A MECÂNICA DOS FLUIDOS E A GEOLOGIA: possíveis aplicações

O Princípio da Isostasia e o Interior da Terra

Os conceitos introduzidos no estudo da física dos fluidos são de grande aplicabilidade nas geociências. Por exemplo, o Princípio de Arquimedes, nos das à definição da força de empuxo gerada por um corpo imerso em um fluído, e estabelece a força de empuxo de um corpo imerso em um fluído como igual ao peso do fluído deslocado. Dessa forma, se o empuxo for maior que a força peso do corpo, a tendência do corpo é de subir com aceleração. No caso de o peso ser menor que o empuxo, a tendência é de o corpo descer com aceleração. E por último, se o empuxo for igual à força peso o corpo terá a tendência de permanecer parado.

Ao contrário do que se vê em muitos filmes e da crença geral, um submarino ao tentar emergir não solta subitamente toda a água armazenada em seus tanques de lastro. Isso provocaria uma subida acelerada difícil de ser controlada. A liberação do lastro de seus tanques é feita de forma controlada, de modo a manter a força de empuxo igual à força peso, e com isto conseguir uma subida gradual, com velocidade constante.

Já com as rochas ocorre de forma diferente. Como ficam submersos em condições de temperatura e pressões muitos diferentes das que atuam na superfície, quando o peso do substrato sobre eles é liberado, acontece à exumação desse corpo rochoso e a rápida liberação de gases voláteis contidos neles, o que ocasiona o faturamento das rochas quando chega à superfície, o que aconteceria com o submarino se não houvesse o controle da liberação da água em seu lastro.

Outro exemplo pode ser a explicação da altura de um bloco de madeira que flutua na água, sendo que o mesmo também pode ser utilizado para explicar a altura que um continente flutua acima do nível do mar.

Com relação ainda ao interior da Terra, que hoje sabe não se encontra em apenas um estado da matéria, mas que se divide em camadas que de acordo com características químicas e físicas se comportam de maneiras diferentes ao longo do tempo geológico. Por exemplo, para explicar a convecção interna da Terra, é necessário entender o comportamento do manto em resposta a deformações rápidas ou lentas, ou seja, para as primeiras o manto se comporta como sólido, já ao longo do tempo geológico seu comportamento aproxima-se de um fluido newtoniano. Portanto, esse fluido newtoniano, possui variáveis como forças de flutuabilidade, resistência à viscosidade, difusão térmica e fluxo do fluido.

Pressão

A pressão é definida como a aplicação de uma força distribuída sobre uma área. A unidade de medida da pressão é newton por metro quadrado (N/m²). A pressão pode também ser exercida entre dois sólidos. No caso dos fluídos o newton por metro quadrado é também denominado pascal (Pa).

A Reologia é a disciplina que estuda o comportamento dos materiais quando submetidos a um esforço. A aplicação dos conceitos desta disciplina no estudo experimental do desenvolvimento de estruturas geológicas é o que se chama de análise dinâmica em Geologia Estrutural. O esforço ou tensão atuando em um plano é força por unidade de área. O esforço se exprime em pascal (Pa = N/m2). O comportamento reológico de uma rocha depende de suas características intrínsecas (composição química, mineralógica, modal; granulação; arranjo dos minerais, etc.) e de fatores externos (pressão, temperatura, etc.).

A Reologia tem por objetivo estabelecer leis relacionando a deformação sofrida como função do esforço aplicado. Para que haja deformação por mudança de forma é necessário que os esforços atuantes sobre um volume de rocha variem espacialmente. Caso o esforço seja igual em todas as direções pode ocorrer deformação por variação de volume, mas o strain é nulo. Chama-se de esforço diferencial a diferença entre o esforço máximo e o esforço mínimo.

No caso de rochas, a relação entre esforço diferencial e deformação é estabelecida através de ensaios mecânicos onde uma amostra tipicamente com alguns centímetros de comprimento é colocada em uma prensa mecânica e submetida a uma compressão uniaxial pela ação de um pistão. A pressão interna (chamada de pressão confinante) é controlada pela ação de uma bomba hidráulica e transmitida para a amostra através de um fluido, de tal maneira que o esforço efetivo exercido sobre o topo da amostra é a diferença entre o esforço aplicado e a pressão confinante. A maioria dos equipamentos também permite que a temperatura seja variada.

