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Sumrio 1. Histria de desenvolvimento da petrologia - 1

1.1. Alvorada da petrologia - 1 1.2. Petrologia moderna - 2 1.3. Desenvolvimentos nas ltimas dcadas - 3

2. Conhecimentos fundamentais - 7 2.1. Corpo geolgico, rocha e mineral 2.2. Rochas gneas, sedimentares e metamrficas 2.3. Estrutura do Planeta Terra e gerao do magma 2.4. Manto litosfrico e astenosfrico 2.5. Fuso parcial do manto 2.6. Ascenso do magma 2.7. Placa e crosta

3. Energia interna do Planeta Terra 3.1. Conceitos clssicos 3.2. Projeto Apollo e sua influncia 3.3. Impactos de pequenos corpos celestes 3.4. Efeito estufa da atmosfera primitiva 3.5. Crateras de impacto da Terra

4. Vulcanismos extraterrestres 4.1. Vulcanismo lunar 4.2. Vulcanismos de Vnus e Marte 4.3. Vulcanismo da satlite do Jpiter, Saturno e Urano

5. Classificao petrogrfica de rochas gneas 5.1. Critrios de classificao 5.2. Critrios texturais

5.2.1. Cristalinidade 5.2.2. Granulometria 5.2.3. Homogeneidade granulomtrica 5.2.4. Granulometria e profundidade de posicionamento 5.2.5. Rochas vulcnicas, hipabissais e plutnicas 5.2.6. Granulometria e velocidade de resfriamento

5.3. Critrios composicionais 5.3.1. ndice de cor 5.3.2. Anlise modal 5.3.3 Classificao clssica com base no ndice de cor

6. Classificao de rochas gneas pela IUGS 6.1. Classificao em grupos pelo ndice de cor 6.2. Diagrama QAPF 6.3. Classificao de rochas mficas 6.4. Classificao de rochas ultramficas

7. Classificao geoqumica 7.1. Norma CIPW 7.2. Saturao lcali-slica 7.3. Saturao lcali-alumina 7.4. Conceito de rochas alcalinas

7.5. Diagrama de variao 7.6. Nomenclaturas para classificao geoqumica 7.7. Magmatismos e ambientes tectnicos

8. Sries de cristalizao fracionada 8.1. Magma primrio basltico 8.2. Composio do magma primrio 8.3. Srie Ca-alcalina e o modelo de Bowen 8.4. Sries alcalina e no alcalina 8.5. Incompatibilidades termodinmicas 8.6. Caractersticas petrogrficas de rochas alcalinas 8.7. Gnese do magma de lcali olivina basalto 8.8. Sries Ca-alcalina e toletica

Petrologia de Rochas gneas - 1 -

1. Histria de desenvolvimento da petrologia Desde a poca do Imprio Romano, a humanidade conhecia a existncia de diversos tipos de rochas, que eram utilizadas como materiais de construo. Certos nomes de rochas, como basalto e sienito, so originados daquele tempo (Figura 1.1). Entretanto, as descries cientficas e as classificaes organizadas iniciaram-se apenas no final do sculo XVIII por observaes a olho nu e a lupa. No sculo XIX, a introduo do microscpio ptico com polarizadores possibilitou a identificao exata de minerais constituintes e classificao quantitativa de rochas. Tal estudo, que constitui uma parte da petrologia, denominado petrografia.

Figura 1.1. Vistas macroscpicas das rochas conhecidas desde a poca do Imprio Romano: A) lcali sienito na extrao de pedreira para usos ornamentais, em Caldas, Minas Gerais; B) lcali olivina basalto no afloramento, em Agua Escondia, Provincia de Mendoza, Argentina. Essas fotos so obtidas em 2002. No presente livro, as fotos sem indicao da fonte so obtidas pelo prprio autor. 1.1. Alvorada da petrologia A petrografia moderna foi fundada no final do sculo XVIII por Abraham Gottlob Werner (1749-1817), que trabalhou em Bergakademie Freiberg (Academia de Minerao de Freiberg, Alemanha). Os estudos daquele tempo foram baseados apenas em observaes a olho nu e lupa, por isso as descries foram limitadas. Por exemplo, no houve como observar a composio mineralgica de rochas com granulometria fina, ou seja, rochas constitudas por minerais pequenos. Ele considerou que todas as rochas, sejam estas granito ou basalto, foram originadas de materiais depositados no oceano primitivo hipottico que cobria a Terra inteira. Naquele tempo, a origem do Planeta Terra ainda no era esclarecida como no presente. A idia dele chamada de neptunismo. Ele atribuiu vulcanismos combusto de carvo mineral em locais subterrneas profundos. A presena de oxignio e sua funo qumica ainda no eram conhecidas. Sob ponto de vista atual, esta teoria problemtica. Entretanto, as descries dele das amostras de mineral foram excelentes. Uma parte da coleo est conservada no Museu Nacional do Rio de Janeiro. Na mesma poca, apareceu um aristocrata ingls James Hutton (1726-1797) que se dedicou a cincias de vrios ramos. Ele reconheceu a existncia de calor subterrneo, e considerou este calor como causa fundamental da gerao de magmas e atividades vulcnicas. A expanso da Terra, a paradigma daquele tempo, e as atividades tectnicas eram interpretadas como conseqncia do calor subterrneo. Ele observou um afloramento de dique, ou seja, corpo intrusivo de forma tabular e, de composio grantica, considerando que este granito de origem magmtica e as rochas encaixantes foram metamorfoseadas pelo calor do magma. Quase 100 anos depois, as pesquisas dele foram publicadas na forma de um livro intitulada Theory of the Earth with proofs and illustrations (Edinburgh, Creech, 2 volumes, 1895). A idia dele, denominada plutonismo, explica que nem todas as rochas so


