.
Esses movimentos rápidos podem induzir correntes elétrica condutor de ferro para criar o geodínamo com um forte camp
magnético.
Um dínamo é uma máquina que produz eletricidade pc
rotação de uma bobina com fio condutor que gira próximo ~
um campo magnético. O campo magnético pode vir de um· permanente ou ser gerado pela passagem de corrente elétri _
através de uma outra bobina - um eletroímã. Os grandes dín:mos em todas as usinas de energia elétrica comerciais utiliz
eletroímãs (imãs permanentes são demasiado fracos). Em ..:tras palavras, parte da eletricidade produzida pelo dínarnc =
realimentada para o próprio sistema manter o seu campo m ::.nético. A energia necessária para manter o campo magnéti-.
funcionando, bem como a eletricidade enviada aos usuári
vem do trabalho mecânico necessário para girar a bobina. _-_
maioria das usinas, esse trabalho é feito pelo vapor ou por q ~das d'água.
O geodínamo no núcleo externo da Terra opera com o fi :
mo princípio básico, exceto o trabalho que vem da convec > gerada pelo calor do núcleo interno. Os dínamos convecti\semelhantes são tidos como geradores dos fortes campos m ~néticos observados em Júpiter e no Sol.
CAPíTULO 21 • Exploran o o I, :enor da
:omportamento
do campo magnético
centenas de anos, os exploradores e os capitães de navio
-ediram a direção e o valor numérico do campo geomagnético.
=-='ffi surpresa alguma, os melhores registros vêm das naves in=- -as.) Quando Gilbert fez seu famoso pronunciamento, em
~JO, observadores cuidadosos perceberam que o campo mag~ Oconão era estacionário, mas mudava com o passar do tem- . Eles nem suspeitavam de que essas variações vinham dos
- ':irnentos convectivos profundos do núcleo da Terra.
pos não-di polares
Medidas na superfície terrestre reve-
_'ll1 que somente 90% do campo magnético pode ser descrito
:;:no um dipolo simples ilustrado na Figura 21.11. Os restan-
el1d 543
Esse comportamento ilustra uma diferen, ~ d2mema!ene gera, - o de
tre o geodínamo e os dínamos usados em usÍll
energia elétrica. Um dínamo impulsionado a "apor é um si tema artificial criado por humanos para fazer um trabalho e-pecífico. O geodínamo, em contraste, exemplifica um siSTema nawral auto-organizado - aquele cujo comportamento não é predeterminado por vínculos externos, mas emerge de interaçõe internas. Os outros dois geossistemas globais, a tectônÍca de placas e o clima, também mostram uma grande variedade de omportamentos auto-organizados. Tentar entender como esses sistemas naturais organizam-se a si mesmos é um grande desafio
da geociência moderna. Retomaremos a esses objetivos quan·
do discutirmos o sistema do clima no Capítulo 23.
-= 10%, os quais os geólogos referem-se como campos não-di-
têm uma estrutura mais complexa. Essa estrutura poda comparação do módulo do campo cal::lado para um campo dipolar simples (Figura 2I.12a) com o
..::::npoobservado (Figura 21.12b). Se extrapolarmos as linhas
L ;::ampoou isodinâmicas para a região inferior até a fronteira
-leo-manto, o tamanho do campo não-dipolar de fato aumen_;=lativamente ao tamanho do campo dipolar (Figura 21.12c).
- :nanto, um mau condutor, tende a suavizar as complexidades
ampo magnético, fazendo o campo dipolar parecer maior
que realmente é.
-mres,6
L -er vista por meio
iação secular Registros magnéticos dos últimos 300
mostram que tanto a parte dipolar como a não-di polar de
- campo são alteradas com o tempo, mas essa variação se'ar (relacionada com o tempo) é mais rápida para a parte
:::J-dipolar. A variação secular é mais evidente na compara- do campo magnético de hoje na fronteira núcleo-manto
-.:= mapas reconstruídos para os próximos séculos (ver Figu.1.12e e f). Mudanças na intensidade do campo ocorrem
---= escalas de tempo de décadas e indicam que o movimento
fluido dentro do sistema de geodínamo é da ordem de mi..:.::ietrospor segundo.
