RESENHA| O MITO DA MATURIDADE EM SEDIMENTOLOGIA E ANÁLISE DE PROVENIÊNCIA

Plausible hypotheses often became established as generally accepted facts by the mere passage of

time and the lack of a direct challenge1.

R. Dana Russel (1937)

Neste artigo publicado em 2017 pelo Journal of Sedimentary Research na seção de trabalhos sobre novas perspectivas para a sedimentologia, o renomado cientista Eduardo Garzanti põe em cheque um dos maiores paradigmas da sedimentologia, e por que não dizer da geologia? Fundamentado em quais estudos científicos chegamos à conclusão de que os grãos de areia modernos se tornam mais facilmente arredondados dependendo do tipo de transporte? Em poucas linhas Garzanti apresenta-nos o paradigma em sua totalidade, indo mais longe e ainda discutindo assuntos como a maturidade textural, e como esta tem pouco a dizer sobre a energia e transporte do meio.

Antes de aprofundar-se propriamente sobre o tema, o autor busca definir o que se trata um mito, significância essencial para o entendimento do paradigma. De uma maneira geral, mito é uma narrativa que busca dar sentido para origens misteriosas e funcionamento da natureza. Na geologia os conceitos míticos tornaram-se mais utilizados conforme regredimos no tempo e tentamos explicar fenômenos que ocorreram no Paleozoico e Pré-Cambriano. Pode acontecer também teorias científicas expressas na linguagem de mitos, como a reunificação dos continentes Pangea ou a Teoria Terra Bola de Neve.

De volta a Petrologia Sedimentar, temos o mito que durante o transporte, minerais como olivina, piroxênio, anfibólio ou feldspato são rapidamente eliminados, enquanto os sobreviventes tornam-se cada vez mais arredondados, o que acaba por dar uma noção de distância da fonte desses sedimentos. Em simples palavras os sedimentos aumentam sua “maturidade” ao longo do tempo através de uma série de processos como se seu destino fosse alcançar um estágio final de perfeição representado por grãos de quartos na forma de esferas de igual tamanho.

A explicação de forma simples acabou se tornando popular por conta das razões plausíveis ao invés de evidências observacionais. Tal paradigma evolucionista muito se assemelha a teoria da evolução na biologia, entretanto em sedimentologia o conceito de maturidade caminha para um ponto em que o sedimento tende a adquirir uma forma final inerte e estável.

A partir dessa ideia do mito, palavra que inclusive o autor não se cansa de usar quando se refere às ideias já amplamente aceitas na Geologia, o artigo aborda a limitação dos processos físicos na determinação do enriquecimento progressivos dos grãos relativamente mais duráveis tanto pré deposicionais quanto pós deposicionais. Dessa forma Garzanti divide seu trabalho em duas partes, a primeira que se encarrega em apresentar os ‘equívocos’ do conceito de maturidade mineralógica e seus determinantes e a segunda, sobre os ‘equívocos’ do conceito de maturidade textural.

O autor baseado em seus próprios estudos realizados anteriormente e apoiado em trabalhos de diversos outros autores (cerca de 130 trabalhos referenciados) não tem medo de polêmica e assume francamente os resultados de suas pesquisas. Sobre o intemperismo químico é sucinto e não tem papas na língua ao dizer que não passa de “a hyperbole that betrays mythical thinking2”. No que tange a abrasão mecânica afirma categoricamente “sediments do not ‘‘mature’’ during physical transport in water3’, sobre o grau de seleção dos sedimentos pela água afirma ‘hydrodynamic processes in the depositional environment can modify drastically the mineralogical composition of a sediment locally4’. Uma série de outras afirmações são apresentadas no escopo do trabalho, sendo umas das principais que ‘sediments do not ‘‘mature’’ during recycling5.

Longe dos laboratórios de pesquisa, a popularidade do conceito de maturidade é, sobretudo, uma ideia tendenciosa a partir da concepção comum para explicar por que as partículas de sedimentos detríticos mais finos são usualmente compostas de quartzo. A representação ideal do mito é principalmente observada em desertos, mas por conta dos longos períodos de atividade eólica, isso resultando, portanto de abrasão mecânica.

Essa ideia é atualmente bastante contestada pela falta de arenitos modernos quartzosos que hoje estão condicionados a ambientes bastantes específicos, principalmente hiperúmidos que no passado pode ter sido o responsável pela depletação de minerais menos estáveis e consequentemente enriquecimento do quartzo.

Ao fim da argumentação, Garlanzi volta a questionar o paradigma, apresentado-o agora com um ideal de pureza comum em todas as culturas e religiões, que sempre atraiu a mente humana a ponto de se tornar até mesmo uma obsessão criminal. A partir desse ponto de vista, o processo de maturação como geralmente é visualizado na sedimentologia pode ser percebido como um longo ritual de purificação, representado por dois extremos totalmente opostos que por fim nada mais é que uma representação dualista da natureza.

We need curiosity and spirit of observation to go beyond the comfort provided by armchair

representations of nature6.

Eduardo Garzanti (2017)

1Hipóteses plausíveis muitas vezes se estabeleceram como fatos geralmente aceitos pela mera passagem do tempo e a falta de um desafio direto.

2Um exagero que trai o pensamento mítico.

3Os sedimentos não amadurecem durante o transporte físico na água.

4Processos hidrodinâmicos no ambiente deposicional podem modificar drasticamente a composição mineralógica de um sedimento localmente.

5Os sedimentos não “amadurecem” durante a reciclagem.

6Precisamos de curiosidade e espírito de observação para ir além do conforto proporcionado pelas representações da natureza.

RESENHA| GEOLOGIA DO ESTADO DE RORAIMA, BRASIL

O trabalho escrito pelos geólogos Nelson Reis, Lêda Maria Fraga, Mário Sérgio Faria e Marcelo Almeida foi publicado em forma de artigo científico na edição número 2-3-4 do ano de 2003 da revista Géologie de la France. O texto intitulado “Geologia do Estado de Roraima, Brasil” conta com 13 páginas de um rico material sobre a geologia roraimense, com destaque para a geologia estrutural da região, o Cráton Amazônico e o Escudo da Guianas.

Roraima é uma região bem diversificada em domínios litoestruturais e, por conseguinte em tipos litológicos. São reconhecidos 4 desses domínios, a) Urariquera (WNW-ESE a E-W), terreno vulcano-plutônico-sedimentar em 1,98-1,78 Ga; b) Guiana Central (NE-SW), cinturão de alto grau em 1,94-1,93 Ga e Associação AMG (1,5 Ga); c) Parima (NW-SE a E-W), terreno granito greenstone em 1,97-1,94 Ga e d) Anauá - Jatapu (NW-SE, NE-SW e N-S), terreno granito-gnáissico em 2,03-1,81 Ga.