sedimentares, mas sim, existem rochas originadas do resfriamento e consolidao de magmas, denominadas rochas gneas. Alm disso, existem rochas transformadas na sua composio mineralgica e textura pelo calor e presso subterrneos em estado slido, chamadas de rochas metamrficas. As rochas formadas pela sedimentao so denominadas de rochas sedimentares. Aps o falecimento de Werner e Hutton, houve discusses entre os neptunistas e plutonistas, no qual, at a dcada de 1920, o plutonismo chegou a prevalecer no mundo cientfico. James Hutton, junto com Jean-Baptiste Lamarck, John Playfair e Charles Lyell, conhecido, tambm, como um fundador do uniformitarismo. O uniformitarismo um princpio importante na geologia: Tanto os fenmenos antigos quanto os atuais so controlados pelas mesmas leis fsicas e qumicas. O uniformitarismo enfrentou violentas reaes do catastrofismo, que considerava os acontecimentos antigos, sobretudo os que aparecem na Bblia, como sendo controlados pela fora incomum. Os dois grupos chocaram-se em vrios pontos, sobretudo na real existncia, ou no, do lendrio dilvio mundial. Atravs de trabalhos cientficos, os uniformitaristas comprovaram cientificamente a inexistncia do referido dilvio. At o presente, a expresso depsito diluvial est sendo utilizado na geologia, porm, com outro significado, que corresponde aos depsitos sedimentares do Quaternrio. 1.2. Petrologia moderna No mediano do sculo XIX, foram iniciadas anlises qumicas e microscpio petrogrfico que causaram revolues drsticas nos estudos de rochas e minerais. Junto com a a tcnica de lminas delgadas, o instrumento possibilitou estudos detalhados de minerais. A lmina delgada uma pelcula fina de rocha com 30 m de espessura, preparada para observao microscpica. A inveno posterior do polarizador por William Nicol em 1928 causou uma outra revoluo, aperfeioando a tcnica de identificao e classificao de minerais, ou seja, mineralogia ptica (Figura 1.2). O microscpio equipado de polarizadores e de outros instrumentos pticos acessrios chamado de microscpio petrogrfico. Com o auxlio do microscpio petrogrfico, a base fundamental da petrografia foi estabelecida at o incio do sculo XX por pesquisadores alemes e franceses: Henry Clifton Sorby (1826-1908; On the mineralogical structure of crystals, 1858), Ferdinand Zirkel (1838-1912; Lehrbuch der Petrographie, 1866), Auguste Michel-Lvy (1844-1911), Karl Heinrich Ferdinand Rosenbusch (1836-1914, Microscopische Phisiographie der massigen Gesteine, 1877), etc. Os trabalhos deles so chamados de petrografia moderna e foram escritos na forma de livros de Albert Johannsen (1871-1962, A descriptive petrography of the igneous rocks, 1931).

Figura 1.2. Instrumentos pticos: A) Microscpio petrogrfico; B) Lupa binocular. O gelogo na foto B Jos Luiz Peixoto Neves da UERJ. As fotos obtidas em 2002.


Aps o estabelecimento da petrografia descritiva, os pesquisadores se interessaram mais pela gnese das rochas, criando a petrologia. No incio do sculo XX, F.J.K. Becke desenvolveu o conceito de provncias petrogrficas atravs de trabalhos geoqumicos, e classificou faixas metamrficas por meio de condies de presso e temperatura (Ueber Mineralbestand und Struktur der Kristallinen Schifer, 1903). J.H.L. Vogt interpretou magmas como silicatos que formam um sistema euttico, e estabeleceu diagramas de fase de minerais flsicos, que so compostos principalmente de Si, Al, Na e K, com baixo teor de Fe e Mg (Die Silikatschmelzlozungen, 1903-1904). Alfred Harker relacionou tipos de rochas gneas com as condies tectnicas: Nas regies tectonicamente compressivas ocorrem magmas no alcalinos, e nas distensionais, magmas alcalinos (The natural history of igneous rocks, 1909). Nesta publicao, Harker chamou as rochas no alcalinas como tipo pacfico, e as alcalinas como tipo atlntico. Em 1907, foi fundado o Carnegiee Institute Washington, que inclui Geophysical Laboratory. Neste laboratrio foram realizados os estudos de fuso e consolidao de vrias rochas naturais e materiais artificiais em condies controladas, denominados de petrologia experimental. N.L. Bowen, que trabalhou neste laboratrio, props a teoria de fracionamento magmtico, que um modelo de evoluo qumica. Um magma primrio basltico, gerado a partir da fuso parcial do manto, fraciona-se em magmas de diversas composies qumicas atravs da cristalizao parcial do magma e afundamento dos minerais cristalizados, o fenmeno denominado cristalizao fracionada (The evolution of igneous rocks, 1925). 1.3. Desenvolvimentos nas ltimas dcadas Nas dcadas de 1950 e 1960, vrios pesquisadores de diversas nacionalidades, como H.S. Yoder, C.E. Tilley, J.F. Schairer, I. Kushiro, M.J. OHara, D.H. Green, A.E. Ringwood, etc., trabalharam no laboratrio do Carnegiee Institute Washington, onde ocorreram os estudos sobre processos de gerao dos magmas primrios e sua evoluo geoqumica, sem influncia de materiais volteis, a condio denominada estado seco. O aparelho piston-cylinder capaz de produzir presses de at 5 GPa (gigapascal), ou seja 50 kb (kilobar), que corresponde presso do manto superior. A unidade kb corresponde a 1000 atms. e, GPa aproximadamente a 10000 atms. A unidade kb tende a ser menos utilizada, sendo substituda pela metragem mundial Gpa, no sistema MKSA. Posteriormente, os efeitos dos materiais volteis contidos no manto, com ateno especial de H2O, chamaram a ateno dos experimentalistas. Foram realizados muitos experimentos com materiais volteis, a condio denominada estado mido. Os materiais volteis abaixam a temperatura de fuso e mudam a composio do magma primrio. Na dcada de 1970, o efeito do CO2 na fuso parcial chamou ateno dos experimentalistas para a gnese dos magmas primrios ultramficos e carbonatticos. As pesquisas estabeleceram uma viso geral da gnese e da evoluo dos magmas, e portanto, as idias clssicas de rochas gneas se transformaram em grande escala at o ano 1970. Na mesma poca, houve desenvolvimentos da geoqumica de istopos, juntos com as dataes geocronolgicas radiomtricas, causando um notvel avano da geocincia. A datao geocronolgica corresponde determinao da idade de rocha ou mineral por meio de estudos isotpicos. O sistema de desintegrao radioativa de Rb-Sr e a razo inicial de Sr, 87Sr/86Sr, forneceram informaes sobre o local de gerao do magma dentro do manto. Os comportamentos de istopos de oxignio e os elementos terras raras (REE), que correspondem aproximadamente aos elementos da srie lantandios, atraram o interesse dos geoqumicos sob ponto de vista da origem dos magmas primrios e das rochas me do manto que geraram os magmas. A teoria da tectnica de placas foi estabelecida naquela poca e aplicada para explicar as variedades qumicas de magmas primrios de acordo com as condies tectnicas.


Posteriormente, junto com a razo inicial de Sr, o sistema de desintegrao Sm-Nd e a razo inicial de Nd, 144Nd/143Nd, e os sistemas U-Pb e Th-Pb e as razes isotpicas de chumbo, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb e 208Pb/206Pb, foram utilizadas para discusso das caractersticas geoqumicas das rochas mes do manto. Novos aparelhos trouxeram uma grande contribuio ao desenvolvimento das cincias geolgicas (Figura 1.3).