Os cientistas podem usar a variação secular para entender a
\'ecção no núcleo externo, Com computadores de alta capa-i de, eles têm conseguido simular movimentos convectivos
. plexos e interações eletromagnéticas no núcleo externo que
5"codínamo deve estar criando. As linhas de campo magnétiou isodinâmicas de tal situação são mostradas na Figura
__.12d. Longe do núcleo, as linhas isodinâmicas comportam-se
2rOximadamente como um campo dipolar, mas tomam-se
- " complicadas próximas à fronteira manto-núcleo. Dentro
- núcleo, elas são emaranhadas pelos fortes movimentos con=-.:Uvos.
aersão magnética Simulações de computadores também
-e;:mitem-nos entender um comportamento fora do comum do
-~ma de geodínamo: a reversão espontânea do campo mag- ·co. Como aprendemos no Capítulo 2, o campo magnético
~erte sua direção a intervalos irregulares (variando de deze:....::;
de milhares a milhões de anos), trocando os pólos Norte e
:.-:. orno se o imã, desenhado na Figura 21.11, fosse girado em
:T. As recentes simulações computadorizadas do geodínamo
-Jdem reproduzir essas reversões esporádicas na ausência de
o fato desencadeador externo. Em outras palavras, o campo
;::omagnético reverte-se de modo espontâneo, puramente por
:::,..'0 de interações internas.
Paleomagnetismo
Vimos repetidamente como o registro geológico do magnetismo antigo, ou paleomagnetismo, tem se tomado uma fonte decisiva de informações para o entendimento da história da Terra.
As faixas magnéticas mapeadas sobre a crosta oceânica confirmaram a existência de centros de expansão do assoalho oceânico e, também, forneceram melhores dados para explicar como
os movimentos das placas têm evoluído desde a separação da
Pangéia há 200 milhões de anos (ver Capítulo 2). O paleomagnetismo de rochas continentais antigas foi essencial para estabelecer a existência dos mais antigos supercontinentes, como a
Rodínia (ver Capítulo 20).
Os cientistas usaram o paleomagnetismo para reconstruir a
história do campo geomagnético. As rochas magnetizadas mais
antigas encontradas até hoje, formadas há 3,5 bilhões de anos,
indicam que a Terra tinha, naquela época, um campo magnético semelhante ao de hoje. A presença do magnetismo na
maioria das rochas antigas é consistente com as idéias da diferenciação da Terra, discutida no Capítulo 1, a qual implica um
núcleo fluido que deve ter sido estabelecido muito cedo na história do planeta, há 4,5 bilhões de anos .
Vamos sondar um pouco mais profundamente os processos
de formação das rochas que têm permitido aos geólogos esboçarem essas notáveis conclusões .
Magnetização termorremanescente No início da década de
1960, um estudante australiano graduado encontrou restos de
uma fogueira onde eram cozidos os alimentos em uma antiga
aldeia aborígine. As pedras estavam magnetizadas. Ele removeu cuidadosamente diversas pedras que tinham sido aquecidas no fogo, primeiro anotando sua orientação física. Então,
mediu a direção da magnetização das pedras e observou que
estava exatamente invertida em relação ao campo magnético
atual da Terra. Ele propôs para seu incrédulo professor que, há
recentes 30 mil anos, quando o sítio ainda estava ocupado, o
campo magnético estava invertido em relação ao atual- isto é,
a agulha da bússola teria apontado para o Sul, em vez de para
o Norte,
Lembre-se de que as altas temperaturas destroem o magnetismo. Uma importante propriedade de muitos materiais magnetizáveis é que, quando aquecidos e depois resfriados, abaixo
de aproximadamente 500°C, eles tomam-se magnetizados na
direção do campo magnético circundante. Isso acontece porque
os grupos de átomos do material alinham-se na direção do campo magnético quando o material está quente (mas abaixo de
5441
Para Entender
a Terra
(a)
Mapa do dipolo
ideal inclinado em 11•
o SISTEMA
TERRA
SISTEMA DO
GEODíNAMO
~/I\"-.~
(b)
Campo magnético mapeado na superfície em 2000 d.e.