O Domínio Urariquera ocupa o quadrante nor-nordeste de Roraima e revela um importante arranjo de lineamentos estruturados em EW a WNW-ESE e NW-SE, onde predominam granitos e vulcanitos em corpos alongados, bem como extensa cobertura sedimentar junto à fronteira com a Guiana e Venezuela. A su-sudoeste do domínio ocorrem rochas metassedimentares.

A porção centro-norte de Roraima com prolongamento através da Guiana e Suriname é denominada de Domínio Guiana Central. Assinala lineamentos estruturais NE-SW, impressos em unidades litológicas do Paleo e Mesoproterozoico. Seus limites ao norte e sul estão em grande parte encobertos por sedimentos cenozoicos ou obliterados por intrusões graníticas.

O Domínio Parima recobre a porção oeste de Roraima e revela uma forte estruturação NW-SE a E-W (mesopotâmia Mucajaí - Urariquera). O arcabouço estrutural E-W, mais a leste do domínio é similar àquele do Domínio Urariquera e sugere sua integração em um arranjo de zonas de cisalhamento em um quadro de esforços transpressivos.

Por último, o Domínio Anauá – Jatapu recobre o quadrante sudeste de Roraima e articula-se em um arranjo de lineamentos com direções NW-SE e NE-SW. Os autores optam por adotar uma divisão de Almeida et al. (2002) que distinguiram duas principais áreas de ocorrência de granitos neste domínio: o Terreno Martins Pereira–Anauá, localizado na parte norte e nordeste, e unidades com idades entre 2,03 Ga (Complexo Metamórfico Anauá) a 1,96 Ga (Grupo Uai-Uai, Granito Serra Dourada e Suíte Intrusiva Martins Pereira). E o Terreno Igarapé Azul - Água Branca na porção sudoeste do DAJ, caracterizado por granitos calci-alcalinos com idades situadas no intervalo 1,88 a 1,90 Ga (granitos Igarapé Azul e Água Branca).

A região desempenha papel importante no entendimento da evolução do Cráton Amazônico e das principais características geotectônicas do escudo da Guiana, motivos suficientes para despertar o interesse de estudo de geólogos do Brasil inteiro para a região. Uma das questões pertinentes ao Cráton Amazônico está no reconhecimento de terrenos granito-gnáissicos de idade/herança arqueana ou transamazônica e pós-transamazônica.

Assim, o trabalho de Reis e colaboradores apresenta de forma mais concisa uma série de dados sobre o Cráton Amazônico acumulados no decorrer de vários anos de pesquisa por diversos autores. O diferencial da abordagem do artigo é a tentativa de integrar esses dados geológicos, geocronológicos e estruturais culminando na apresentação de novas informações para a evolução crustal do estado.

Além de apresentar fortes correlações entre os domínios litoestruturais de Roraima, a referência traz novos intervalos de idade correspondente a cada província, e reavalia algumas datações anteriores que atualmente foram obtidas novamente por métodos geocronológicos mais precisos. Diante dessa perspectiva, o texto é um ótimo aparato das novas contribuições geocronológicas para o Cráton Amazônico, avaliando os múltiplos registros de intensa deformação e metamorfismo e como a interpretação destes é essencial para uma melhor caracterização da região. Por fim, esse conhecimento é indispensável para trabalhos de mapeamento do Estado de Roraima.

RESENHA| A REVIEW OF THE RELATIONSHIPS BETWEEN GRANITOID TYPES, THEIRORIGINS AND THEIR GEODYNAMIC ENVIRONMENTS

O artigo intitulado "Uma revisão das relações entre tipos de granitóides, suas origens e seus ambientes geodinâmicos" foi escrito por Bernard Barbarin e publicado pela Revista Científica Elsevier no ano de 1998.

O trabalho aborda principalmente a classificação dos granitos e a correlação destes com o ambiente de formação. A fundamentação para esse tipo de correlação, parte do pressuposto que os principais tipos granitoides não são aleatoriamente distribuídos nos vários ambientes geodinâmicos. Segundo o autor, há evidências claras de fortes relações entre tipos granitoides e ambientes geodinâmicos. Além disso, a maioria dos ambientes geodinâmicos não é caracterizada por um único tipo granitoide.

A tipologia proposta baseia-se no conceito de tectónica de placas e a maioria dos estudos de caso referem-se a Pré-cambriano aos granitoides recentes. Granitoides mais antigos podem, no entanto, ser digitada usando os mesmos critérios que os aqueles usados para granitoides muito mais jovens, porque o paradigma tectônico placa pode ser aplicado de volta para o pré-cambriano

Esta tipologia complementa a maioria das classificações recentes porque não é com base unicamente em critérios químicos e isotópicos, mas também em campo, critérios petrográficos e mineralógicos. Tem assim a vantagem de distinguir os vários tipos granitoides no campo, na maioria dos casos.

O uso de granitoides como traçadores da evolução geodinâmica é possível a partir considerando-se que granitoides peraluminosos são de origem crustal; os granitoides «toleíticos», alcalinos e peralcalinos são de origem do manto; e ambos os tipos de cálcio-alcalino.

Dessa forma, os granitoides são de origem mista e envolvem materiais crustais e manto. Cada tipo de granitoide é gerado e colocado em um ambiente tectônico muito específico, onde cada estágio do ciclo de Wilson é caracterizado por associações típicas de granitoides.

Assim, o estudo das relações entre a origem dos granitoides e a tentativa de correlacionar estes com possíveis ambientes geodinâmicos é importante para trabalhos sobre a origem da crosta, independente do seu período de formação, desenvolvendo assim uma valiosa ferramenta para o entendimento da evolução crustal.

RESENHA| A EVOLUÇÃO TECTÔNICA DO CRATÓN AMAZÔNICO

O artigo escrito por Tassinari e Macambira em 2004, é um estudo sobre as províncias geocronológicas do Cráton Amazônico. O Cráton é localizado na parte norte da América do Sul, sendo circundado por faixas móveis neoproterozoicas de um lado e do outro o oceano atlântico.É uma das maiores áreas cratônicas do mundo, com superfície total de aproximadamente 4,3x10⁵ Km². Territorialmente é dividido em dois escudos, o do Guaporé e o das Guianas, separados pelas rochas sedimentares da Bacia paleozoica do Amazonas. A fim de melhor compreender a evolução do cráton, o mesmo é dividido em 6 principais províncias geocronológicas: Amazônia Central, Maroni-Itacaiunas; Rio Negro – Juruna, Ventuari – Tapajós, Rondoniano – San Ignácio e Sunsás.