Figura 1.3. Equipamentos modernos de anlises petrolgicas e geoqumicas: A) Fluorescncia de Raios-X, Tokyo Institute of Technology, Japo, para anlises qumicas de elementos principais e menores em rocha total; B) Difratmetro de Raios-X de quatro eixos, Hirosaki University, Japo, para anlises cristalogrficas de minerais; C) Microssonda eletrnica para anlises qumicas de elementos principais em pequena rea, Tokyo Institute of Technology, Japo; D) Diamond window cell para ensaios em condio do manto inferior e do ncleo externo, Kyoto University, Japo. As fotos obtidas em 1999. O Projeto Apollo realizou as expedies lunares com tripulao durante 1969 a 1972 e trouxe importantes amostras de rochas lunares. Logo depois, o Projeto Luna trouxe amostras de solos lunares por meio das expedies sem tripulao durante 1973 a 1974. Durante as expedies do Continente Antarctica, especialmente da equipe do Japo, foi encontrado um imenso nmero de meteoritos sobre o gelo, inclusive das rochas de origem lunar e marciana. As pesquisas das rochas extraterrestres revelaram os acontecimentos na poca da formao do Sistema Solar. Os resultados mudaram fundamentalmente o conceito geral da origem do Planeta Terra. Ao contrrio da considerao que se acreditava at a dcada de 1970, a Terra foi formada como uma bola de fogo, cuja superfcie era coberta por oceano de magma. As viagens de naves interplanetrias, Voyager I, Voyager II, Galileo, Cassini, Dawn, New Horizon, Hayabusa, etc., esto reconfirmando e detalhando a essa nova idia. Portanto, os modelos sobre os magmatismos nas eras antigas da histria do Planeta Terra esto em reavaliao. At a dcada de 1970, o magma gerado a partir da fuso parcial do manto, denominado magma primrio, era considerado como de composio basltica. Entretanto na dcada de 1970, foi proposto o modelo de gerao do magma primrio andestico sob forte


influncia de H2O. Tal magma, denominado magma primrio adaktico, gerado em 50 a 70 km de profundidade por meio da fuso da crosta ocenica presente na superfcie do slab em subduco, de composio de hornblenda eclogito, o fenmeno denominado slab-melting. Este tema um dos focos atuais da petrologia gnea, da mineralogia e da geoqumica e, portanto intensas pesquisas esto em realizao na regio sul da Patagnia, onde ocorre a subduco de cadeia meso-ocenica. A evoluo do aparelho diamond window cell possibilitou ensaios com presses extremamente altas, acima de 100 GPa, que correspondente ao ncleo externo. Na dcada de 1990, foram esclarecidos as propriedades fsico-qumicas dos minerais do manto inferior e os fenmenos que ocorrem no manto inferior e no ncleo externo. A coligao de dados isotpicos de Sr, Nd e Pb possibilitaram mais um avano nas pesquisas isotpicas e, a partir da dcada de 1990, as pesquisas do sistema Re-Os e razo isotpica de Os, 183Os/182Os, esto em desenvolvimento. Aps o ano 2000, a razo isotpica de He, 4He/3He, e o sistema 182Hf-182W est chamando ateno sob ponto de vista da origem dos magmas kimberlticos e da segregao do manto e o ncleo. Atualmente, os elementos terras raras (REE) presentes em zirco esto revelando os acontecimentos desde a formao do magma primrio at a chegada superfcie. As inovaes cientficas foram possibilitadas freqentemente por desenvolvimento de novos aparelhos de anlises de rea muito pequena, denominando-se anlises em spot (pin-point; Figura 1.3C, 1.4B).

Figura 1.4. Equipamentos avanados para anlises petrolgicas, geoqumicas e cristalogrficas no final do Sculo XX: A) SIMS, Secondary Ion Mass Spectrometer, Tokyo Institute of Technology, Japo, que realiza anlises qumicas e isotpicas de ultra-alta sensibilidade em pin-point (pequena rea); B) LA-ICP-MS, Laser Abrasion Inductive Coupled Plasma Mass Spectrometer, Tokyo Institute of Technology, para anlises qumicas e isotpicas de ultra- alta sensibilidade em pin-point; C) Laser Raman Spectrometer, que realiza anlises mineralgicas em pin-point, Tokyo Institute of Technology; D) Inteligncia e condio fsica, fatores os mais importantes. O gelogo que est no lado esquerdo desta foto Christoph David Parkinson e, no lado direito, o autor. As fotos obtidas em 1999.


Uma grande utilidade das anlises em uma pequena rea, denominada spot, a determinao qumica e isotpica de incluso de pequenos minerais e de vidro, denominada melt-inclusion. Os aparelhos utilizados so microssonda eletrnica de modelos modernos (EPMA; Figura 1.3C) para anlises qumicas em spot de dimetro inferior a 2 micrmetros, SIMS (secondary ion mass spectrometer, Figura 1.4A) para anlises qumicas e isotpicas em spot de dimetro de 15 micrmetros, LA-ICP-MS (laser ablation inductive coupled mass spectrometer, Figura 1.4B) para anlises qumicas e isotpicas em spot de dimetro de 16 micrmetros, espectrmetro de Laser Raman, para anlises mineralgicas de tamanho inferior a 3 micrmetros (Figura 1.4B), etc. Os equipamentos que apareceram desde o final do Sculo XX revolucionaram a cincia da Terra. Para que ocorra isso, os usurios, ou seja, os gelogos, precisam ter um nvel de inteligncia suficiente para aproveitar os equipamentos de forma adequada e eficiente. Alm disso, as amostragens e descries do campo tambm devem ser feitas conforme os objetivos das anlises. Sem isso, os equipamentos no produzem nenhumas novidades cientficas. Desta forma, os fatores definitivos para bons trabalhos geolgicos so inteligncia e trabalhos fsicos, tanto no campo quanto nos laboratrios (Figura. 1.4D). O livro didtico de geologia mais famoso do mundo (Holmes, 1978) indica que, primeiro, gelogos tm de ser homens de campo. Trabalhos de campo exigem muita dedicao individual, persistncia com firme determinao. Alm disso, os trabalhos de campo so pesados, cansativos e longes de serem charmosos. Entretanto, o sucesso cientfico conquistado, de fato, somente por meio do suor e lgrimas, aps dezenas e/ou centenas fracassos (Figura 1.5).

Figura 1.5. Momentos de descoberta geolgica: A) Micro-cristais de diamante em uma praia, em 2000; B) Rocha que contm coesita em uma pedreira, em 2010. O gelogo que est no lado esquerdo da foto A Christoph David Parkinson. O geofsico da Foto B e no lado direito da foto A Kenji Freire Motoki. Fotos obtidas respectivamente em 2000 e 2010.


