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.

 

MATURIDADE MINERALÓGICA E MATURIDADE TEXTURAL

O MITO DA MATURIDADE EM  SEDIMENTOLOGIA E ANÁLISE DE  PROVENIÊNCIA

Artigo publicado em 2017 pelo Journal of Sedimentary Research na seção de trabalhos sobre novas perspectivas para a sedimentologia, escrito pelo  o renomado Sedimentologo e estratigrafo  Eduardo Garzanti. Coordenador  do Laboratório de Estudos de Proveniência de Sedimentos (LEPSS). Atuando no entendimento da sedimentação do Himalaya, Asia Central, Oriente Médio e África.

INTRODUÇÃO

O exemplo dado é o conceito de maturidade em petrologia sedimentar introduzido por Plumley (1948) e Pettijohn (1949), que imaginaram que um sedimento tende deaumentar sua maturidade ao longo do tempo por desgaste físico, desgaste químico, diagênese e reciclagem, e assim atingir o estágio final de perfeição representado por esferas de quartzo de igual tamanho.

O CONCEITO DE MATURIDADE MINERALÓGICA

A maturidade é um termo amplamente usado para expressar a relação entre grãos detríticos duráveis (Hubery 1962). 

Esta seção examina e enfatiza a eficiência limitada dos processos físicos (quebra mecânica, separação hidráulica, reciclagem) na determinação de um enriquecimento progressivo em grãos relativamente duráveis ​​em relação a processos químicos pré-opcionais (desgaste químico) e especialmente pós-deposição (dissolução diagenética).

Abrasão Mecânica

O autor já inicia o texto afirmando que os sedimentos não amadurecem durante o transporte físico na agua, isso foi atestado primeiramente por Russel (1937), que afirmou através coleta de amostras que ao longo do trecho de 1740 Km do rio Mississippi para o golfo do México. Estas observações foram confirmadas experimentalmente por Kuenen (1959) durante o transporte fluvial.

Ao longo da costa hiperácida do Atlântico, no sul da África, onde o intemperismo é insignificante e a maior parte da areia é derivada da boca do rio Orange, até mesmo fragmentos de rochas basálticas e piroxênios geralmente não são rapidamente desgastados (Garzanti et al. 2014; Garzanti et al. 2015a).

O desgaste mecânico é incapaz de modificar marcadamente a composição da areia (Picard e McBride, 2007).

Classificação Hidráulica

O princípio da “equivalência hidráulica” (Rubey 1933) afirma que grãos detríticos com a mesma velocidade de assentamento são depositados juntos. 

Reciclagem

O enriquecimento em grãos mecanicamente e quimicamente duráveis (Johnsson 1993; Cox andLowe 1995).

Embora esse preconceito pareça conter pelo menos algum tipo de verdade estatística, a reciclagem é, na verdade, um processo físico (Nesbittand Young 1996).

 Areias fluviais recicladas de sucessões turbidíticas espessas dos Apeninos do Norte são nitidamente mais ricas do que seus arenitos originais em xisto, ardósia, siltito, metassiltito ou fragmentos de rocha calcária derivados dos lamas intercaladas (Cavazza et al. 1993; Di Giulio et al. 2003; Fontana e outros 2003). 

A “maturidade” composicional não aumenta no novo ciclo sedimentar.  (Cavazza et al. 1993) ou quimicamente em solos.

O autor afirma que a areia reciclada pode ser muito pobre em quartzo, conforme documentada ao longo de toda a cadeia montanhosa alpino-himalaia.

Intemperismo Químico

O intemperismo químico, insignificante em climas áridos ou frios (Nesbitt e Young 1996; Potter et al. 2001; Garzanti et al. 2003).

Sedimentos modernos gerados na África equatorial indicam que os minerais instáveis são destruídos diretamente na fonte em solos bem drenados das terras altas da fenda hiperúmido.Ao contrário do observado nos imensos sistemas fluviais da Amazônia, não se observa maturação progressiva em locais de armazenamento temporário do rio Kagera.

Diagênese

Os efeitos diagenéticos são geralmente muito mais drásticos do que os do intemperismo (Andò et al. 2012). 

Em muitos arenitos antigos, as assembleias de minerais pesados ​​representam, assim, o resíduo durável fortemente exaurido da população detrítica original, muito mais rica e variada (Garzanti e Ando 2007b). 

Levada ao extremo, a dissolução de grãos de estrutura instável pode eventualmente produzir quartzarenitos diagenéticos (McBride, 1985).

O CONCEITO ERRADO DE MATURIDADE TEXTURAL

A maturidade textural foi originalmente definida como segue (Folk 1951, p. 127): “ A passagem de um sedimento angular inicial argiloso, mal classificado para uma areia completamente maturada, arredondada e classificada é marcada por três etapas facilmente reconhecíveis, que ocorrem em ordem sequencial constante em resposta à entrada total de energia modificadora.