Dois outros tipos comuns de ensaios mecânicos são os de tração (ou extensão uniaxial) e de torção. Nos ensaios de tração, uma vez que a pressão confinante desejada seja atingida o pistão é soerguido, de tal forma que o esforço vertical no topo da amostra é menor que o esforço horizontal, levando a uma extensão. Tanto na compressão como na extensão uniaxial, apenas deformações relativamente modestas (<50%) são possíveis. Os ensaios de torção são equivalentes a um cisalhamento simples e permitem que valores bastante elevados de deformação sejam atingidos.

De uma maneira geral, a pressão é um fator determinante em todos os processos geológicos, e o principal deles é o de origem das rochas metamórficas, que são resultados justamente desse aumento de pressão e temperatura. Dessa forma, as rochas metamórficas são aquelas provenientes das transformações sofridas por qualquer tipo de rochas preexistentes que foram submetidas a processos termodinâmicos, (efeitos de variação de temperatura e pressão) os quais produziram novas texturas e novos minerais que geralmente se expressam orientados segundo diferentes traçados (fenômeno de metamorfismo).

É importante realçar que a simples elevação de temperatura não é um fator determinante do metamorfismo, mas é principalmente a pressão em combinação com a temperatura que mais contribui para as profundas modificações das rochas.

Diferentes tipos de pressões podem atuar sobre as rochas, produzindo diferentes resultados. A pressão pode ser orientada, com sobrecarga de rochas sobrejacentes, hidrostáticas, quando acontece em zonas profundas da crosta, onde as rochas trabalham hidrostaticamente ou pode ser resultado da pressão da água, gases, vapores (CO₂, O₂). A pressão é muito importante na geologia, pela capacidade de eliminar a porosidade dos sólidos, a partir da expulsão de voláteis.

Pressão litostática

Comportamento da pressão litostática segundo a teoria de Heim: age em todas as direções e provoca uma redução dos volumes sem deformação das rochas. Por vezes designada por pressão de confinamento. Este conceito apresenta paralelismo com o conceito equivalente de pressão hidrostática em hidrodinâmica.

Pressão atmosférica

No planeta Terra em qualquer parte de sua superfície os corpos estão envoltos em um fluído gasoso, o ar. Como todo fluído ele causa uma pressão nos corpos nele imersos.

Relação da densidade e porosidade

A Hidrostática é a parte da Física que estuda os fluídos (tanto líquidos como os gasosos) em repouso, ou seja, que não estejam em escoamento (movimento). Além do estudo dos fluídos propriamente ditos, serão estudadas as forças que esses fluídos exercem sobre corpos neles imersos, seja em imersão parcial, como no caso de objetos flutuantes, como os totalmente submersos.

Para a descrição macroscópica das rochas é necessário conhecer suas características físicas, e uma delas é o peso específico, que depende do peso específico dos seus elementos constituintes e de sua porosidade. A porosidade é a propriedade das rochas em conter espaços vazios (relação entre o volume dos vazios e o volume total da rocha) isolados e diminui a densidade real, enquanto que, se interligados, a densidade real será maior. Rochas muito porosas são de baixa densidade e a resistência à compressão, ao desgaste e ao corte cresce com a densidade. A densidade depende do tipo de rocha, como por exemplo, as rochas sedimentares possuem grande volume de vazios dando-lhes maior porosidade, quanto mais cimentadas, menor a porosidade, por conta disso, rochas ígneas extrusivas possuem maior porosidade que as intrusivas.

Outra característica das rochas relacionada à percolação de fluidos é a permeabilidade que diz respeito a maior ou menor facilidade que a rocha oferece à percolação da água. Enquanto que absorção é a propriedade na qual certa quantidade de líquido é capaz de ocupar os vazios de uma rocha, ou parte desses vazios.

Massa específica é a relação entre a massa e o volume ocupado por essa massa. A massa específica é definida para corpos homogêneos. Já para os corpos não homogêneos essa relação é denominada densidade. Um dos fatores que influenciam na densidade das rochas é o estado de alteração de seus constituintes. Outro fator são as reações químicas dos minerais densos em minerais menos densos causando aumento de volumes desses minerais.

Conhecer a densidade dos materiais é bastante útil para a mineração, por exemplo, para estimativas de teores de cobre em rochas, ou no geral para estimar o teor de certo mineral em uma rocha, e assim saber, se é viável a extração. Em muitos casos na geologia e necessário atentar-se para o peso específico dos seus elementos constituintes e de sua porosidade; principalmente quando se trata da exploração de petróleo e gás. Para existir petróleo ou gás numa área é necessário haver uma rocha porosa para armazenar esse material.