Tassinari e Macambira (1999) definem Província Geocronológica como sendo grandes zonas dentro das áreas cratônicas, onde predomina um determinado padrão geocronológico, com as idades obtidas por diferentes métodos aplicados em distintos materiais, exibindo valores coerentes entre si. Dessa forma os limites entre as províncias são traçados com base nas idades do embasamento metamórfico e nas características geológicas, com suporte de dados geofísicos.

Cada província geocronológica pode conter rochas ígneas anorogênicas e coberturas vulcânicas e sedimentares de distintas idades, desde que mais jovens do que o padrão geocronológico de seu respectivo embasamento metamórfico e em concordância com a evolução tectônica das áreas vizinhas.

As províncias Ventuari-Tapajós, Rio Negro- Juruena e parte das províncias Maroni-Itacaiúnas e Rondoniana-San Ignácio evoluíram através de sucessivos arcos magmáticos produzindo acresções continentais a partir de magmas derivados do manto superior. Por outro lado, a evolução da Província Sunsás e de parte das províncias Rondoniana-San Ignácio e Maroni-Itacaiunas parece estar associada principalmente a processos de colisão continental.

A Província Amazônia Central é composta da crosta continental mais antiga do Cráton Amazônico, e dessa forma, não afetada pela orogenia Transamazônica. É dividida em dois domínios principais: um formado por áreas com embasamento francamente arqueano a Província Mineral Carajás, no sudeste do cráton- e outro formado pela faixa de direção SE- NW que vai da região a oeste da Província Carajás ao Estado de Roraima, sendo parcialmente coberta pela bacia do Amazonas.

A Província Maroni-Itacaiúnas contorna a Província Amazônia Central, definindo uma larga faixa na borda norte- nordeste do Cráton Amazônico com evolução principal ocorrida no intervalo de 2,2 a 1,95 Ga. Após a abertura oceânica e formação de uma crosta juvenil entre 2,26 e 2,20 Ga, seguiram-se movimentos convergentes em ambiente de arco de ilha, gerando magmatismo dominantemente tonalítico (TTG) e sequências greenstone no intervalo de 2,18 a 2,13 Ga. Com o fechamento da bacia de arco e de evolução para movimentos sinistrais, produziram-se magmas graníticos e bacias preenchidas com detritos a cerca de 2,10 Ga.

O Estado de Roraima representa uma área-chave para entendimento da evolução de algumas províncias geocronológicas do Cráton Amazônico uma vez que reúne pontos de entre elas, pouco esclarecidos. O estado é dividido em domínios litoestruturais, que incluem as coberturas vulcânicas e sedimentares, e os granitos tipo A, a exemplo dos grupos Surumu Roraima, granitos Mapuera e Saracura.

Estes domínios situam-se geocronologicamente dentro da Província Maroni–Itacaiúnas, e são divididos em:Domínio Urariquera, no nordeste do estado, constitui terrenos ciclo vulcano-plutônico-sedimentares com idade entre 1,98 e 1,78 as Ga e direção WNW-WSW; Domínio Parima, um terreno granito-greenstone no noroeste com direção NW-SE e E-W e juvenil idades entre 1,97 e 1,94 Ga; Domínio Guiana Central, é um cinturão de alto grau no centro do estado com direção NE-SW e idade entre 1,94 e 1,93 Ga, intrudido por uma associação AMG (anortosito/gabro-mangerito-granito-repakivi) de cerca e de 1,5 Ga e afetado por cisalhamento de cerca de 1,2 Ga (Evento K’Mudku) e Domínio Anauá-Jatapu, no sudeste com direção NW-SE, NE-SW, composto de terrenos granitos-gnáissicos de idade entre 2,03 e 1,81 Ga.

A Província Ventuari-Tapajós trunca o segmento NE-SW do cinturão Maroni-Itacaiúnas, e limita-se também com a parte ocidental da Província Amazônia Central, estendendo-se desde o sul da Venezuela até a região do rio Tapajós, no sudoeste do Estado do Pará.Geologicamente, essa província contrasta fortemente com a Maroni-Itacaiúnas, que possui predomínio de granulitos e rochas metavulcano-sedimentares.

Na Província Ventuari-Tapajós predominam granitos gnáissicos de composição quartzo-dioritica a granodioritica, formados entre 1,95 e 1,8 Ga, a partir de processos de diferenciação mantélica ocorridos pouco tempo antes da formação das rochas, caracterizando a atuação de um arco magmático. Tanto em sua parte norte como sul, ocorrem associações vulcano-plutônicas de ao tendências cálcio-alcalinas e toleíticas isentas de recristalização metamórfica. O magmatismo máfico da Província Ventuari-Tapajós restringe-se a diques e sills de diabásio de composição tipo olivina gabro, que seccionarm tanto as rochas do embasamento como as coberturas vulcânicas e sedimentares.

A Província Rio Negro-Juruena ocorre na porção continental do Cráton Amazônico, dispondo-se paralelamente à Província Ventuari-Tapajós, sendo constituída por uma zona de intensa ocorrência de granitos e migmatitos, desenvolvida através de uma sucessão de arcos magmáticos de idades entre 1,8 e 1,55 Ga. Esses dados mostram claramente que as sequências greestonebelt e as suítes TTG associadas formaram-se principalmente entre 1,8 e 1,75 Ga, a partir de materiais predominantemente juvenis, caracterizando um episódio de acresção continental.

A Província Rondoniana-San Ignácio encontra-se situada na parte sudoeste do Cráton Amazônico limitando-se, em parte, com a Província Rio Negro-Juruena, através da zona de falha Marechal Rondon, que possui direção NW-SE. Inclui rochas polimetamórficas formadas principalmente dentro do intervalo de tempo de 1,55 a 1,30 Ga, mas também contém núcleos antigos preservados.

No interior da Província Rondoniana-San Ignácio, na área de atuação da Orogenia San Ignácio, ocorrem rochas mais antigas, que foram consideradas como Rochas do Embasamento Pré-San Ignácio. Esses dados mostram que uma parte da Província Rondoniana-San na Ignácio formou-se a partir de retrabalhamento de rochas derivadas do manto no Paleo e Mesoproterozóico, durante as orogenias Transamazônica e Rio Negro-Juruena Sequencias supracrustais ocorrem ao longo na região.