O que exatamente o termo energia significava foi deixado para a imaginação.

Separação eólica e o problema das grauvacas

A matriz de argila foi escolhida como um membro final da composição de arenito em muitos esquemas de classificação formal (Pettijohn 1949; Dapples et al. 1953; Gilbert 1954; Packam 1954; Bokman 1955; Crook 1960; Dott 1964). 

A crítica continuou por mais de um século (por exemplo, Folk 1954; Huckenholz 1963).

O termo foi definitivamente adotado após a definição sarcástica de Folk (1968, p. 125), que apropriadamente e conclusivamente apontou que graywacke não é nada mais que “ Uma rocha muito dura, feia, suja e escura, sobre a qual você não sabe falar muito no campo.

Classificação

De acordo com o mito, a maturidade textural aumenta “à medida que os sedimentos sofrem um maior aporte de energia mecânica através da ação abrasiva e seletiva das ondas e correntes ”(Folk 1980, p. 100). 

Com base nos autores (Komar 2007; Brush 1965; Slingerland 1984) o autor afirma que um sedimento classificado é, portanto, o produto da fixação geologicamente instantânea de uma corrente de tração no ar ou na água.

Sedimentos naturais não melhor são classificadas de 0,20-0,25 σ _φ (Folk, 1980), porque incluem uma variedade de minerais diferentes com diferentes densidades e formas, que se instalam juntos apenas se tiverem diferentes, tamanhos hidraulicamente equivalentes (Garzanti et al. 2008). Teoricamente sedimentos de foreshore ou em dunas são bem selecionados porem na natureza sempre existe uma exceção o exemplo dado pelo autor (Garzanti et al. 2011).

Arredondamento durante o transporte em agua e ar

Em seu estudo das areias do rio Mississippi Russel e Taylor (1937), constatou que os grãos detríticos não mostram evidencia de serem arredondados como resultado de atrito durante o transporte.

Twenhofel (1945) afirma que o transporte terrestre sobre a ação não é muito efetivo e não produz eficácia no arredondamento de grãos de quartzo abaixo de 0,5 mm e cada vez mais eficaz com aumento da dimensão dos grãos.

Folk (1980) fala que a mudança no arredondamento dos minerais detríticos são insignificantes mesmo depois 300-350 km de transporte na parte litorânea de alta energia ao longo do atlântico.

A abrasão eólica tem sido reconhecida como mais eficaz isso foi demostrado experimentalmente por (Mackie, 1897), onde o arredondamento mostrou-se de 100 a 1000 vezes mais eficaz sobre a mesma distancias que a ação mecânica de um rio.

Nas palavras de Folk (1951), as areias eólicas arredondam-se mais rápido do que na água porque os grãos têm uma maior densidade diferencial no ar, portanto bate mais forte, além de não serem amortecidos por um filme de agua.

Minerais detríticos observados ainda são angulares a sub-angulares após dois mil quilômetros de transporte fluvial no rio Orange e trezentos quilômetros de transporte longshore para o norte ao longo da costa da Namíbia. Bem arredondado já na borda sul do mar de areia da Namíbia, testemunhando uma taxa de desgaste muito maior associada a impactos grão-a-grão no ar. Uma diferença igualmente acentuada entre os grãos transportados na água e no ar é documentada por areias de rios angulares que alimentam as dunas de Taklamakan, na Ásia Central, contrastando com as areias arredondadas das dunas eólicas (Rittner et al. 2016).

Movimento Harmônico Simples

O movimento harmônico simples pode ser muitas vezes considerado de uma dimensão (unidimensional) uma projeção matemática do movimento circular uniforme. Se um objeto move com uma velocidade angular ω ao redor de um círculo de um raio r centralizado de uma origem de um plano de x-y, este movimento é em cada coordenada um movimento simples harmônico com uma amplitude r e uma frequência angular ω.

Quando um corpo oscila periodicamente em torno de uma posição de equilíbrio, descrevendo uma trajetória retilínea, pode-se dizer que este corpo efetua um movimento harmônico simples linear e este ocorre em razão da ação de uma força restauradora.  A força elástica é diretamente proporcional à deformação da mola [X(m)], sendo K(N/m) a constante elástica da mola, esse conceito pode ser usado no estudo da deformação das rochas sob alta pressão e temperatura. Até certa profundidade e temperatura as rochas se comportam de maneira elástica, elas sofrem a deformação, mas quando a forma aplicada é retirada elas voltam ao estado normal. Caso esse esforço seja prolongado à rocha ultrapassa o limite elástico e deforma-se. Assim, quando procuramos deformar um material elástico (um elástico comum, por exemplo), ocorrerá o seguinte: enquanto a deformação não for muito grande, a força é proporcional ao deslocamento (ou à deformação imposta), mas atua sempre no sentido contrário ao dele. É uma tendência ou reação natural, no sentido de buscar a restauração da forma original. Os corpos materiais exibem este tipo de movimento só para pequenos valores dos deslocamentos. Se aumentarmos o deslocamento do corpo, a força restauradora não tem um comportamento linear. Além de um determinado valor da elongação, ocorre a ruptura do material. De uma maneira geral materiais elásticos, quando deformados ligeiramente mediante a aplicação de trações ou compressões, executam movimentos periódicos.

