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.
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.