2. Conhecimentos fundamentais Ao estudar petrologia de rochas gneas, devem-se confirmar alguns conhecimentos fundamentais da geologia geral. As informaes geolgicas divulgadas em sociedades em geral freqentemente no esto baseadas nas pesquisas cientficas, havendo muitos mitos e supersties. At mesmo no presente momento do incio do sculo XXI, as teorias j abandonadas continuam serem publicadas. As lendas urbanas prevalecem nos programas de televiso. Desta forma, os alunos leitores devem se basear nos estudos cientficos. 2.1. Corpo geolgico, rocha e mineral A superfcie da Terra coberta geralmente pelo solo. Abaixo do solo existe a parte slida composta principalmente de materiais silicticos que constitui a crosta terrestre. De acordo com o tamanho e as propriedades, essas unidades so classificadas em: 1) Corpo geolgico; 2) Rocha; 3) Mineral. Corpos geolgicos so unidades que compem diretamente a crosta terrestre, com tamanho variando de metros at dezenas de quilmetros. So estudadas por trabalhos de campo. Os estudos de corpos geolgicos so denominados geologia de campo. Rochas so materiais constituintes de corpos geolgicos de tamanho de amostras de mo, cerca de 10 cm. Rochas so estudadas em laboratrios e, os estudos especficos de rochas so chamados de petrologia. Normalmente, as rochas so compostas de vrias fases e, cada fase quimicamente homognea, denominada mineral. Os estudos de minerais so chamados de mineralogia. A descrio e a classificao das rochas so chamadas de petrografia. O tamanho dos minerais varia geralmente de micromtrico at centimtrico (Figura 2.1; Tabela 2.1). A maioria dos minerais possui estrutura cristalina ordenada e composio qumica homognea.

Figura 2.1. Ilustrao esquemtica de: A) Corpo geolgico, dique de gabro, Cabo Frio, RJ; B) Rocha, granada anfibolito, Aiuruoca, Minas Gerais; C) Mineral, bronzita, Vulco Lautaro, Patagnia Chilena. Fotos obtidas em 2001.


Tabela 2.1. Diferenciao entre corpo geolgico, rocha e mineral. Unidade Tamanho exemplar Modo geral de ocorrncia Estudo Metodologia do estudo

corpo 1 m - 10 km composto de uma ou mais rochas geologia trabalhos de campo rocha 2 cm - 20 cm composta de mais de um mineral petrologia estudo no laboratrio

mineral 1 m - 10 mm cristal, quimicamente homogneo mineralogia estudo no laboratrio Corpos gneos so as unidades geolgicas formadas por resfriamento e consolidao de magma. Um corpo gneo corresponde a um pulso de intruso magmtico ou um extravasamento de lava. Muitos corpos gneos so compostos de mais de uma rocha gnea. Portanto, a partir de uma rocha, nem sempre se pode definir o corpo geolgico. Este fato no bem conhecido at mesmo entre os gelogos profissionais do sculo XXI e, corpos e rochas tendem a serem confundidos. Sem dvida, origem e natureza de corpos gneos so intimamente relacionadas s de rochas gneas. 2.2. Rochas gneas, sedimentares e metamrficas As rochas so classificadas tradicionalmente em trs categorias por sua gnese: 1) gneas; 2) Sedimentares; 3) Metamrficas (Figura 2.2; Tabela 2.2). As rochas gneas so formadas por resfriamento de magmas. Devido a serem de origem lquida, so consideradas como rochas primrias. A energia formadora o calor interno da Terra. O resfriamento dos magmas pode ocorrer tanto na superfcie quanto no interior da Terra.

Figura 2.2. Classificao gentica das rochas em trs categorias: A) Ilustrao esquemtica de processos genticos; B) Rocha gnea, granito, Bico do Papagaio, RJ; C) Rocha sedimentar, arenito, Rincn de Salces, Neuquen, Argentina; D) Rocha metamrfica, cianita sillimanita xisto, Armao de Bzios, RJ. Fotos obtidas em 2001.


Tabela 2.2. Classificao gentica das rochas em trs categorias: gnea, sedimentar e metamrfica. Categoria Energia Local de formao Temperatura Natureza Exemplos gnea terrestre superfcie e interior 600 a 1200c primria granito, basalto sedimentar solar e qumica Superfcie ambiental secundria arenito, argilito, calcrio metamrfica terrestre Interior 300 a 700c secundria gnaisse, xisto, mrmore As rochas sedimentares so definidas como aquelas formadas por decantao e sedimentao de materiais slidos na superfcie da Terra. Existem rochas originais, que foram desagregadas, decompostas e transportadas at o local de sedimentao, chamado de bacia sedimentar. As rochas sedimentares so de origem slida e, portanto so classificadas como rochas secundrias. A energia formadora das rochas sedimentares fundamentalmente solar e qumica. O local de formao especificamente a superfcie da Terra. As rochas metamrficas so definidas como aqueles que se formam por meio da transformao em estado slido de rochas originais sob altas temperaturas e presses no interior da Terra. As rochas originais podem ser tanto gneas, sedimentares quanto metamrficas. As rochas metamrficas so de origem slida e, so classificadas como rochas secundrias. A energia formadora trmica e mecnica da parte interna da Terra. O local de formao o interior do planeta nas profundidades de crosta e manto. As gneses de rochas gneas, sedimentares e metamrficas podem ser comparadas com os processos respectivos de fabricao industrial de: 1) Vidro, que originado de lquido de alta temperatura; 2) Concreto, que composto de gros slidos de areia colados por materiais de cimento em baixa temperatura; 3) Cermica, que material calcinado em estado slido a partir de argila em um forno de alta temperatura. Na natureza, existem as rochas cuja origem no esclarecida ou difcil a ser definida. Como por exemplo, as rochas consideradas de provenincia direta do manto so enquadradas convencionalmente na categoria de rochas gneas. Porm, no h certeza de serem realmente de origem magmtica. Tufos so originados do magma e depositados na superfcie da Terra, neste sentido, podem ser enquadrados tanto na categoria de rochas gneas quanto as sedimentares. Apesar da existncia desses problemas, a classificao em trs categorias se tornou popular, sendo aceita amplamente desde o final do sculo XIX at o presente. 2.3. Estrutura do Planeta Terra e gerao do magma O termo geolgico magma corresponde ao material subterrneo de composio silictica em fuso devido alta temperatura. Mesmo sendo um lquido subterrneo, a gua de fontes trmicas no o magma por no ser silicato. Mesmo sendo lquido silictico, o vidro em fuso na caldeira de fbricas no o magma porque a energia trmica no subterrnea. Na literatura geolgica, o termo utilizado comumente para lquidos silicticos, eventualmente para os carbonticos, com incluso de volteis, em estado de gs, e cristais de estado slido. Quando o magma se resfria e se consolida, so formadas as rochas gneas. A lava o magma que extravasa na superfcie da Terra. Na dcada de 1960, houve descoberta a erupo de lavas compostas de rochas carbonticas no Vulco Oldoinyo Lengai, Tanznia. Alm disso, foram descobertos corpos intrusivos de rochas carbonticas em vrias localidades do mundo, inclusive no Brasil. Apesar de no ser de composio silictica, os comportamentos destes lquidos so os mesmos de magmas silicticos. Desta forma, essas rochas carbonticas foram includas na categoria de rochas gneas, denominadas carbonatito. Esta rocha associada freqentemente a minerais de importncia econmica, como apatita com fsforo, pirocloro com nibio e monazita com elementos terras raras, trio e urnio. O Planeta Terra possui um raio de aproximadamente 6330 km, sendo constitudo principalmente pelo ncleo com 3470 km de raio e o manto com 2850 km de espessura. Na