(c)
Campo magnético mapeado no limite núcleo-manto
em 2000 d.
(d)
Modelo computadorizado
(e)
Campo magnético mapeado no limite núcleo-manto
em 1900 d.e..
(f)
Campo magnético mapeado no limite núcleo-manto
em 1800 d.e.
As linhas do campo
magnético no manto
aproximam-se daquelas
de um di pala.
das linhas isodinâmicas.
o
campo mapeado no limite núcleo-manto revela as
As linhas do campo no núcleo são
emaranhadas devido aos movimentos
complexidades no núcleo.
convectivos que geram o geodínamo.
CAPíTULO 21 • Explorando
os atrás
o Interior da Terra
1545
Hoje
Igura 21.13 O campo geomagnético há 30 mil anos era invertido em relação ao atual, como evidenciado pelas rochas
- " ersamente magnetizadas descobertas no local onde eram acendidas as fogueiras numa antiga aldeia aborígine. As
-ochas, esfriadas depois de o último fogo ter sido apagado, ficaram magnetizadas com a direção do antigo campo
-:Jagnético, que deixou um registro permanente nelas, exatamente como um fóssil deixa um registro da vida antiga.
~ . Depois que o material esfria, esses átomos são aprisio- no lugar e, dessa maneira, ficam sempre magnetizados
a direção. Esse processo é chamado de magnetização
emanescente, porque a magnetização é "relembrada"
~ha logo depois que o campo magnetizador desapareceu.
- o estudante australiano foi capaz de determinar a direção
...=::Jpoquando as pedras resfriaram depois do último fogo
~you a magnetização do campo geomagnético daquela
"Figura 21.13).
- Qescoberta da reversão dos campos magnéticos e do meio
- 2rifrá-la foram um ingrediente-chave na formulação da teo.:..~tônica de placas. Você deveria rever o material na legen_ ?igura panorâmica 2.11 e seu texto anexo, o qual discute a
.:-õ"tizaçãotermorremanescente e a estratigrafia magnética.
_ etização remanescente deposicional Certas rochas se- es podem empregar diferentes tipos de magnetização
5cente. Recorde-se de que as rochas sedimentares mari"'armam-se quando as partículas de sedimento que se deno solo oceânico são litificadas. Entre os vários grãos
:- 'ricos, as partículas - lascas de magnetita mineral, por
_10 - tomam-se alinhadas na direção do campo geomag-
_
-
21.12
Mapas comparando a intensidade do campo
§rico a partir de um dipolo ideal (a) com a intensidade do
geomagnético observado na superfície (b) e calculado
" :J limite núcleo-manto
(c). O mapa do limite núcleo-manto
--struído
pela extrapolação das linhas isodinãmicas através
~ to, as quais aumentam o tamanho da parte não-dipolar do
. (d) Um modelo computadorizado
de como as linhas
- "';nicas poderiam configurar-se no núcleo e no manto quando
520 torcidas pelos movimentos convectivos do fluido do
=-
nético, quando decantam na água, e essa orientação pode ser incorporada dentro da rocha quando as partículas tomam-se litificadas. A magnetização remanescente deposicional de uma
rocha sedimentar resulta do alinhamento de todos esses pequenos ímãs, como se fossem bússolas apontando na direção do
campo prevalecente na época da deposição (Figura 21.14).