O uso de dados aerogeofísicos de alta densidade é utilizado para mapeamento geológico em terrenos altamente intemperizado, e mostra alto potencial para definição de contatos geológicos e estruturas tectônicas em terrenos arqueanos muito intemperizados. A análise de padrões morfométricos como a densidade de drenagem quando relacionados aos diversos processos superficiais, adquire grande importância como instrumento de análise da paisagem, sobretudo para a identificação de possíveis focos de susceptibilidade geomorfológica. A influência da densidade de drenagem na interpretação da evolução geomorfológica é capaz de informar se a área apresenta bastante drenagem, o que reflete o grau de permeabilidade das formações superficiais que estruturam a paisagem, e que as técnicas de análise morfométrica do relevo são de grande valia para a análise da morfogênese de uma área.

Ainda se utilizando dos métodos geofísicos é possível determinar os valores de condutividade hidráulica obtida a partir de ensaios de infiltração. Os valores de condutividade hidráulica relacionam-se com a capacidade de infiltração do solo. Durante o escoamento de um fluido observam-se um relativo movimento entre suas partículas, resultando um atrito entre as mesmas. Viscosidade ou Atrito Interno é a propriedade que determina o grau de resistência do fluido à força cisalhante, ou seja, resistir à deformação. A viscosidade é uma das variáveis que caracteriza reologicamente uma substância. Num sentido amplo, entende-se por propriedade reológica aquela que especifica a deformação ou a taxa de deformação que uma substância apresenta quando sujeita a uma tensão. Dependendo do comportamento reológico da substância pode-se classificá-la em puramente viscosa ou elástica. Esta classificação baseia-se em modelos lineares que relacionam a deformação à tensão aplicada no material. Viscosímetros são instrumentos utilizados para medir a viscosidade.

Isostasia e alteração no relevo

Isostasia, ou movimento isostático, é o termo utilizado em Geologia para se referir ao estado de equilíbrio gravitacional, e as suas alterações, entre a litosfera e a astenosfera da Terra. Esse processo resulta da flutuação das placas tectônicas sobre o material mais denso da astenosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíbrio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimentos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, uma subida, quando o peso diminui.

Causas e consequências

A isostasia pode ser encarada como o simples reequilíbrio no deslocamento do volume de um fluido (neste caso a astenosfera) pela flutuação de um sólido (neste caso a litosfera) num processo em tudo semelhante ao observado por Arquimedes. Quanto mais pesada à camada litosférica, maior volume de material astenosférico deve ser deslocado para que o equilíbrio se mantenha. Uma imagem sugestiva deste processo é o iceberg: quanto maior altura tiver acima da água, mais profunda estará a sua base.

Na realidade, as grandes extensões (placas com milhares de quilômetros de comprimento) e a elevada viscosidade dos materiais envolvidos tornam estes processos extremamente lentos (o reequilíbrio pode levar milhões de anos) e sujeitos a um complexo jogo de efeitos, em muitos casos contrários, resultantes dos processos de erosão e sedimentação, da própria geodinâmica e da tectônica de placas, que empurram as placas em direções diversas, provocando a sua subida ou afundamento (tal como uma embarcação se inclina e altera o calado quando empurrada pelo vento).

Quando uma região da litosfera atinge o equilíbrio entre o peso relativo da placa litosférica e a sua espessura inserida na astenosfera, diz-se que está em equilíbrio isostático. Contudo, largas áreas continentais, como a região dos Himalaia, não estão em equilíbrio, nem parecem tender para ele, o que demonstra a existência das outras forças geodinâmicas em jogo que permitem a manutenção de uma topografia que não corresponde à que seria determinada pela isostasia.

No caso dos Himalaias, a explicação reside na impulsão causada pela placa tectônica Indiana, comprimindo o bordo da placa Eurasiática, que literalmente força a subida da região que ora se constitui com o mais alta do planeta, sem a correspondente deslocação astenosférica (pois tal como acontece numa abóbada, as forças que mantêm aquelas montanhas em posição são descarregadas lateralmente e não para baixo).

Em conclusão, a isostasia é a tradução geológica da impulsão hidrostática descrita pelo princípio de Arquimedes: para que exista equilíbrio, o aumento do peso da litosfera traduzido na existência de elevações topográficas (ou a presença de sedimentos ou massas de gelo ou água) deve traduzir-se num correspondente afundamento da placa, e vice-versa. Contudo, este processo decorre numa escala de tempo geológico e está sujeito à homeostasia resultante da complexidade do sistema geológico. Os fluxos laterais necessários para ajustar as variações decorrem muito lentamente:

A Escandinávia, por exemplo, continua a subir lentamente (cerca de 9 mm/ano) por ajustamento isostático em resultado do desaparecimento dos gelos da última glaciação, e assim continuará por muitas centenas de milhares de anos.