regio continental, a espessura da crosta varivel, desde 30 at 60 km. Nas regies ocenicas, a espessura mais homognea do que as regies continentais, sendo em torno de 6 km (Tabela 2.3). A estrutura interna do Planeta Terra determinada atravs de estudos ssmicos, ou seja, transmisso de ondas ssmicas (Figura 2.3; 2.4). Na superfcie da Terra, so encontradas as rochas constituintes da crosta, porm, essas so rochas excepcionais e, portanto no representam a composio mdia da Terra. Tabela 2.3. Materiais constituintes da crosta, manto e ncleo. O manto superior e o inferior so divididos pela composio mineralgica, e no qumica. Diviso Composio Materiais representativos Estado crosta continental flsica a intermediria granito, granodiorito, gnaisse, rochas sedimentares slido ocenica mfica rochas baslticas slido manto superior ultramfica dunito e lherzolito com olivina slido inferior ultramfica magnesio-perovskita e magnesioustita slido ncleo externo metlica ferro, nquel e outros elementos lquido interno metlica ferro puro slido

Figura 2.3. Estrutura interna do Planeta Terra com base nos estudos ssmicos. Planos de descontinuidade de Mohorovicic e de Gutenberg correspondem respectivamente ao limite entre a crosta e o manto, e o manto e o ncleo. A - crosta; B - manto litosfrico; C - manto astenosfrico; D - manto inferior; E - ncleo externo; F - ncleo interno.


Figura 2.4. Variao da velocidade das ondas ssmicas P e S em funo da profundidade, segundo Jeffreys (1936), Gutenberg (1951) e Dziewonski & Anderson (1981).

A diviso entre o ncleo, o manto e a crosta a funo de composio qumica. Mais de 90% dos materiais do ncleo so metais, sendo a liga de ferro (Fe) e nquel (Ni). A parte externa, com 2660 km de espessura est em estado lquido, denominado ncleo externo. O estado lquido do manto externo foi determinado por no transmitir a onde ssmica S. A parte interna, com 1210 km de raio, est em estado slido e chamada de ncleo interno. As pesquisas recentes de fsico-qumica indicam que o ncleo interno composto provavelmente de ferro puro. At o presente, o ser humano no possui amostra do ncleo da Terra. Entretanto, o meteorito de ferro, chamado de siderito, pode corresponde ao fragmento de um micro-planeta primitivo, denominado planetsimal, representando o material que estavam no processo de formao do ncleo (Figura 2.5).

Figura 2.5. Meteoritos de ferro: A) Meteorito Sikhote Alin que caiu em 12 de fevereiro de 1947 na regio oriental da Sibria; B) Textura Widmanstatten. As fotos so do crdito de H. Raab e Flickr e esto em disponibilidade na Wikimedia Commons. O manto ocupa cerca de 83% do volume da Terra e constitudo principalmente por silicatos slidos com muito alto teor de magnsio (Mg) e ferro (Fe) e baixo sdio (Na),


potssio (K), alumio (Al) e silcio (Si). Tais materiais so denominados rochas ultramficas (Figura 2.6). As rochas ultramficas so silicatos predominantes no Sistema Solar, inclusive a Terra. A crosta terrestre possui composio muito diferente da mdia do Planeta Terra e, portanto as rochas ultramficas so raramente encontradas na superfcie do nosso planeta. O manto superior, at 670 km de profundidade, constitudo por rochas ultramficas menos densas. O manto inferior, de 670 km at 2850 km, constitudo por rochas da mesma composio, porm mais densas. A alta densidade devida transformao de fase mineralgica devido a alta presso. As rochas do manto so encontradas como xenlitos inclusos em kimberlito e rochas alcalinas mficas.

Figura 2.6. Rochas ultramficas do manto, de cor verde amarelada, que ocorrem como xenlitos (setas) inclusos em rochas mficas alcalinas: A) Fernando de Noronha, Oceano Atlntico Equatorial; B) Cerro Redondo, Santa Cruz, Argentina. Apesar de que a crosta tem espessura muito pequena em comparao com o raio da Terra, cobre quase inteiramente a superfcie do planeta, como se fosse a pele de ma. Existem as localidades excepcionais da regio ocenica em que ocorre a exposio de rochas ultramficas do manto sem cobertura da crosta, tal como Arquiplago de So Pedro e So Paulo, Oceano Atlntico Equatorial, Estado de Pernambuco (Figura 2.7).

Figura 2.7. Exposio do manto no Arquiplago de So Pedro e So Paulo, Oceano Atlntico Equatorial: A) Afloramento do manto acima de nvel do mar nas ilhas Belmonte, Challenger e Nordeste; B) O peridotito com textura milontica parcialmente serpentinizado que exposta na Ilha Cabral. A crosta tambm composta de silicatos slidos. A crosta continental constituda por rochas com baixo teor de Mg e Fe e com alto teor de Na, K, Al e Si, denominadas rochas flsicas. Granito uma rocha gnea representativa de composio flsica. Por outro lado, a crosta ocenica composta de rochas com teor relativamente elevado de Mg e Fe, e


relativamente baixo teor de Na, K, Al e Si, denominadas rochas mficas. Basalto uma rocha gnea representativa da composio mfica. As crostas de composies flsica e mfica eram chamadas respectivamente de Sial (slica e alumnio) e Sima (slica e magnsio). At a dcada de 1950, acreditava-se que na regio continental a crosta ocenica mfica era sobreposta pela crosta continental flsica (Figura 2.8A). O plano da descontinuidade ssmica de Conrad era interpretado como o limite entre as duas camadas (e.g. Wilson, 1954). Entretanto, as pesquisas ssmicas detalhadas vm esclarecendo que no h a crosta ocenica basltica abaixo da crosta continental grantica.