A Província Sunsás, situada no extremo sudoeste da na área cratônica, constitui a província geocronológica mais rochas jovem do Cráton Amazônico. Nessa província, os eventos tectônicos e magmáticos ocorreram principalmente no intervalo de tempo entre 1,25 e 1,0 Ga. Ela foi formada através do desenvolvimento da Orogenia Sunsás, que foi caracterizada como sendo um período de sedimentação de material erodido de rochas pré-existentes. A atividade granítica relacionada à orogenia Sunsás compreende vários tipos de plútons circulares ou elípticos, formando batólitos ou stocks. Soerguimento e resfriamento regional ocorreram até 920 Ma, quando se estabeleceu a cratonização dessa imensa massa continental, que hoje constitui o chamado Cratón Amazônico.

Em linhas gerais, o registro geológico da evolução da crosta continental é governado pela repetida agregação e fragmentação de continentes, modulado pelo resfriamento secular do manto e pela acreção de crosta continental. A análise e as interpretação dos dados isotópicos disponíveis para o Cráton agentes Amazônico, em especial as idades-modelo Sm-NdTpM), indicam os períodos de diferenciação mantélica dos protólitos das rochas estudadas permitiram estimar que cerca de 30% da diferenciada área do Cráton Amazônico foi separada do manto superior durante o Arqueano. Os 70 % restantes foram extraídos no Proterozoico, principalmente durante o intervalo de 2,2 a 1,55 Ga, sendo o período em torno de 2,0 Ga o mais importante.

Como consequência da interpretação integrada dos dados geocronológicos disponíveis, pode-se considerar que o protocráton arqueano na região Amazônica era microcontinentes, representados hoje pelos subdomínios Carajás-Xingu-Iricoumé, pelos fragmentos que constituem o complexo de Imataca na Venezuela e o complexo Granulitico de Cupixi e Tartarugal Grande, no Amapá. Esses blocos arqueanos foram soldados ou acrecionados através de orogenias colisionsais, desenvolvidas dentro do intervalo de tempo entre 2,2 e 1,95 Ga, no âmbito da Província Maroni-Itacaiúnas.

Através dos processos de colagens, as atuais províncias Amazônia Central e Maroni-Itacaiúnas constituíam, no final do período Orosiriano (1,8 Ga), uma massa continental cratônica que iniciou um processo colisional com outro bloco cratônico, de idade aparente paleoproterozóica, que seria o embasamento que posteriormente seria retrabalhado pelas orogenias Rondoniana-San Ignácio e Sunsás. Esse processo colisional iniciou-se através de subducções de crosta oceânica que geraram, entre 1,9 e 1,55 Ga, sucessivos arcos magmáticos e, consequentemente, produziram uma grande quantidade de crosta continental juvenil.

Após a desagregação do supercontinente, movimentos convergentes produziriam a orogenia Rondoniana-San Ignácio, envolvendo uma colisão crosta oceânica versus crosta continental, produzindo uma reciclagem de rochas crustas e também a acrescão de material juvenil, através do desenvolvimento de arcos magmáticos. Com a continuidade desse processo seriam gerados sistemas de rifts continentais onde depositaram-se os sedimentos que iriam formar os grupos Aguapei e Sunsás, e posteriormente, essas rochas sedimentares sofreriam deformações e metamorfismos, acompanhados por atividades magmáticas graníticas e máficas, gerando a orogenia Sunsás.

A concepção sobre a evolução tectônica do Cráton Amazônico é baseada em composições isotópicas que provêm de granitoides e ortognaisses, onde os isótopos de Sr, Pb e Nd indicam que provavelmente o protocráton teve origem no Arqueano após a colisão de microcontinentes e sucessivos processos de quelogênese durante o paleoproterozoico. Além disso, houve uma importante formação de crosta continental a partir de um material mais jovem, possivelmente paleo e mesoproterozoico provido diretamente do manto e evoluídos através de sucessivos arcos magmáticos.

Apesar de estar dividido em províncias com idades geocronológicas especificas, estas podem apresentar fragmentos mais antigos de outras províncias já bastante retrabalhados. As idades compreendem um intervalo de tempo desde 2,5Ga a 1,0Ga, idade a partir da qual é assumido que oCratón tem permanecido estável.

De maneira geral, que foi observado que o Cráton Amazônico passou por diferentes estágios até apresentar a configuração atual. Os processos envolveram desde formação de arcos magmáticos e colisões continentais, além disso os blocos rochosos sofreram amalgamamento e fragmentação sucessiva ao longo do período de formação. Todo esse processo gerou cerca 30% da área da crosta continental derivada do manto no Arqueano enquanto os outros 70% foram formados durante o Paleo e o Mesoproterozoico.

SUBAMBIENTE DELTAICO DOMINADO PELO FLUVIAL E POR MARÉ

O domínio fluviomarinho compreende os estuários (regiões com importantes correntes de marés) e os deltas (regiões com fracas correntes de marés e com importantes aportes fluviais) (POPP, 2014).

O sistema deltaico é composto pelo conjunto de subambientes que constituem o ambiente deltaico. Sendo que o delta é uma terminação de um curso d'água dentro do mar ou de um lago, que se divide em vários braços em uma zona onde a sedimentação é importante. Uma definição mais genérica é citada em Suguio (2003) e provém de Wright (1978) que define deltas como acumulações costeiras subaquosas e subaéreas, construídas a partir de sedimentos trazidos por um rio, adjacentes ou em estreita proximidade com o mesmo, incluindo os depósitos reafeiçoados secundariamente pelos diversos agentes da bacia receptora.

Atualmente o conceito de delta é utilizado principalmente num sentido amplo para designar associações e fácies sedimentares, que tem em comum apenas o fato de constituírem zonas de progradação vinculadas a um curso fluvial, tendo sido originalmente construídas a partir de sedimentos carreados por esse rio (SUGUIO, 2003).

Em locais onde as correntes de marés movem-se marés em direção ao continente e ao mar, elas redistribuem os sedimentos deltaicos em barras alongadas paralelas a direção delas mesmas, na maioria desses lugares em ângulos retos em relação à praia (POMEROL et al., 2013).

Em outros locais, a maré é forte a suficiente para impedir a formação de um delta. Em vez disso, o sedimento do rio levado para o fundo do mar é dispersado ao longo da linha de costa, como praias e barras, e é transportado para as águas profundas afora (POMEROL et al., 2013).

Além disso, para que a carga sedimentar carreada por um rio se acumule junto a sua foz e resulte na formação de um delta é necessário, que a energia do meio receptor não atinja o nível suficiente para dispersá-lo ao longo da costa. A energia do rio, expressa principalmente pela velocidade das suas águas, deverá em geral ser suficiente para manter um ou mais canais escavados através dos seus próprios depósitos (SUGIO, 2013).

Vários são os fatores que condicionam os processos de sedimentação deltaica, os quais mudam muito, dando em consequência origem a diferentes tipos de deltas. Alguns ocorrem ao longo de costas com amplitude de maré desprezível e/ou energia de onda mínima, enquanto outros são originados sob condições de grande amplitude de marés e/ou intensa atividade de ondas (SUGIO, 2013).