Estratigrafia magnética As inversões do campo geomagnético são claramente indicadas no registro magnético fóssil das
camadas dos derrames de lavas. Cada camada de rocha, de cima para baixo, representa um período progressivamente mais
antigo do tempo geológico, cuja idade pode ser determinada
pelo método de datação radiométrica. A direção do magnetismo remanescente pode ser obtida para cada camada e, dessa
forma, a seqüência do tempo de oscilação do campo - isto é, a
estratigrafia magnética - pode ser deduzida. Os geólogos podem também obter dados sobre a história da inversão do magnetismo da Terra ao mapear faixas do asso alho oceânico. Da
combinação desses dados, eles têm desenvolvido uma história
detalhada das inversões dos últimos 200 milhões de anos (Figura 21.15). Essa informação é utilizada por arqueólogos e antropólogos, bem como por geólogos. Por exemplo, a estratigra-
núcleo externo. (e, f) Mapas, comparando a intensidade do
campo magnético no limite núcleo-manto a partir de observações
feitas em 1900 d.e. e 1800 d.e. Ao comparar com a parte (c),
você pode ver a variação secular à medida que o campo nãodipolar muda a cada século. Essas mudanças são causadas pelos
complexos movimentos convectivos do fluido do núcleo externo
da Terra, que gera o geodínamo. [Mapas cortesia de J. Bloxham,
Universidade de Harvard; modelo computadorizado
de G.
Glatzmaier, Universidade da Califórnia, Santa Cruz.]
5461
Para Entender a Terra
Direção do
campo magnético
o Grãos minerais magnéticos
transportados ao oceano com
outros sedimentos tornam-se
alinhados com o campo geomagnético enquanto decantam.
li
Essa orientação é preservada
quando da litificação dos sedimentos e, assim, "relembra"
o campo que existia durante a
deposição.
"';,;:
//
/
//
/
/-'/
:'*~:r'/'
Partículas magnéticas
nos sedimentos marinhos
Figura 21 .14 Depósitos sedimentares recém-formados podem se tornar magnetizados na mesma direção do campo magnético
da Terra.
fia magnética dos sedimentos continentais foi usada para datar
sedimentos contendo os restos de antecessores da nossa própria
espécie.
Cerca de metade de todas as rochas estudadas tem magnetização oposta à direção do campo geomagnético atual. Ao que
parece, então, o campo tem oscilado freqüentemente durante o
tempo geológico, e o campo normal (mesmo que o atual) e o invertido são igualmente prováveis. As épocas normais e inversas, agora chamadas de cronos magnético ("tempo", em grego),
parecem durar cerca de meio milhão de anos. Superposto ao
cronos está o transiente, uma inversão transitória de vida curta
do campo, conhecida como subcronos, que pode durar, em
qualquer lugar, de alguns milhares até dezenas de milhões de
anos. O estudante de graduação australiano, ao que parece, encontrou um novo subcronos dentro do cronos magnético normal contemporâneo.
I
RESUMO
o
que as ondas sÍSmicas revelam sobre as camadas do manto e da crosta da Terra? As ondas sísmicas foram usadas para
descobrir que, subjacente à crosta félsica, há um manto ultramáfico mais denso, composto principalmente de peridotito. A
crosta e a parte mais externa do manto constituem a litosfera rígida. Sob a litosfera há a astenosfera, a camada dúctil do manto, por meio da qual a litosfera desliza nas placas tectônicas. No
topo da astenosfera, a temperatura é alta o suficiente para fundir parcialmente o peridotito, formando uma zona onde a velo-
cidade das ondas S aumenta com a profundidade. Acima de_
km, a velocidade das ondas sísmicas aumenta com a profilG:::..dade até o núcleo da Terra. Contudo, em dois lugares, a ~"660 km abaixo da superfície, elas mostram saltos causado _Ia mudança de fase que tomam mais densas e fechadas as es=.turas cristalinas dos minerais do manto, ficando mais está
às altas pressões.
O que as ondas sísmicas revelam sobre as camadas do
cleo da Terra? As ondas sísmicas refletidas no limite m.z::::r;;
núcleo localizam essa transição química a uma profundidllik :...
2.890 km. A falha das ondas S ao penetrarem sob o limite
cleo-manto indica que o núcleo externo é um fluido. A vel
dade das ondas sísmicas indica que o núcleo externo fluido
na-se um núcleo interno sólido a uma profundidade de -.~
km. Diversas linhas de evidência mostram que o núcleo é
posto principalmente de ferro e níquel, com menor quanti '=de elementos mais leves, como oxigênio e enxofre.