Os efeitos isostáticos da deposição e da erosão

Quando grandes massas de sedimento são depositadas numa região, o seu imenso peso pode causar o afundamento isostático da crusta subjacente. Um processo inverso ocorre quando a erosão leva à remoção de grandes volumes de material, correspondendo à redução da carga sobre a crusta à sua subida. Tal processo leva a que as camadas expostas nas montanhas, à medida que são erodidas, sejam substituídas por outras, que vão subindo devido ao movimento isostático, até que o equilíbrio seja atingido. Esse mecanismo permite trazer à superfície rochas que se formaram a grandes profundidades.

Para a compreensão deste processo resulta novamente expedita a analogia com o iceberg: à medida que a parte emersa vai sendo erodida pela fusão, a parte submersa vai emergindo de forma a manter constante a proporção entre a massa do gelo emerso e submerso.

A isostasia e a formação de caldeiras vulcânicas

Embora sujeito a um conjunto de efeitos específicos, ditados pela presença de magmas muito fluidos e de gases, a isostasia assume um papel de relevo na evolução das estruturas vulcânicas, em especial na formação das caldeiras. À medida que os materiais vulcânicos vão sendo depositados, construindo tipicamente uma grande estrutura cônica, o seu peso perturba ao equilíbrio isostático, o que leva ao colapso e afundamento da parte central da estrutura, formando grandes estruturas circulares de abatimento (que chegam a ter dezenas de quilômetros de diâmetro), com bordos marcados por falhas.

Efeitos isostáticos da tectônica de placas

Quando o movimento relativo das placas tectônicas as leva a colidir, tal corresponde em geral a um espessamento das placas na zona de colisão. Mesmo quando a colisão corresponde a uma zona de subducção, a borda da placa continental é engrossado e sobrecarregado com os materiais vulcânicos correspondentes à emergência de produtos de fusão à superfície (por exemplo, a cordilheira dos Andes, formada nestas condições, tem cerca de 4000 m de altitude média e chega aos 6962 m de altitude no pico do Aconcágua).

Nas circunstâncias atrás apontadas, para além da orogênese que normalmente está associada a estes eventos (a subida da superfície), há também um espessamento para baixo, por forma a compensar o aumento de peso. Mais uma vez a analogia com o iceberg se aplica.

Contudo, tal não significa que a isostasia seja o único mecanismo que equilibra as elevações formadas por colisão ente placas, pois, conforme já foi referido em relação aos Himalaia, as tensões interplacas podem manter a elevação, distribuindo lateralmente as correspondentes cargas. Daí que a aplicação do princípio da isostasia nestas ambientes tectônicos deva ser feita com grande cautela e considerar os múltiplos fatores em presença.

A glacioisostasia - os efeitos da glaciação

A formação de glaciares e de mantos de gelo é um dos fatores mais comuns, dada a inter-ocorrência dos períodos glaciares, de desencadeamento de movimentos isostáticos. A acumulação de grandes camadas de gelo sobre a superfície leva ao afundamento regional da crosta, e a sua fusão, e à re-emergência correspondente. Dada à frequência e importância destes efeitos, para descrevê-los foi cunhado o termo glacioisostasia.

Dada a diferença de densidade entre o gelo (ou a água no caso da formação de lagos ou mares interiores) e as rochas da litosfera, tem sido deduzida uma relação aproximada, e muito variável, entre o afundamento devido a espessamento rochoso (com rocha com densidade próxima de 3) e o devido a igual volume de gelo ou água (densidade próxima de 1), sendo o devido à acumulação de gelo (ou água) apenas 30% do devido a rocha.

A importância dos movimentos glacioisostáticos associados com a última glaciação na modelação da linha costeira da Europa e da América do Norte é imensa. Na costa europeia, desde os fiordes da Noruega, à existência do Mar Báltico e do Mar do Norte e à separação da Grã-Bretanha e da Irlanda do continente, tudo é resultado da glacioisostasia; a Escandinávia central continua a subir ao ritmo de 9 mm/ano. No lado americano, os Grandes Lagos, a Baía de Hudson e o extraordinário recorte da costa ártica do Canadá, são o resultado direto do afundamento e re-emergência da crosta naquela vasta região.