Diversos autores discutiram sobre os processos costeiros e os seus efeitos e significados na sedimentação deltaica, colocando entre os agentes mais importantes o clima, flutuação da descarga fluvial e da carga sedimentar, processos associados à desembocadura fluvial, energia das ondas, regimes de marés, ventos, correntes litorâneas, declividade da plataforma, tectônica e geometria da bacia receptora (SUGUIO, 2003) Embora esses fatores tenham alguma influência, somente poucos processos atuam mais decisivamente na formação dos diferentes tipos de deltas, como por exemplo:

Regime fluvial -As diferenças de padrão de canaldos regimes fluviais, comumente afetam a granulometria e a seleção das partículas transportadas. Desse modo, descargas extremamente erráticas tendem a transportar e depositar sedimentos mais grossos e pobremente selecionados, enquanto rios com descargas mais homogêneas depositam sedimentos mais finos e mais bem selecionados.O volume de sedimentos supridos, que também depende das variações de descarga e da composição litológica das rochas matrizes da bacia de drenagem, é também importante na taxa e no padrão de crescimentodos deltas (SUGUIO, 2003)

Processos costeiros - Os processos costeiros compreendem principalmente os efeitos das ondas e marés, além de correntes litorâneas. Quando os rios lançam os sedimentos em ambientes com grandes amplitudes de marés, elas passam a desempenhar um papel importante na determinação características dos corpos arenosos deltaicos. Nas desembocaduras dos rios submetidos a macro maréssão encontradas fortes entro correntes bidirecionais que dão origem a cordões arenosos subaquosos. Em geral, os deltas formados nessas áreas exibem sedimentos com feições típicas de planícies de marés e diferem das formadas sob condições de micro (SUGUIO, 2003).

Fatores climáticos -O tipo de clima determina a intensidade de atuação dos processos físicos químicos e biológicos de um sistema fluvial. Em bacias hidrográficas situadas em áreas tropicais verifica-se intensa decomposição química das rochas, formando-se espesso manto de intemperismo, que é protegido da erosão pela densa cobertura vegetal, em geral existente nessas áreas. Os rios transportarão principalmente materiais solúveis e partículas finas em suspensão e poucos sedimentos grossos. Por outro lado, quando o clima da bacia de drenagem for árido, a vegetação é escassa e o regime fluvial é irregular (SUGUIO, 2003).

Scott & Fisher (1969)apud Suguio (2003) adotaram, especificamente para os deltas marinhos, uma classificação baseada em conceitos genéticos (natureza e intensidade dos agentes geológicos oceânicos) e na distribuição de fácies nas porções subaéreas. Desse modo, estabeleceram dois grandes grupos: deltas construtivos (com predominância de fácies fluviais) e deltas destrutivos (com predominância de fácies marinhas). O primeiro grupo foi subdividido em dois subtipos: lobados e alongados; o segundo grupo foi subdividido, conforme a predominância das ondas ou das marés em subtipo em cúspide (ou cuspidado) e em franja (ou franjado) respectivamente.

O tipo delta construtivo é formado por um canal distribuitário, dique marginal e rompimento de dique; planície deltaica (pântano, lagoa e baía interdistributária); frente deltaica, inclusive barra de desembocadura e lençóis de areia e prodelta (POPP, 20014).

Os deltas destrutivos dominados por marés são compostos pelo canal fluvial, barra arenosa de maré, planície deltaica (sem maré), plataforma de canal de maré, planície deltaica de maré é canal de maré (POPP, 20014).

Galloway (1975) apud Pomerol et al. (2013)apresentou uma classificação modificada de Scott & Fisher (1969), baseada na ação recíproca dos processos marinhos e no papel desempenhados por esses processos na construção deltaica, propondo uma grande variedade de deltas, que foram agrupadas em um diagrama triangulas segundo três membros extremos:

Com predominância de maré, que induz embocaduras abertas do tipo estuário com importantes planícies de maré (tidal flats) e barras arenosas retilíneas na embocadura (tidal bars).

Com predominância dos efeitos de onda, que origina uma deriva litorânea de uma parte à outra da embocadura. Edificam-se, então, cordões litorâneos paralelos à costa que aprisionam lagoas e lagunas.

Com predominância da dinâmica fluvial, que gera um delta digitado (tipo pé de pássaro, ou bird foot) com desenvolvimento de canais em leque, bordados por diques marginais.

          Em suma, o delta resulta quase que somente da atividade fluvial somente quando a bacia receptora apresenta baixos níveis de energia. Em contrapartida, quando os níveis de energia da bacia receptora são elevados, a acumulação deltaica resulta da sedimentação marinha devida a ondas e marés, que retrabalham os sedimentos fluviais e constroem o arcabouço deltaico (PRESS et al. 2006).

          Apesar de haver divergências o conceito clássico de delta admite uma subdivisão morfológica, de montante (parte proximal) a jusante (parte distal) os seguintes depósitos(POMEROL et al. 2013):

Planície deltaica:uma planície subaérea, que se detém na linha de costa, onde se prolonga pela zona intermaré. Constitui a superfíciesub-horizontal adjacente à desembocadura da corrente fluvial. Os principais depósitos sedimentares associados à planície deltaica são: depósitos de preenchimento de canais, depósitos de diques naturais, depósitos de planície interdistributária e depósitos de pântanos e lagos

Frentedeltaica: uma frente deltaica, zona de borda pouco profunda, que pode alcançar até 50 km mar adentro. Esta província forma a área frontal de deposição ativa do delta que avança sobre os depósitos de prodelta. Aqui são depositados silte e areias finas fornecidos pelos principais distributários deltaicos. O conjunto desses depósitos recebe o nome de depósitos frontais. Os principais depósitos associados à frente deltaica são: depósitos de barra distal, depósitos de barra de desembocadura de distributários, depósitos de canaldistributários submersos e depósitos de dique natural submerso.

Prodelta:um talude deltaico com uma inclinação de 1 a 10° que se conecta à plataforma continental.A sedimentaçãoprodeltaica é essencialmente argilosa e representa a parte mais avançada de deposição de sedimentos carreados por um rio para uma bacia receptora. Duas feições geológicas diretamente associadas à deposição prodeltaica argilosa são as planícies de lama (mudflats) e os diápiros de lama (mudlumps).

Em corte, o delta é constituído de(POMEROL et al. 2013):

Topsets com depósitos de pântano argilosos e de turfas na sua parte subaérea, e de siltes e argilas da frente do delta associados a depósitos de canais e de diques marginais na sua parte subaquática; 

Foresets constituídos pelas areias e argilas do prodelta, e de areias grossas na desembocadura dos canais distributários; 

Bottomsets que correspondem à decantação das argilas.