O que a tomografia sísmica tem revelado sobre as estru
do manto? Os geólogos usam a tomografia sísmica para fc..::=imagens tridimensionais do interior da Terra. As imagens
tram como as placas variam desde muito delgadas sob as
sais mesoceânica até muito espessas sob o cráton contine
Elas também revelam muitas características da convecção manto, tais como porções de placas litosféricas mergulh TIno manto inferior (alcançando quase completamente o lin::::J=
núcleo-manto) e superplumas ascendendo desde as proftrlli:c
zas do manto.
Como o calor se propaga pelo interior da Terra? O inten.;
da Terra é quente porque ainda retém parte do calor de sua:
mação violenta, bem como o calor gerado pelo decaimento '
CAPíTULO
de anos (Ma)
-
Pleistoceno
Plioceno
ÉON HADEANO
Mioceno
ÉON ARQUEANO
21 • Explorando
o Interior da Terra
1547
Figura 21 .15 A escala paleomagnética
do tempo, desde 170 milhões de anos atrás
até o presente, mostrando épocas de
polaridade normal (bandas pretas) e
inversa (bandas brancas).
2500
ÉON PROTEROZÓICO
"l!t>
500
.........
Presente
Oligoceno
As faixas pretas indicam períodos de tempo
em que o campo geomagnético era normal
(norte magnético = norte geográfico).
=-
Esse longo período de polaridade normal é
chamado de "zona calma do Cretáceo".
Paleoceno
elementos radioativos. Ele resfriou-se ao longo do tempo geológico principalmente por convecção no manto e no núcleo e
por condução do calor através da litosfera. A geoterma descreve como a temperatura aumenta com a profundidade. Dentro da
crosta continental normal, ela aumenta a uma taxa de 20 a 30°C
por quilômetro. As temperaturas próximas da base da litosfera
alcançam 1.300 até 1.400°C, sendo quentes o suficiente para
começar a fundir os peridotitos do manto. A temperatura no núcleo fluido é provavelmente maior que 3.000°C. Já no centro da
Terra, ela alcança aproximadamente 5.000°C de acordo com alguns geólogos, ou pode ser tão alta como 6.000 a 8.000°C, de
acordo com outros.
o
que o campo gravitacional da Terra nos conta sobre o seu
interior? As variações na força gravitacional na superfície terrestre e as correspondentes distorções na forma podem ser medidas pelos satélites. Essas variações manifestam-se principalmente devido às variações de temperatura causadas pela convecção do manto, as quais afetam a densidade das rochas (temperaturas mais altas reduzem as densidades e as velocidades
sísmicas). O campo gravitacional observado está em concordância com o padrão da convecção do manto inferido a partir
da tomografia sísmica.
)urássico
O que o campo magnético da Terra nos conta sobre o fluido
do núcleo externo? Os movimentos convectivos no núcleo externo agitam o fluido rico em ferro e condutor elétrico, formando um geodínamo que produz O campo magnético. O campo
magnético na superfície é principalmente dipolar, mas tem uma
pequena parte não-dipolar. Os mapas do campo magnético derivados de leituras de bússolas mostram que ele tem mudado
nos últimos séculos, o que nos informa sobre os tipos de movi~
mentos do fluido que controlam o geodínamo.
Para Entender a Terra
5481
o que é paleomagnetismo
e qual sua importância?
Os geólagos descobriram que as rochas podem tomar-se magnetizadas
na direção do campo geomagnético quando se formam. Essa
magnetização remanescente pode ser preservada nas rochas por
milhões de anos. O paleomagnetismo conta-nos que o campo
geomagnético reverte-se (oscilando de um lado para o outro) ao
longo do tempo geológico. A cronologia da inversão tem sido
pesquisada, de modo que a direção da magnetização remanescente de uma formação rochosa é freqüentemente um indicador
da idade estratigráfica.