Se ao invés de consideramos as rochas, levarmos em conta o caso de uma borracha temos um exemplo melhor. Quando comprimimos a borracha ela “empurra” a nossa mão. Se a esticarmos, ela “puxa a nossa mão”. O mesmo princípio funciona para molas.  Quando ela está em repouso, ela permanece em repouso. Quando a elongamos por um valor x, mediante o deslocamento da extremidade da mola, a força age procurando sempre trazer a mola para a sua posição de equilíbrio. Esse é um comportamento bastante comum de certos materiais e vale para qualquer substância elástica.

Elasticidade dos Materiais

Mediante a aplicação de forças (ou esforços) podemos alterar a forma e/ou o tamanho dos corpos materiais. Um corpo pode ser deformado de várias formas distintas: ele pode ser alongado, comprimido ou torcido. Forças de pequena intensidade induzem um comportamento dito elástico. Trata-se de uma propriedade dos corpos materiais mediante a qual eles tendem a restaurar sua forma original, uma vez removidas as forças deformantes que sobre eles atuam. Os esforços mais simples são aqueles nos quais os corpos são deformados mediante a aplicação de apenas um par de forças tendo elas sentidos opostos e aplicadas, no entanto, em pontos diferentes do corpo. Nesse caso nos referimos a trações e compressões. No caso da tração, as forças são, tipicamente, de afastamento das várias partes do corpo. Consequentemente, ele sofrerá um alongamento na direção do par de forças. No caso da compressão as forças tendem a aproximar as várias partes do corpo. Ou seja, o corpo será encurtado na direção do par de forças.

O estudo do movimento harmônico simples reveste-se de uma importância maior do que parece à primeira vista e isso por duas razões. Em primeiro lugar, porque o movimento harmônico simples é um movimento muito comum: por exemplo, colchões, gangorras, pêndulos e molas exibem tais movimentos. A segunda razão é o fato de que o estudo do movimento harmônico simples representa um dos melhores exemplos da aplicação das leis da mecânica. Nesse exemplo, coloca-se, de forma mais clara, o problema central da mecânica, que é o de determinar a posição de uma partícula, uma vez conhecidas as forças que agem sobre ela. O movimento harmônico simples é o movimento periódico mais simples entre todos. Ele é também um movimento oscilatório.

Os movimentos periódicos são todos aqueles movimentos que se repetem em intervalos de tempo iguais. Mais precisamente, poderíamos dizer que, no movimento periódico, o móvel ao ocupar, sucessivamente, a mesma posição na trajetória, apresenta sempre a mesma velocidade e aceleração e o intervalo de tempo para que ele se encontre duas vezes nessa posição, é sempre o mesmo. Exemplos de movimentos periódicos são: fases da lua, movimento circular uniforme, as estações do ano, e o mais comum entre eles é aquele associado à rotação da Terra em torno do seu eixo. O movimento da Terra é periódico, uma vez que, depois de um ano, a Terra está na mesma posição no espaço e com a mesma velocidade que ela possuía no ano anterior. Outro movimento periódico é aquele associado ao movimento da Terra em torno do Sol. Como as equações do movimento periódico são expressas a partir das funções seno e cosseno, ele também é chamado movimento harmônico.

Enquanto que os movimentos oscilatórios ou vibratórios são todos os movimentos cujo sentido é regularmente invertido (alternância de sentidos). São exemplos de movimentos oscilatórios: movimento de um diapasão, movimento de um sistema formado por uma massa e uma mola, movimento da corda de um violão, os átomos nos corpos sólidos, as vibrações moleculares ou ainda, o movimento de um pêndulo.

O Pêndulo simples

O movimento do pêndulo simples pode se constituir num exemplo de movimento harmônico simples. Ele ocorre se o movimento for restrito a pequenas oscilações, isto é, ângulos de abertura dos pêndulos muito pequenos. Esse fato foi verificado experimentalmente por Galileu. Essa propriedade é conhecida como isocronismo. O isocronismo do pêndulo foi determinante no seu uso, depois da descoberta de Galileu, na construção de relógios a pêndulo. O pêndulo simples consiste num objeto (uma pequena esfera, por exemplo) preso por um fio de massa desprezível. Numa determinada posição do pêndulo, temos duas forças atuando sobre o objeto: a tração do fio e a força peso. Quando o fio é preso por um ponto no teto, por exemplo, o corpo preso a ele se move num movimento circular (mas não uniforme). Ele ocupa, no entanto, apenas uma parte da circunferência. Em 1603, um dos amigos de Galileu, o médico Santorio Santorio, passou a usar um pendulo simples (que ele chamou de pulsilogium) para medir o pulso de seus pacientes. A aplicação mais importante do isocronismo do pêndulo, no entanto, veio em 1656, após a morte de Galileu, com a construção do primeiro relógio de pêndulo pelo físico holandês Christiaan Huygens (1629-1695).