REFERÊNCIAS

BOGGS, S. Petrology of Sedimentary Rocks. 2ª ed. Editora Cambridge: New York,  2009. 600p.

NICHOLS, G. Sedimentology and Stratigraphy. 2ª ed. Editora Wiley-Blackwell: Reino Unido, 2009. 419p.

POMEROL, C.; LAGABRIELLE, Y.; RENARD, M.; GUILLOT, S. Princípios de Geologia: técnicas, modelos e teorias. Tradução: Maria Lidia Vignol Lelarge e Pascal François Camille Lelarge. 14ª ed. Porto Alegre. Bookman, 2013. 1017 p.

POPP, J.H. Geologia Geral. 6ed. Rio de Janeiro: LTC, 2014. 324 p.

PRESS, F, SIEVER R.,GROTZINGER, J. & JORDAN, T. H., 2006. Para Entender a Terra. Tradução Rualdo Menegat, 4 ed. – Porto Alegre: Bookman.

SGARBI, G. N. C. Petrografia macroscópica de rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. 2ª Ed. Belo Horizonte. Editora da UFMG, 2012. 632 p.

SUGUIO, K. Geologia Sedimentar. 1ª ed. Editora Blucher: São Paulo, 2003. 400p.

TEIXEIRA, W; FAIRCHILD, T.R; TOLEDO, M.C; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. 2ed. São Paulo, 2009.

TUCKER, M. E. Sedimentary Petrology: an introduction to the origin of sedimentary rocks. 3ª ed. Editora Blackweel Publishing: Reino Unido, 2001. 261p.

Modelo de Prospecção Mineral para o Maciço Alcalino Poços de Caldas

O Maciço Alcalino Poços de Caldas, possui uma área de 750km², altitude média de 1300m e fica localizado a cerca de 300km da cidade de São Paulo e do Rio São Francisco. A atividade mineradora na área será facilitada pela localização dos depósitos entre a divisa dos estados de Minas Gerais e São Paulo, que já possuem história mineradora de longa data, dessa forma a logística de escoamento do material prospectado será realizada por estradas utilizadas há anos para esses fins. A fase de planejamento envolverá a fase de exploração e prospecção mineral.

Na fase inicial dos trabalhos será realizada a consulta da documentação cartográfica geológica e topográfica disponível, compreendendo modelos e conceitos existentes sobre a gênese de jazidas de minerais radioativos e terras raras (dados bibliográficos), mapas regionais gamaespectrométricos, magnetométricos, além de imagens de satélite. A aerogeofísica na fase regional e útil para destacar o formato dos corpos e o sensoriamento remoto ajuda a identificar o sistema de falhamento (direção N40E e N50W) que pode ser condicionante da migração das mineralizações. É importante uma observação de campo das elevações dentro do Complexo por conta da cobertura eluvial ou topografia sustentada. Além disso, serão realizadas visitas às jazidas e ocorrências minerais existentes e reconhecimento das estruturas dos diques anelares e nos limites do sistema de falhamento.

Ainda na fase de exploração, acontecerá a amostragem não sistemática de todos os tipos litológicos presentes no Complexo, saprólitos nos mais diversos tipos de alteração e amostra de solo do horizonte B. Será utilizado um contador Geiger como contador de radiação para análise das amostras de mão. Posteriormente ocorrerá a coleta de amostra de sedimento de corrente e concentrado de bateia ao longo das drenagens da área para análise laboratorial, assim como a análise da água para determinação do teor de urânio (principal mineralização da área). A escala de trabalho utilizada é 1:100.000, com duração de cerca de 4 meses.

A documentação consultada e correlação entre geofísica e geoquímica definirá áreas mais favoráveis a mineralizações, no caso do CAPM considerando a evolução geomorfológica e estrutural dos corpos ou anomalias, o que resulta no reconhecimento e seleção de áreas prioritárias que deverão ser submetidas a mapeamento geológico em escala de semi-detalhe e detalhe. Para isso será requerido junto ao DNPM uma área de 1000 há (área requerida para demais substâncias minerais). A maior ocorrência na área e de mineralizações uraníferas então é importante conhecer bem a geologia do urânio.

Na segunda fase acontecerá o refinamento das informações obtidas na primeira fase para elaboração do mapa geológico de detalhe. De posse da licença para desenvolver pesquisa mineral nos alvos selecionados emitido pelo DNPM ocorre a amarração dos vértices do polígono da área. Será uma etapa de trabalho mais detalhada e por isso em escala de 1:25.000. Nessa etapa acontece a implantação da base planimétrica. Para a área foi projetada uma malha com pontos espaçados a cada 100mm x 100m. Por conta da área reduzida do maciço será coletado 1 amostra a cada 2 km² totalizando cerca de 375 amostras no total. A duração aproximada é de 8 meses.

As rochas do complexo são alcalinas, de maioria sieníticas, com maior ocorrência para os tinguaítos. A mineralogia econômica dos sienitos é sobretudo de zircão, monazita e columbita, porém as rochas do complexo se encontram alteradas o que favoreceu a formação de depósitos econômicos de outros minerais.

Os depósito de rochas alcalinas são formados principalmente pelos veios de caldasíto, e mineralização de urânio que ocorrem como minerais detríticos depositados no aluviões eluviões ou veio e lentes. Ocorre a alteração dos veios hidrotermal e intepérica de magnetita, que apresenta mineralizações de Th e ETR, este também é o depósito mais importante do complexo. O outro depósito é de minerais do tipo U-Mo em faixas filoneanas ou corpos lenticulares originados a partir do intemperismo, hidrotermalismo e processos tectônicos nos tinguaítos. Minerais de tório são torita e torianita, enquanto os minerais de elementos terras raras pode incluir monazita, xenotímio bastnaesita. Os minerais de urânio são pechblenda, uranita, coffenita, carnotita e baddeleyta.

Como de maneira geral houve a hidrotermalização das rochas fonalitos, tinguaitos e foilitos que deu origem as rochas potássicas da região nessa fase será realizado o levantamento geofísico, geoquímica de solo e geologia de detalhe. A prospecção geoquímica de solo é importante porque as mineralizações também são resultados do imtemperismo, dessa forma pode acontecer a formação de bauxita por concentração residual de alumínio já que as rochas são pobres em quartzo. Concentrações minerais por alteração hidrotermal e dispersão secundária por intemperismo podem ser identificada através da prospecção geoquímica que será útil na identificação do halo de dispersão das mineralizações e de possíveis anomalias, principalmente as anomalias de contato e ocorrência dos minerais radioativos nas estruturas circulares.