I
• magnetização
termorremanescente
• convecção (p. 536)
Mohorovieic(Moho)
(p. 543)
• manto inferior (p. 534)
• descontinuidade de
(p. 531)
• mudança de fase (p. 534)
• dipolar (p. 541)
• onda cisalhante (p. 528)
• estratigrafia magnética (p. 545)
• onda compressional (p. 528)
• geodínamo (p. 542)
• paleomagnetismo
• geoterma (p. 536)
• tomografia sísmica (p. 538)
• limite núcleo-manto (p. 534)
• zona de baixa velocidade
• magnetização remanescente
deposicional (p. 545)
Questões para pensar
Este ícone indica que há uma animação disponível no sítio (ON!CTAR~~
trônico que pode ajudá-lo na resposta.
1. A Lua não mostra evidências de placas tectônicas ou de seus ~
mentos. O que essa observação informa sobre o estado e a tempe.
ra do interior desse corpo planetário?
Conceitos e termos-chave
• condução (p. 535)
11. O campo magnético muda de maneira observável durante o ' '=
mo período de tempo da existência da humanidade? O que isso pe_
nos dizer sobre o movimento do fluido no núcleo externo?
(p. 543)
2. Como a existência do campo geomagnético, os meteoritos de e a abundância de ferro no cosmos sustentam a idéia de que o n' - ~
da Terra é composto, predominantemente, de ferro e o núcleo ex ~
é líquido?
W
3. Como você usaria as ondas sísmicas para encontrar
mara de magma fundido na crosta?
UIl12
4. Como a tomografia sísmica ajudaria a responder a pergunta: ..
é a profundidade que a porção subduzida da placa tectônica atinge
tes de ser assimilada?".
i!J. s. Onde você deve procurar, no manto, para encontrar as r ~-onde as velocidades das ondas S são anomalamente baixas?
(p.532)
• zona de sombra (p. 529)
Sugestões de leitura
Exercícios
Este ícone indica que há uma animação disponível no sítio ele·
trônico que pode ajudá-lo na resposta.
(ONKTIRWEIl
!li
1. Em que proporção as ondas P diferem suas velocidades no
granito, no gabro e no peridotito?
2. Que evidência sugere que a astenosfera é parcialmente fundida?
3. Que evidência indica que o núcleo externo da Terra é fundido e
composto principalmente de ferro?
4. Qual é a profundidade do núcleo e como foi descoberta?
W
S. Qual é a diferença entre condução e convecção de calor?
6. A temperatura no limite de Moho sob um cráton continental seria
mais quente ou mais fria do que no mesmo limite sob uma bacia oceânica?
7. Por que as características da convecção do manto, tais como o aumento e o decréscimo das correntes de convecção, podem ser vistas
pela tomografia sísmica?
8. Como pode uma montanha flutuar no manto quando ambas são
compostas de rochas?
9. Como as rochas se tomam magnetizadas ao se formarem?
10. Qual evidência suporta a hipótese de que o campo geomagnético
é gerado por um geodÍnamo no núcleo externo?
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CAPíTULO 21 • Exploran o o In-:erior da Terra
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549
Notas de tradução
I
I Em
inglês: Bellow ali silken soil-slip, all crin --led ear.Íl-<:rLlSi.lFar
deeper than ocean, past rock that against rock oril!\-es.lThere ai he
globe's deepest dark and viscerallust,l Can .'"Oll hear -he °roanswish of magma as it churns and heaves?
Nesses versos, o poeta refere-se à geração de magma no interior
profundo da Terra, situado bem abaixo da superfície ondulada. do
solo, do oceano e das falhas, onde a "rocha que contra a rocha iamuria-se". Essas falhas eventualmente conectam as profundezas r ônditas da Terra com sua superfície.
2 Em inglês: Youthful truth-seeker, half-naked, at night, running dOll"ll
beach south of San Francisco.
3
Comumente, utilizam-se canhões de pressão que produzem ondas
mecânicas dentro da água semelhantes àquelas produzidas por altofalantes no ar.
4
Em inglês, CAT, iniciais da expressão computerized
graphy.
5
Atualmente, o sul magnético.
6
Também conhecidos como "anomalias magnéticas".
axial tomo-