Figura 2.8. Estrutura simplificada de crosta continental segundo: A) Modelo clssico, e.g. Wilson (1954), aceito at a dcada de 1950; B) Modelo atualizado, e.g. Oliver (1982), acreditado a partir de 1960. A partir da segunda metade do Sculo XX, acredita-se que a parte superior da crosta continental composta de rochas de composio flsica (granticas) e, a parte inferior, de rochas de composio intermediria (andestica ou diortica). Existe uma grande heterogeneidade na distribuio horizontal das rochas constituintes (Figura 2.8B). A variao vertical de composio gradativa, no havendo um ntido plano de descontinuidade (e.g. Oliver 1982; Kaneoka, 1998). O plano de Conrad, que se encontra em algumas regies continentais, pode corresponder camada de fuso parcial, ou seja, de anatexia (estado de fuso parcial) da crosta continental mdia, com cerca de 15 km de profundidade. Na Floresta da Tijuca, Municpio do Rio de Janeiro, encontra-se o gnaisse migmattico que possa corresponder zona de anatexia na crosta continental mdia do Cambriano. A crosta continental ocorre no somente em regies continentais como tambm em uma parte de regio martima, tais como Zelndia do Oceano Pacfico Sul, Seychelles do Oceano ndico, Elevao do Rio Grande do Oceano Atlntico Sul e Plat (de fato, elevao continental) de So Paulo na regio sudeste do Brasil. A crosta continental abaixo do nvel do mar no significa que existia um continente acima do nvel do mar e esse foi submerso por tectonismo posterior. Nessas reas, a crosta continental fina, com espessura menor do que 20 km e, portanto o topo da crosta continental no atinge o nvel do mar. De fato, o Continente Atlntida de literatura lendria, e no, um tema de cincia geolgica.


2.4. Manto litosfrico e astenosfrico Ao entrar no interior da Terra, eleva-se a temperatura. Portanto, at o final do sculo XIX, prevaleceu a seguinte idia: A partira de uma determinada profundidade as rochas no podem manter estado slido devido alta temperatura e fundem-se. Desta forma, o magma estaria abaixo de qualquer regio do mundo, formando um lenol (Figura 2.9A). Este magma, ou seja, o manto em estado lquido pressionado pela sobrecarga da crosta de estado slido. Portanto, bastaria a existncia de zonas de fraqueza na crosta, tais como falha, diaclasamento e zona de cizalhamento, o magma subiria atravs dessas, resultando em erupes vulcnicas.

Figura 2.9. Relao entre tectonismo e magmatismo segundo: A) Conceito prevalecente no sculo XIX com base na idia de lenol do magma; B) Conceito atualizado nos sculos XX e XXI com base na fuso parcial localizada e a conseqente gerao limitada do magma. A influncia da idia prevalecente do sculo retrasado muito forte enraizado profundamente na nossa subconsciente como se fosse um feitio. At no sculo XXI, essa idia encontrada nos programas de televiso, artigos de jornais, revistas populares e Internet. Existem certos gelogos se interpretaram as zonas de fraqueza como um fator fundamental para vulcanismos e plutonismos. Acredita-se que muitos os alunos leitores esto amarrados pela idia acima citada. De fato, ao entrar no interior do planta junto com a temperatura eleva-se, tambm, a presso. A presso possui o efeito contrrio da temperatura e dificulta fuso do manto. Com a exceo da parte superficial, a velocidade de ondas ssmicas no manto aumenta de acordo com a profundidade. O fato indica que quanto maior for a profundidade tanto maior ser a rigidez e quanto mais difcil ser a fuso. No estado trmico atual da Terra, o efeito de presso maior do que de temperatura. Esta observao conhecida desde a dcada de 1930.


A propagao da onda ssmica S no manto demonstra comportamentos fsicos de material em estado slido. Este fato reconhecido pelos geofsicos desde 1899. Esta observao afirma a inexistncia do lenol de magma no manto. A gerao do magma ocorre, de fato, apenas em algumas localidades limitadas do mundo com condies especiais. O efeito de presso, acima citado, no est dentro de nossas experincias dirias. Portanto, apesar de est de acordo com as observaes e lgicas racionais, difcil a ser compreendido. Desta forma, muitos dicionrios, livros, jornais e revistas de carter geral apresentam a opinio de que o manto est em estado lquido, semi-derretido ou pastoso. A confuso entre os termos manto e magma comumente encontrada. A compreenso do efeito da presso um tema de grande desafio para os alunos leitores da graduao. A rigidez do manto superior mais alta do que da crosta inferior, que comprovado pela descontinuidade de Mohorovicic. Nas regies continentais, a crosta inferior tem velocidade da onda P aproximadamente de 7 km/seg. e o manto superior, de 8 km/seg. A elevao descontnua da velocidade indica o aumento descontnuo de rigidez. De acordo com as equaes (1) e (2), o aumento de densidade no eleva a velocidade de ondas ssmicas, pelo contrrio, diminui. Este fato cientfico o contrrio da idia popular. Para justificar a descontinuidade compensando o efeito da elevao de densidade, dever haver um grande aumento de rigidez e incompressibilidade no manto em relao crosta. Onda P: Vp = SQRT((k+3/4)/) --- (1) Onda S: Vs = SQRT(/) --- (2) , rigidez; k, incompressibilidade; , densidade; SQRT, raiz quadrado. De fato, o manto est em firme estado slido com a rigidez superior a ao. Mesmo assim, durante um longo perodo, de milhes e dezenas de milhes de anos, comporta como se fosse um material viscoso permitindo a conveco trmica. Este comportamento mecnico induz, junto com a influncia da idia do Sculo XIX, a imagem popular do manto pastoso. Entretanto, o comportamento viscoso ocorre durante um longo perodo de milhes de anos, e no, um curto perodo de milhares de anos. Durante dezenas de milhes de anos, quaisquer objetos rgidos apresentam comportamento mecnico plstico. Neste perodo de tempo, o comportamento mecnico do manto comparado com doce de leite e a crosta continental, com a gua. A dificuldade da compreenso deste fato devida ao efeito do tempo e a mudana do comportamento mecnico, que no est de acordo com as experincias dirias. Este tema tambm um grande desafio para alunos leitores. O ncleo externo est em estado lquido, sendo confirmado por no se propagar a onda S. O estado lquido no devido elevao da temperatura no contato entre o manto e o ncleo, mas diferena na composio qumica. Os materiais metlicos constituintes do ncleo possuem a temperatura de fuso incomparavelmente mais baixa do que do que os silicatos ultramficos constituintes do manto. Devido baixa temperatura de fuso, o ncleo externo est em estado lquido. Este fato, tambm, pouco compreendido. Os dados ssmicos afirmam que a fuso do manto mais fcil em profundidades menores, porm a parte superficial da uma zona excepcional. At 100 a 200 km de profundidade, o manto est sob intenso efeito de resfriamento devido irradiao trmica a partir da superfcie do planeta. Portanto, a camada superficial do planta fria e no ocorre a fuso e a conseqente gerao do magma. Esta casca de resfriamento superficial da Terra de baixa temperatura, alta rigidez e alta densidade, denominada litosfera ou placa. A fuso parcial pode ocorrer, porm nem sempre, em uma faixa estreita de profundidade logo abaixo da litosfera, denominada astenosfera (Figura 2.10).