Massa presa a uma mola

O exemplo mais simples de oscilador harmônico simples é constituído de uma massa m, que fica presa a uma mola. Para pequenos deslocamentos da mola, esse sistema exibe oscilações típicas de um oscilador harmônico simples. Como por exemplo, uma massa m, presa a uma mola de constante elástica k, experimenta uma força, quando colocada sobre uma mesa. Esse mesmo princípio é utilizado nos sistemas de amortecedores de massa em prédios para evitar que oscilem muito por causa do vento ou tremores de terra. Também é utilizado para amortecedores em automóveis.

O estudo dos movimentos harmônicos simples foi fundamental para diversas inovações tecnológicas, desde a construção de relógios de pêndulo até estudos espaciais que possibilitaram, entre outras coisas, a criação de satélites artificiais e sondas espaciais. Os movimentos oscilatórios são também representados por ondas. A ondulatória pode ser usada para compreender e ser aplicada nas transmissões via satélite,  nos Raios X, nos Lasers, no amortecedor de um carro, na construção civil, na televisão e no rádio, no celular, no computador, no estudo de terremotos e em muitos outros setores e campos. O choque entre placas tectônicas que causa terremotos pode ser analisado como sistemas que vibram. Uma pedra caindo em um lago forma ondas concêntricas que se propagam pelo lago.

Satélites artificiais

A radiação eletromagnética (REM) produzida por sistemas artificiais por radares instalados nos próprios satélites atingem a superfície terrestre na forma de ondas e interagem com os alvos, sendo refletidas de volta ao satélite. Os sensores cobrem faixas de imageamento da superfície terrestre, cuja largura depende do ângulo de visada do sensor. Estas faixas são dispostas ao longo da órbita e são varridas, pelo sensor, em linhas transversais ao sentido da órbita. Na varredura das linhas por espelho, que se baseia no princípio da técnica de imageamento de scanners multispectrais lineares a REM refletida da superfície dos objetos / alvos incide sobre um espelho móvel de face plana, montado com um ângulo de 45º sobre um eixo mecânico que imprime um movimento oscilatório ao espelho, de tal forma que a superfície do terreno é varrida em linhas perpendiculares à direção de deslocamento do satélite, permitindo o imageamento sequencial de linhas da superfície do terreno. A REM refletida no espelho é direcionada para o interior do sensor onde é processada para dar origem às imagens.

A frequência do movimento é dada em Hertz, que é um sistema onde um hertz quer dizer que este sinal se repete a cada segundo. Um sinal com 10 hertz diz que o sinal se repete dez vezes a cada segundo. As ondas eletromagnéticas têm a vantagem de não sofrerem tanta atenuação quanto às ondas mecânicas. Atenuação é o quanto à onda perde em intensidade a certa distância. Por isso que em shows a equipe técnica se utiliza daqueles autofalantes enormes e poderosos para que até os mais distantes possam ouvir os artistas. Enquanto que com um pequeno transmissor eletrônico você consegue enviar sinais a vários metros, quando não quilômetros, ou até mesmo a milhares de quilômetros. Por essa definição pode-se ver que a frequência determina o número de vezes que o movimento se repete por unidade de tempo, sendo que o tempo que o corpo gasta para voltar a percorrer os mesmos pontos da trajetória é chamado de período.

Movimento Harmônico Simples Amortecido

Em diversas situações do nosso cotidiano, os movimentos oscilatórios têm uma duração finita, eles têm um começo e um fim. Não ficam se movendo no ir e vir de modo indefinido. Isso acontece, basicamente, devido à atuação de forças dissipativas tais como as forças de atrito. A maior parte dos exemplos de movimentos harmônicos são amortecidos, a não ser que seja em uma situação ideal sem atrito.

PARTIÇÃO DA ENERGIA SÍSMICA NOS MEIOS GEOLÓGICOS

Na interface entre duas camadas rochosas existe normalmente uma variação de propagação das ondas sísmicas resultante da diferença das propriedades físicas do material que compõem essas duas camadas. Nesta interface a energia da rocha sísmica incidente é dividida numa fração transmitida e noutra refletida. As amplitudes de cada uma das ondas refletidas e transmitidas, P e S (RPP, TPP, RPS e TPS), são conhecidas como coeficientes de reflexão e coeficientes de transmissão.