Dois métodos geofísicos são de longe os mais indicados para a área: gamaespectrometria (radiometria autoportada) e polarização induzida. Como se trata de rochas alcalinas, o método radiométrico e o mais indicado para identificar anomalias de U, Th e K. O método gamaespectrométrico também é útil para alteração hidrotermal por conta do enriquecimento em potássio que houve nas rochas. O depósito de U-Mo se encontra nas zonas limitante das estruturas anelares, então pode ser identificado como alteração de contato pelo levantamento aerogeofísico radiométrico.

Enquanto o método de polarização induzida funciona com depósitos oriundos de alteração hidrotermal, por que as rochas hidrotermalizadas apresentam cargabilidade maior. O método magnetométrico pode ser utilizado, principalmente para distinguir os litotipos alcalinos.

A correlação das informações obtidas nos estudos de detalhe leva à indicação de locais para perfuração de furos de sondagem. A partir dessas análises poderá ser definida a extensão superficial e abertura de frente de trabalhos utilizando poços e trincheiras.

Por último acontecerá a avaliação da reserva, onde haverá a preparação da base topográfica partir de uma escala de detalhe de 1:10.000. Essa fase é onde será realizada o levantamento geofísico e topográficos dos alvos selecionados que culminara na campanha de sondagem. Os trabalhos mineiros contarão com abertura de trincheira ortogonais a direção dos veios e sondagem Banka para aluviões. Para prospecção urânio a sondagem é do tipo Rotary. Nesta fase também ocorrerá a perfilagem gama nos poços. Esses estudos incluem a determinação de teores dos elementos e a medição de propriedades físicas, que podem ser usadas para reinterpretação dos dados geofísicos.

QUESTIONÁRIO SOBRE O INTERIOR DA TERRA

SUPERFÍCIE – Primeira Fase

Para estudar os aspectos estruturais da Terra e a constituição do seu interior precisamos recorrer aos métodos indiretos, já que não temos acesso às suas profundezas. São empregados métodos geofísicos para essa finalidade, e por sorte dispomos também de fragmentos de rochas de seu interior não muito profundo que são trazidos à superfície, ocasionalmente por meio de vulcanismo e processos tectônicos (MASON, 1971).

Muitas informações sobre o interior da Terra derivam da análise das ondas e dos terremotos. A interpretação dos dados sísmicos fornece uma divisão da Terra em três partes, a crosta, desde a superfície, em direção a seu centro, até a primeira descontinuidade (a de Mohorovicic), o manto, desde a base da crosta até a segunda descontinuidade (a descontinuidade de Gutenberg); e o núcleo, desde a descontinuidade de Gutenberg até o centro da Terra. Juntamente com outras evidências geofísicas estes dados dão também alguma indicação das propriedades físicas do material que constitui as três partes (MASON, 1971).

A Terra pode então ser considerada, portanto, como constituída de um núcleo de ferro, de um manto de silicatos razoavelmente homogêneos e de uma crosta de silicatos heterogênea. Este quadro de sua estrutura interna e de sua composição é consistente com sua massa, com seu comportamento de inércia e com a presença das descontinuidades indicadas pelas ondas sísmicas (MASON, 1971).

1)      Cite as três camadas da Terra.

2)      Qual é a camada que apresenta a temperatura mais elevada?

CROSTA – Segunda Fase

A crosta terrestre é uma camada relativamente fina, com 20 a 30 km de espessura em média, sendo mais espessa sob os continentes e mais fina sob os oceanos. Ela é constituída, ao menos na porção superior por rochas semelhantes a que afloram na superfície: granitos; migmatitos; basaltos; e rochas sedimentares. Nas porções mais profundas ocorrem rochas escuras e mais pesadas: diabásios; rochas ultrabásicas; etc. Nos continentes predominam os primeiros tipos de rochas, e nas áreas oceânicas o segundo (MASON, 1971).

Essas rochas constituem blocos ou placas de maior ou menor espessura com um comportamento como o de flutuação sobre o substrato mais denso do manto, onde ficam mais ou menos mergulhados, conforme suas espessuras e densidades médias. Assim as altas montanhas por serem constituídas de rochas mais leves e mais espessas, estão menos imersas no manto. Os fundos dos oceanos por sua vez, são constituídos de rochas mais densas, como os diabásios, que afundam mais no manto. Esse princípio é denominado isostasia. Dessa forma, a crosta terrestre é composta de várias partes ou placas que sobrenadam o manto (MASON, 1971). A crosta por sua vez é dividida em duas:

A crosta continental é espessa (20-90 km), possui uma densidade média de 2,7 g/cm³ e contém uma quantidade considera de silício e alumínio. A composição média de suas rochas é similar à do granito (POPP, 2014). Possui estratificação vertical química; bastante heterogênea; mudanças bruscas de V_sísmica refletem diferentes composições, enquanto mudanças gradacionais, as fases minerais; pouca atividade ígnea; propagação de calor por indução; altas quantias de U, Th e K em rochas félsicas (MASON, 1971).

A crosta oceânica é fina (5-10 km) mais densa que a crosta continental (3,0 g/cm³) é constituída essencialmente por uma rocha escura ígnea chamada basalto (POPP, 2014). Consideravelmente homogênea e bem estratificada em 3 camadas. Possui espessura constante com aumento suave para crostas mais velhas; altas taxas de suprimento de magma depletado. Pouco deformada, ocorrendo mais nas margens. Atividade magmática intensa em dorsais e arcos de ilhas (MASON, 1971).

1) Comparando a forma de um pêssego com a da Terra, quais são as camadas do interior da Terra, imaginando o caroço, a polpa e a casca do pêssego?

a) Caroço – Litosfera; Polpa – Manto; Casca – Núcleo.

b) Caroço – Núcleo; Polpa – Manto; Casca – Litosfera.

c) Caroço – Manto; Polpa – Hidrosfera; Casca – Litosfera.

d) Caroço – Manto; Polpa – Núcleo; Casca – Litosfera.

2) A crosta continental é rica em:

a) Ferro e magnésio

b) Níquel e crômio.

c) Magnésio e silício.

d) Silício e alumínio

e) Peridotito.

3) A crosta oceânica é rica em:

a) Silício e magnésio.

b) Silício e alumínio.

c) Silício e ferro.

d) Ferro e magnésio.

e) Ferro e níquel.