Figura 2.10. Estrutura detalhada do manto superior: A) Velocidades de ondas ssmicas, segundo Anderson & Hart (1978); B) Densidade em presso zero, segundo Mason & Moor (1982); C) Propriedades mecnicas de acordo com a tectnica de placas. As linhas inteiras e tracejadas da (A) apresentam respectivamente os exemplos da regio ocenica e continental. A rea sombreada da (C) se refere faixa de profundidade onde pode ocorrer fuso parcial quando houver condies locais favorveis. A existncia da astenosfera foi reconhecida pelos estudos ssmicos no final da dcada de 1950 na forma da zona de baixa velocidade de ondas ssmicas (LVZ). Porm, os dados de Jeffreys (1936) j tinham indicado a sua existncia (Figura 2.4). Na LVZ, de 100 a 400 km de profundidade, as velocidades de ondas ssmicas P e S so inferiores s da litosfera sobreposta. Na poca da descoberta da LVZ, era acreditado que nesta zona haveria at 3% de fuso parcial do manto ocenico (e.g. Anderson & Sammis, 1970; Anderson & Spetzler, 1970). Por outro lado, no h fuso parcial do manto na LVZ abaixo de regies continentais. Entretanto, as pesquisas posteriores afirmaram que no h fuso parcial do manto em condies normais at mesmo na LVS de regies ocenicas. A gerao do magma um fenmeno raro da Terra que ocorre apenas em localidades limitados do mundo com condies excepcionalmente favorveis, tal como presena excessiva de gua (e.g. Karato & Jung, 1998). Acredita-se que o magma gerado a partir da fuso do manto, denominado magma primrio, tem composio basltica. 2.5. Fuso parcial do manto No sculo XIX, com base na hiptese do manto em estado lquido, acreditava-se que o magmatismo poderia ocorrer em qualquer regio do mundo. O pr-requisito para o magmatismo seria existncia de uma fratura na crosta que continua at o manto. Os gelogos daquele tempo tentavam associar magmatismos regionais com falhas e zonas de cisalhamento. Entretanto, no sculo XX foi esclarecido que o manto no se funde em condies normais e, portanto no h lenol de magma em quaisquer regies do mundo. Isto , a existncia da falha profunda no um fator essencial. Para atividades magmticas, gerao do magma o fator fundamental. Sendo assim, em que condio ocorre a fuso parcial do manto ?


A Figura 2.11 apresenta variao da temperatura de fuso de rochas baslticas, ou seja, basalto e eclogito em estado seco, que corresponde condio sem H2O, e de granito em estado mido, com H2O em excesso. A presso funo a de profundidade.

Figura 2.11. Variao da temperatura de fuso de rochas baslticas em estado seco e de granito em estado mido em comparao com o gradiente geotrmico da regio ocenica e continental em funo da profundidade (Miyashiro & Kushiro, 1972). Nota-se que a rocha do manto no se funde sem H2O e, a rocha da crosta continental se funde com o auxlio de excesso de H2O. Nota-se que as curvas da fuso de rochas baslticas e do gradiente geotrmico da regio ocenica no se cruzam. Isto , o manto ocenico no se funde em estado seco. O manto abaixo do continente mais difcil a fundir do que o manto ocenico. Essas curvas se aproximam na faixa de profundidade de 60 a 150 km (rea sombreada). A fuso parcial pode ocorrer nesta faixa somente quando ocorrerem condies especiais: 1) Aquecimento local do manto por ascenso ativa de uma pluma quente em hot-spots; 2) Descompresso por ascenso passiva do manto nas cadeias meso-ocenicas; 3) Abaixamento de temperatura de fuso por atividades fsico-qumicas de materiais volteis, sobretudo de H2O, nas zonas de subduco (Tabela 2.4). Tabela 2.4. Principais condies que causam a fuso parcial do manto conforme a idia simplificada da segunda metade do Sculo XX.

Causa Fator Rochas gneas representativas Ambiente tectnico abaixamento de temperatura de fuso

desidratao dos minerais e liberao de H2O, fuso-desidratao

andesito, dacito e granito da srie Ca-alcalina, trondhjemito, tonalito, adakito, basalto toletico, lcali olivina basalto

zona de subduco: arco de ilhas, cordilheiras, hot-spot

descompresso

ascenso passiva do manto superior

basalto toletico (MORB) cadeia meso-ocenica

aquecimento local ascenso ativa de pluma quente do manto

lcali olivina basalto e basalto toletico hot-spot, rifte continental

Os estudos a partir da dcada de 1960 indicaram que a gerao do magma no manto , de fato, mais difcil do que as idias anteriores. O aquecimento local e a descompresso favorecem a gerao do magma, porm o manto parece no ser to quente quanto na idia anterior. Desta forma, presena de volteis representados por H2O, que abaixam a temperatura de fuso, chegou a ser considerado como um fator importante, principalmente nas zonas de subduco e hot-spots. Por outro lado, a crosta continental mdia, de profundidade em torno de 15 km, pode se fundir com H2O suficiente (Figura 2.11). O magma gerado atravs deste processo tem


composio grantica a granodiortica, denominado rochas granticas do tipo I. A maioria das rochas granticas de idade mais jovem do que 2700 Ma, do Proterozico e Fanerozico, so derivadas da refuso da crosta continental antiga do Arqueano, denominados tipo M, chamados tambm de TTG (trondhjemito, tonalito, granodiorito). A sigla internacional da geocronologia Ma representa idades geocronolgicas e significa milhes de anos atrs a partir do presente. Isto , a expresso 2700 Ma corresponde a 2 bilhes e 700 milhes de anos atrs contando a partir do presente. 2.6. Ascenso do magma O modelo sobre o processo de ascenso magmtica tambm no foi fcil a ser estabelecido, havendo uma transformao drstica durante a segunda metade do Sculo XX. Conforme a explicao anterior, at a primeira metade do Sculo XX, prevaleceu a idia de que o magma estaria abaixo de qualquer regio e subiria atravs de zonas de fraqueza na crosta (Figura 2.12A).