O ângulo de incidência θ1 é igual ao ângulo de reflexão e o ângulo θ2 é o ângulo de transmissão da onda no meio 2. Dada que as velocidades no meio 1 e 2 são respectivamente V1 e V2 a lei de Snell mostra a relação entre as velocidades das camadas e os ângulos de refração e reflexão.

Quando uma onda P encontra uma mudança abrupta nas propriedades elásticas, como quando atinge uma interface separando dois meios diferentes, a energia é particionada, resultando em quatro ondas: ondas P e S refletidas, e P e S refratadas, cujas direções de propagação são dadas pela Lei de Snell, sen i1 sen i sen j sen j p onde: p é o parâmetro do raio; e i1 , i2 , j1 e j2 são, respectivamente, os ângulos de incidência (e de reflexão da onda P), refração da onda P, reflexão da onda S e refração da onda S. Onde o  ângulo θ2 é chamado de ângulo de refração e a equação descrita acima é chamada de lei da refração ou lei de Snell. Esse processo de partição da energia se repete a cada nova transição entre rochas, até que a energia da onda propagada se disperse e não mais retorne a superfície.

Os meios que as ondas percorrem são classificados como homogêneos ou heterogêneos e isotrópicos ou anisotrópicos. Um meio dito homogêneo tem a mesma velocidade de propagação da onda na mesma direção, entretanto no meio heterogêneo a velocidade varia na mesma direção.

Já os meios isotrópicos consideram que as propriedades físicas do meio são iguais em qualquer direção que forem medidas. Anisotropia é um termo que denota a variação das propriedades físicas dependendo da direção em que elas são medidas.

Em virtude da variedade composicional, de textura (forma de grãos e graus de seleção) , de porosidade e de fluidos nos poros, as rochas diferem quanto a seus módulos elásticos e densidades, e, portanto quanto as suas velocidades sísmicas.

Foi Knott em 1899 e, mais tarde Zoeppritz em 1919, que deduziram estas equações para a reflexão de ondas de corte e de compressão numa fronteira como uma função das densidades e das velocidades das camadas em contacto (Oladapo, 2013). O produto da densidade (ρ) com a velocidade sísmica (V) para cada camada é conhecido com impedância acústica (Z). De um modo mais simples, quanto mais consolidada for uma rocha, maior será a sua impedância acústica. Para que a energia se propague de um modo eficiente através de uma fronteira entre duas camadas, a impedância acústica deverá ser pequena (Reynolds, 1997).

FATORES QUE INFLUENCIAM NAS VELOCIDADES SÍSMICAS

Os parâmetros de Lamé e a densidade são suficientes para caracterizar as propriedades físicas dos meios homogêneos, isotrópicos e elásticos. A premissa de homogeneidade é bastante difícil de ser aplicada em ambientes sedimentares reais porque as rochas são formadas por diferentes minerais, com grãos de diferentes tamanhos, irregulares na sua geometria e distribuição, causando com isso espaços vazios de diferentes formas e conexões, que são preenchidos por fluídos diversos.

A propagação das ondas elásticas P e S neste tipo de ambiente é perturbada por todos esses fatores acima citados, o que ocasiona variações de velocidade, conforme discutido a seguir. Algumas propriedades físicas da rocha como: a litologia, o tipo fluído, a porosidade, a permeabilidade, a pressão de confinamento, a forma do poro, a temperatura, a densidade e o tipo de trapeamento são importantes para o conhecimento e aproveitamento dos reservatórios de petróleo e gás.

Litologia

O conteúdo mineralógico da rocha afeta a velocidade de uma forma direta através dos módulos de cisalhamento e bulk da matriz rochosa. É também a mineralogia que indiretamente controla a cimentação e a forma do poro. O tipo de cimento pode gerar um maior ou menor aumento na velocidade compressional. Cimentos carbonáticos e quartzosos originam velocidades mais elevadas que cimentos argiloso. Rochas carbonáticas, por serem mais solúveis, podem apresentar estruturas de poros mais complexas, o que não é bem escrito pelo modelo convencional de velocidades. A relação entre as velocidades compressionais e cisalhantes contem informações sobre a litologia e sobre as características do reservatório. Essa correlação foi apresentada por Pickett (1963) que, baseado em amostras de rochas consolidadas de diferentes litologias e porosidades, concluiu que a razão Vp/Vs para areias limpas está entre 1,6 e 1,7, para dolomitas 1,8 e calcários 1,9.

A presença de argila na rocha é, depois da porosidade, o fator que mais influencia a resposta das velocidades sísmicas. O conteúdo de argila causa uma diminuição significativa nas velocidades.

Porosidade

A porosidade secundária é a porosidade adicional resultado de ação química (diagênese), especialmente associadas a fissuras, vugs e ao processo de dolomitização. Já a porosidade efetiva é a porosidade associada a presença de fluidos livres que possam ser produzidos, excluindo-se poros não conectados ou os que contenham argilas disseminadas. Observa-se experimentalmente que para um aumento na porosidade tem-se um decréscimo na velocidade de propagação das ondas sísmicas na rocha. 