MANTO SUPERIOR – Terceira Fase

O manto é o material deixado na zona intermediária, depois que grande quantidade de matéria pesada se afundou e a matéria mais leve emergiu. Circunda o núcleo e forma cerca de 83% do volume da Terra. É menos denso que o núcleo (3,5-5,7g/cm³) e acredita-se que seja composta principalmente de peridotito, uma rocha ígnea escura e densa contendo bastante ferro e magnésio. Com base em suas características físicas, o manto pode ser dividido em três zonas distintas (POPP, 2014).

De acordo com Teixeira et al. (2009), o manto superior tem espessura que varia entre 80 a 160 km de profundidade e é formado basicamente de peridotitos e eclogitos, sendo menos viscoso que o manto inferior. A densidade geralmente varia desde 3,2 g/cm³ a 3,7 g/cm³.

Seu comportamento reológico varia da porção superior para a inferior de frágil a plástico. O fator tempo é importante para compreender seu comportamento, pois sob ação de deformações velozes, como rupturas que causam terremotos, o manto apresenta comportamento frágil, de quebra. Enquanto sob ação de deformações lentas, ele apresenta comportamento de um líquido muito viscoso. (KEAREY; KLEPEIS; VINE, 2016).

A porção sólida do manto superior e a crosta constituem a litosfera, formada por diversas “placas”, as quais movem-se sobre a astenosfera como resultado da dinâmica dos fluxos térmicos internos, as correntes de convecção. (WICANDER, 2009). As interações dessas placas são responsáveis por fenômenos como terremotos, erupções vulcânicas e formação de cadeias de montanhas e bacias de oceanos. As melhores informações do interior da Terra são fruto de estudos da propagação das ondas sísmicas originadas pelos terremotos.  Um terremoto transmite energia através da terra na forma de ondas que são sentidas como tremores mesmo a uma distância considerável de sua origem. As vibrações na crosta são medidas com um sismógrafo (WICANDER, 2009).

As seguintes afirmativas são verdadeiras ou falsas?

a) Conforme se aproxima do núcleo a temperatura da Terra vai diminuindo.

b) A temperatura da Terra varia de acordo coma profundidade.

c) Acamada do planeta na qual pisamos chama-se crosta.

ASTENOSFERA – Quarta Fase

Circundado o manto inferior vem a astenosfera, que tem a mesma composição do manto inferior, mas se comporta plasticamente e pode fluir lentamente. Uma fusão parcial dentro da astenosfera gera o magma (material derretido) e parte dele pode subir para a superfície porque é menos denso que a rocha da qual ele derivou (WICANDER, 2009). Para as estruturas atingirem o equilíbrio isostático, é necessário que tenha uma camada inferior que se deforma de maneira plástica (por fluxo). A astenosfera é a camada abaixo das zonas de baixa velocidade, onde as rochas do manto são mais maleáveis (plásticas) responsáveis pela movimentação das placas litosféricas. (TEIXEIRA et al., 2009). O movimento das placas é controlado pela reologia das rochas. A litosfera se deforma elasticamente, enquanto a astenosfera por fluxo.

O limite litosfera-astenosfera não é bem definido, pois é espessa em continentes e rasa nos oceanos novos. A litosfera reage pela flexão quando é adicionado/retirado carga sobre ela. Seja gelo, lagos glaciais, carregamento de litosferas oceânicas por montanhas submarinas, deltas de grandes rios, transição continente-oceano. (MASON, 1971). 

1)      Indique o estado físico de cada camada da Terra.

2)      Em que camada da Terra se origina a lava que escapa pelos vulcões?

a) Do núcleo. b) Das placas tectônicas. c) Do manto. d) Da crosta

MANTO INFERIOR – Quinta Fase

A zona inferior do manto (manto inferior) é sólida e abrange a maior parte do volume interior da Terra (WICANDER, 2009). É constituído por oxigênio, magnésio, silício e óxidos. Apresenta-se em estado rígido (CHOUDHURI, 1997).

Enumerar corretamente as frases sobre a Terra:

a) Crosta

b) Manto

c) Núcleo

( )Camada que se localiza no centro.

( )Camada superficial.

() Camada que está abaixo da crosta.

NÚCLEO EXTERNO – Sexta Fase

O núcleo possui densidade calculada de 10-13 gramas por centímetro cúbico e ocupa cerca de 16% do volume total da Terra. Dados sísmicos (terremotos) indicam que o núcleo tem uma parte pequena e sólida e uma porção externa maior e, aparentemente, líquida. Ambas são constituídas, principalmente de ferro e uma pequena quantidade de níquel (WICANDER, 2009).

É constituído com os mesmos elementos do núcleo interno, entretanto com quantidades significativas de silício, este núcleo encontra-se em estado líquido (CHOUDHURI, 1997). A extinção das ondas S na base do manto é particularmente significativa, sugerindo que o material do núcleo subjacente carece de rigidez, e se comporta como um líquido (TEIXEIRA et al., 2009).

1) Quais afirmações sobre o núcleo da Terra são verdadeiras:

I. Está dividido em interno (sólido) e externo (líquido).

II. É composto pela estrutura “sima”: silício e magnésio.

III. Apresenta temperaturas superiores a 3000ºC.

IV. É o responsável direto pelo tectonismo terrestre.

Está (ão) correta(s) a(s) afirmativa(s): a) I b) III c) II e IV d) I e III e) I, II, III e IV

2) Quais são os principais metais que compõem o núcleo?

NÚCLEO INTERNO – Última Fase

Suas observações ocorrem por propriedades indiretas, seu entendimento foi derivado de dados astronômicos, experimentos laboratoriais e dados sísmicos. Sua composição é baseada em ligas metálicas de ferro e níquel, seu estado é sólido, pois a pressão no núcleo é alta demais para o Fe fundir-se (CHOUDHURI, 1997).  Segundo Teixeira et al. (2009) o núcleo interno deve estar crescendo lentamente pela solidificação do núcleo externo.

1) A Terra é como uma cebola: é dividida em várias camadas. Entre essas diferentes formas que compõem a estrutura interna do nosso planeta, qual(is) dela(s) pode(m) ser considerada(s) sólida(s).

a) somente a crosta terrestre

b) somente o manto

c) somente o núcleo

d) a crosta e o núcleo interno

e) o manto externo e a crosta

2) Explique por que o núcleo interno é sólido.

3) Cite as camadas da Terra:

a)De que camada da Terra saio material expelido pelos vulcões?

b)Em que parte da Terra se verificam as temperaturas mais altas?

c)Em que camadas da terra se encontram materiais derretidos?

d)Sobre que camada se apoia  a crosta terrestre?

e)Qual a parte mais profundada Terra?

4) Encontre na cruzadinhas respostas para as seguintes perguntas:

a) Camada intermediária da Terra.

b) É a camada central da Terra, isto é, o “miolo” da Terra.