Densidade

À primeira vista a equação da velocidade da onda P sugere que a velocidade varia inversamente com o aumento da densidade da rocha. No entanto, Gardner (1974) mostrou que a velocidade cresce com o aumento da densidade para todos os tipos de rocha. Isso se deve ao fato de que o modulo total (λ + 2  µ) cresce muito mais rapidamente com a densidade do que esta isoladamente, ocasionando assim um aumento com a velocidade. Altos valores do modulo estão relacionados a rochas rígidas, densas e altamente consolidadas, possuindo grande resistência a mudanças na forma e no volume. 

Pressão

Existem dois tipos de pressão que afetam as velocidades sísmicas: a confinante, relacionada à pressão litostática e hidrostática e a pressão de resistência dos fluídos contidos nos poros das rochas. A diferença entre as duas pressões é a resultante que afeta as velocidades sísmicas. O aumento da pressão confinante faz com que os poros e fraturas se fechem e, em consequência, a rocha se torne mais densa e também aumente a sua resistência à mudança de volume, gerando assim um aumento de velocidade de propagação. Ensaio realizado por Dillon (1989) revelou um aumento das velocidades sísmicas com o aumento da pressão, sendo este aumento mais acentuado para ondas do tipo P que para as ondas do tipo S.

TIPOS DE MAGNETIZAÇÃO

MAGNETIZAÇÃO INDUZIDA

É causada pelo campo geomagnético atual que atua nos minerais ferromagnéticos. Na presença do campo magnético da Terra, acontece um ordenamento magnético nos materiais ferromagnéticos na mesma direção do campo externo (LUIZ; SILVA, 1995). Desta forma, essas rochas irão adquirir uma rede de magnetização chamada de magnetização induzida.

MAGNETIZAÇÃO REMANENTE

É adquirida pelo resfriamento e solidificação de rochas ígneas, a qual é denominada de magnetização remanente primária (MRP). Como a rocha esfria na presença do campo geomagnético, ela adquire uma magnetização que registra a direção deste campo. A magnetização remanete pode ser posterior à formação da rocha, em decorrência de processos físicos e químicos. Estas magnetizações são denominadas de magnetizações remanentes secundárias (MRS) e podem ser:

Magnetização Termo-Remanescente (TRM) – é resultado de um material que está com temperatura normalmente acima da temperatura de Curie e é resfriado na presença de um campo externo. É o mecanismo mais importante para explicar a magnetização das rochas ígneas.

Magnetização Química (ou cristalização) Remanescente (CRM) – é adquirida por minerais ferromagnéticos ou cristalizados a partir das alterações químicas, sob a existência de um campo magnético, à temperatura inferior a temperatura de Curie. De forma geral, ocorre quando um mineral sofre alteração química ou quando um novo mineral é formado autigenicamente. Podemos citar a precipitação de hematita tendo como precursor a goethita ou fluidos saturados em ferro que passam pela rocha (redbeds– sedimentos vermelhos). Os minerais magnéticos podem também se originar de modificações diagenéticas ou de oxidações por intemperismo, os quais acontecem normalmente na superfície do grão ou ao longo de fissuras ou fraturas (formação de maghemita).

Magnetização Isotérmica Remanescente (IRM) – é criada por um campo magnético externo seguido de sua subsequente remoção, à temperatura ambiente. Também pode ser causada por descargas elétricas nas rochas, dessa forma é adquirida num curto intervalo de tempo (ordem de segundos).

Magnetização Viscosa Remanescente (VRM) – é adquirida por uma rocha quando exposta a um campo magnético fraco por um longo período de tempo geológico.

Magnetização Deposicional Remanescente (DRM) – é produzida em rochas sedimentares, sendo adquirida pela deposição de partículas magnéticas minúsculas em uma direção preferencial sob ação de um campo externo, o principal mineral envolvido é a magnetita. A deposição tem que ser lenta de modo que as partículas magnéticas sejam depositadas e alinhadas com o campo magnético externo.

Magnetização piezoremanente (PRM) - geralmente adicional, é adquirida quando se aplica ou retira tensões mecânicas sob a ação de um campo ambiente a temperatura constante.

Em síntese, cada rocha contém, normalmente, uma quantidade pequena de minerais magnéticos. Estes grãos podem ser magnetizados permanentemente durante a formação da rocha ou por algum processo posterior. Portanto, a magnetização remanente (MR) está relacionada ao campo geomagnético do passado geológico. Por outro lado, uma magnetização induzida (MI) é adquirida pela influência do campo geomagnético atual em decorrência do tempo (t).

TIPOS DE MAGNETIZAÇÃO EM MINERAIS

O diamagnetismo é um magnetismo fraco no qual a magnetização induzida pelo campo R é oposta à direção desse campo. O diamagnetismo é um fenômeno comum a todas as substâncias, embora não possa ser normalmente observado devido a outras formas de magnetismo mais intensas que a ele se sobrepõem. As diamagnéticas quando são expostas a um campo magnético, devido ao baixo valor de susceptibilidade magnética dessas substâncias, adquire uma magnetização de intensidade bastante fraca e de sentido contrário ao do campo, caracterizando a susceptibilidade um sinal negativo, e sendo assim, repelidas pelo magnetismo.

Como exemplo de minerais e rochas diamagnéticas tem-se a grafita, quartzo, feldspatos, anidrita e mármore (LUIZ; SILVA, 1995), além de substâncias como o zinco, bismuto, cloreto de sódio, ouro e o mercúrio.

No paramagnetismo a susceptibilidade é positiva, mas fraca. Devido à agitação térmica, o alinhamento dos momentos magnéticos é função da temperatura, razão porque o paramagnetismo depende (inversamente) da temperatura a que a substância se encontra. Os minerais paramagnéticos também têm sua magnetização fraca, por causa de sua baixa susceptibilidade, mas tem o sentido igual ao do campo, produzindo uma pequena atração caracterizada com o sinal positivo, e dessa forma, sendo atraídos pelo magnetismo. O paramagnetismo é basicamente função do conteúdo de ferro e manganês e da temperatura (quanto menor a temperatura, maior é o paramagnetismo).

Como exemplo de rochas e minerais paramagnéticos têm-se o gnaisse, dolomita, sienito, olivina, piroxênio, biotita, pirita (LUIZ; SILVA, 1995). Além das substâncias madeira, alumínio, platina, oxigênio e sulfato de cobre. Tanto as diamagnéticas quanto às paramagnéticas apresentam susceptibilidade constante.

No caso do ferromagnetismo, que apresentam magnetização espontânea, isto é, sem a presença do campo magnético externo, isso ocorre porque elas têm susceptibilidade magnética muito elevada, mas de forma não constante dependendo da intensidade do campo externo, o que lhes confere uma magnetização extremamente forte no mesmo sentido do campo (SOUZA, 2006). A magnetização ferromagnética também decresce com o aumento da temperatura, sendo que para cada substância há uma determinada temperatura em que desaparece completamente a magnetização ferromagnética (temperatura de Curie), passando a se comportar como paramagnético.

Dentre os minerais magnéticos, os que podemos destacar são: a ilmenita, a pirrotita, a hematita e a magnetita, esta ultima com maior destaque por possui uma susceptibilidade que pode chegar a 10 vezes a dos outros minerais (LUIZ; SILVA, 1995). Segundo Nagata (1961), as substâncias ferromagnéticas podem ser subdivididas em dois tipos:

1) Ferrimagnética, onde na magnetização de alguns spins são paralelos, mas de outros são antiparalelos, abrangendo quase todos os tipos de minerais. Os materiais ferromagnéticos estão permanentemente com as suas propriedades magnéticas, qualquer que seja o campo magnético que lhes é aplicado. São exemplos de substâncias ferromagnéticas a magnetita, titanomagnetita, ilmenita e alguns óxidos de Fe e Ti.

2) Antiferrimagnetismo, a quantidade de spins paralelos e antiparalelos são iguais, cancelando o momento magnético resultante num material. É um magnetismo fraco semelhante ao paramagnetismo no sentido de exibir uma pequena susceptibilidade positiva. Nos materiais antiferromagnéticos, como é o exemplo do cromo, os dipolos magnéticos dispõem-se antiparalelamente, quando estão a baixas temperaturas.

O TEMPO GEOLÓGICO

Na idade média, o conceito de tempo geológico era visto como algo curto, porém a curiosidade humana sempre faz o homem se questionar e junto com o avanço na ciência, química e física, os naturalistas puderam ter parâmetros diferentes ao observarem alguns processos que a Terra sofria. Um deles foi James Hutton que introduziu a teoria do uniformitarismo demonstrando uma Terra dinâmica e antiga havendo assim um debate intelectual, pois uma grande parte ainda pensava que tudo originava-se de grandes catástrofes e que sua existência não poderia ser tão longa. 

Assim Abraham Werner apresentou a teoria do surgimento das rochas a partir de um oceano primitivo recebendo apoio da igreja. Porém Charles Lyell consegue demonstrar a eficácia do uniformitarismo e apesar de incorreta a teoria de Werner conseguiu influenciar a estratigrafia de Nils Stensen, a qual, estuda as camadas rochosas sedimentares para a definição da ordem original de sucessão e a ordem de deposição dos extratos. 

Nesse contexto baseando-se no uniformitarismo William Smith cria primeiro mapa geológico de acordo com a correlação de fosseis que apresentam mudanças progressivas e que representam a evolução biológica o que vem dar ênfase as observações feitas por Darwin sobre a evolução das espécies através de transformações.Para obter-se a idade da Terra surgiram argumentos como os de Kelvin sobre a idade do sol e o resfriamento da terra,o de acumulação de camadas de rochas sedimentares e Edmound Hally tentou por extrapolação a salinidade dos oceanos.Atualmente utilizam-se as datações relativas e absolutas baseando-se nas correlações entre camadas e decaimento radioativo.

Dessa forma obteve-se uma escala de tempo geológico que é aceita mundialmente segmentada em divisões com unidades crescentes de tempo, são: éon, era, período, época e idade. Éon significa um intervalo de tempo muito grande, a história da terra está dividida em quatro éons: Hadeano, Arqueano, Proterozóico e Fanerozóico. 

Com exceção do Hadeano, são divididos em Eras. Uma Era geológica é caracterizada pela distribuição dos continentes e oceanos e como os seres vivos nela se encontravam, por sua vez, são divididas em Períodos que se subdividem em Épocas que são intervalos menores dentro do período. Algumas épocas também podem ser divididas em idades.

FORMAÇÃO DOS SOLOS LATERÍTICOS

O solo, em conceito geológico, refere-se a fina camada superficial, onde há a matéria orgânica que pode suportar a vida. As camadas baixas onde o material heterogêneo, alterado e desagregado continua sobreposto ao substrato rochoso é chamado de regolito, onde pode-se incluir partículas da rocha matriz alterada ou não de argilo-minerais,de oxido de ferro bem como outros produtos do intemperismo. (Para entender a Terra 2008). O solo então é resultado do intemperismo da rocha mãe e no processo de sua formação sofre grande influência pelo clima e temperatura atuante na região, o que modifica as rochas matrizes em textura e característica.

Os solos lateríticos, com derivação do latim (later = tijolo e ito = material pétreo) são formados em regiões tropicais onde o clima é predominantemente quente e úmido, são solos superficiais ou em regiões próximas em forma de bolsões, são poucos desenvolvidos e sua localização é de incisão de relevo onde há elaboração de processos erosivos e o espessamento do manto. São formados assim através de intemperismo e lixiviação de minerais primários e menos resistentes onde ocorre um enriquecimento no solo de óxidos hidratados de ferro e/ou alumínio e a permanência da caulinita como argilo-mineral predominante e quase que exclusivamente. O feldspato e outros silicatos são completamente alterados o que confere a estes solos uma coloração típica vermelho, amarelo, marrom e alaranjado.

PRINCIPAIS TIPOS DE SOLOS DA REGIÃO NORTE DO PAÍS

No norte do país apresenta-se uma área com as características e tendência a serem mais profundos pelo seu relevo de planícies e baixos planaltos e com o clima equatorial (temperaturas altas e grande umidade), demonstrando um domínio de solos como os lateríticos com alta ação de intemperismos ácido, deixando o solo saturado por alumínio. Na região Amazônica a ação do intemperismo pela lixiviação torna os solos pobres, porém a grande concentração da vegetação faz com que a maior parte da matéria orgânica seja constantemente reposta na superfície por uma delgada camada de húmus.

ESTADO

TIPO DE SOLO

Roraima

Latossolos vermelho e amarelo, Argissolos, Gleissolos, Plintossolos, NeossolosFluvicos e Neossolosquartzarenicos sendo em geral distróficos e ácidos e algumas manchas de Chernossolos,Cambissolos e Nitossoloseutroficos.

Acre

Luvissolos,Cambissolos, e Vertissolos.Solos associados a formação devido a sedimentação das bordas da Cordilheira dos Andes. Latossolos amarelo distrófico e Espodossolos.

Amapá

Latossolos amarelos e vermelho-amarelo, Argissolos amarelos e vermelho-amarelo distrocoesos,Plintossolospetricosconcrecionarios.

Rondônia

Predominante Latossolos amarelo e vermelhos.

Tocantins

LatossolosPlintossolos e Cambissolos

Pará

Latossolos vermelhos e roxos, Gleissolos, Podzolicos ,Gleissolos, Planossolos e área de quartzo vermelho amarelo

Amazonas

Latossolos amarelos destroficos e distrocoeso,Argissolo amarelo destrófico e Plintossolos.

Segue a descrição de algum dos solos mais constantes na região norte do país:

Argissolos: material mineral com baixa atividade de argila e sofre saturação por base.

Neossolos: composto por material mineral ou orgânico.

Plantossolos: é o agrupamento de solos de expressiva plintitização.

Gleissolos: composto de material mineral permanentemente saturados por água estagnada internamente, ou por fluxo lateral do solo caracterizado pelas cores acinzentadas e azuladas devido a gleização consequência da grande umidade.