Figura 2.12. Mecanismo de intruso magmtica, segundo: A) Interpretao tradicional com base no preenchimento das fraturas preexistentes; B) Interpretao atualizada com base no diapirismo e balooning na crosta inferior dctil e fraturamento hidrulico na crosta superior rptil. Entretanto, at mesmo nas regies cuja crosta se apresenta altamente fraturada, se o magma no estivesse presente no ocorreria magmatismo. Por exemplo, as falhas transformantes e a zonas de fratura inativa no fundo do oceano so as fraturas que penetram inteiramente a crosta ocenica e chegam ao manto. Alm disso, essas penetram inteiramente o manto litosfrico e atingem o manto astenosfrico. Mesmo assim, no ocorrem magmatismo ao longo dessas fraturas. A falha transformante o contato frio de placas e, o estado de baixa temperatura do manto subjacente representado pela depresso linear. A Zona de Falhas Transformantes de So Paulo, Oceano Atlntico Equatorial, um exemplo (Figura. 2.13; Sichel et al., 2011). Sem magma no existe magmatismo, at mesmo havendo as fraturas profundas. Esta concluso lgica, bvia e simples.


Figura 2.13. Mapa de relevo da morfologia submarina da Zona de Falha Transformante de So Paulo (simplificado de Sichel et al., 2011), onde caracterizada por muito baixa gerao do magma apesar das falhas e fraturas que penetram a crosta ocenica e manto litosfrico atingindo ao manto astenosfrico. Ao contrrio, se existe o magma em quantidade suficiente no manto, magmatismo ocorre at mesmo nas reas sem zonas de fraqueza crustal. Os estudos a partir da dcada de 1950 revelaram o mecanismo de ascenso magmtica com base no modelo fraturamento hidrulico (Figura 2.12B; e.g. Hubbert & Willis, 1959; Nakamura, 1969; Phillips, 1974; Hills, 1975; Haimson, 1975; Motoki et al., 2008a; 2009). A presso do magma cria fraturas crustais em direo perpendicular ao eixo 3 para o magma se intrudir, ao invs de aproveitar as fraturas preexistentes. As fraturas pr-existentes que no so paralelas referida direo preferencial recebem esforo litosttico subterrneo no sentido de no abrir, o que dificulta a intruso magmtica ao longo dessas. Os corpos tabulares de intruso discordante muito mais freqentes do que os concordantes (Figura 2.1A). Isto , a criao de uma nova fratura em direo preferencial mais fcil do que aproveitamento de fraturas pr-existentes. Para magmatismos, zonas de fraqueza crustal no so fatores essenciais. Apesar de que a concluso acima citada foi conhecida no meado do sculo XX, at mesmo no sculo XXI a referida idia pouco compreendida. A causa do problema a forte influncia do modelo de manto em estado lquido do sculo XIX (Figura 2.9A, 2.12A). Desta forma, devemos seguir s comprovaes cientficas, praticando os estudos com sinceridade, pacincia e persistncia e, eliminando todos os mitos, supersties e preconceitos que no tm comprovaes cientficas. 2.7. Placa e crosta A compreenso da teoria da tectnica de placas um pr-requisito para os gelogos contemporneos, porm os conceitos fundamentais desta teoria ainda no esto bem entendidos. A expresso correta deste fenmeno tectnica de placas, e no, placas tectnicas. Alm disso, existe uma confuso amplamente difundida entre a placa e a crosta. Isto , a placa seria composta da crosta rgida e a astenosfera seria constituda pelo manto pastoso. Esta idia derivada do modelo pr-moderno do sculo XIX, que est sendo transmitido por programas de televiso e artigos de jornais em geral. A crosta tem composio flsica a intermediria e o manto tem composio ultramfica, sendo distinguidos pelas composies qumicas. Por outro lado, a litosfera a parte superficial do manto com comportamentos mecnicos muito mais rgidos do que a astenosfera (Figura 2.10C). A diviso entre a litosfera e astenosfera comportamentos


mecnicos. Na regio ocenica, a placa tem espessura geral de 100 km e a crosta tem 6 km. Isto , 94% da placa so constitudos pelo manto e apenas 6% pela crosta. Em uma regio continental tpica, a placa tem espessura geral de 150 a 200 km e a crosta tem 30 km ma 60 km, sendo que 85% da placa so compostas de manto e apenas 15% da crosta. Desta forma, o protagonista da placa o manto, e no, s crosta. Tectnica de placas fundamentada pelo movimento horizontal do manto, isto , o que se movimenta o manto, e no, a crosta. De fato, o movimento do manto puxa a crosta. A deriva continental (continental drift, Wegener, 1912), o espalhamento de fundo do oceano (ocean floor spreading, Diez, 1959; Hess, 1962) e a tectnica de placas (plate tectonics, Le Pichon et al., 1973) esto amplamente conhecidos em nomes, porm so pouco divulgados nos contedos. Esses so modelos de tectnica global com os princpios fsicos e cinemticos diferentes (Figura 2.14). Entretanto, as diferenas so pouco conhecidas e os modelos esto confundidos at mesmo por gelogos. Dessa forma, tanto os alunos leitores quanto o professor autor devem se dedicar nos estudos dirios com muita seriedade.

Figura 2.14. Ilustraes esquemticas para explicar diferenas no mecanismo de movimentos de continente e oceano entre os trs modelos de tectnica global: A) Tectnica de placas comparada com um biscoito recheado de creme com manteiga na superfcie, o movimento horizontal entre o manto litosfrico e manto mesosfrico atravs do manto astenosfrico; B) Espalhamento de fundo do oceano, gua na panela em conveco, a crosta ocenica arrastada pela conveco trmica do manto; C) Deriva continental, um navio flutuando na gua, a crosta continental se escorregando sobre a crosta ocenica.


3. Energia interna do Planeta Terra O magma gerado pela energia trmica do Planeta Terra. At a dcada de 1980, foi considerado que a maioria da energia interna do planeta seria originada de decaimento espontneo de istopos radioativos de longo perodo, tais como 40K, 232Th e 235U. Entretanto, a partir da dcada de 1980, houve brusca mudana, considerando que a energia potencial da poca de formao do planeta a principal fonte do calor do planeta e os elementos radioativos so secundrios. Esta mudana foi devido s pesquisas de rochas da Lua que foram trazidos pelas naves espaciais do Projeto Apollo e a conseqente reconsiderao da origem do Planeta Terra. Este fato relativamente pouco conhecido em gelogos do Brasil. 3.1. Conceitos clssicos At a primeira metade do sculo XX, era acreditada a teoria de origem da Terra em alta temperatura. Antigamente, o Sol era uma estrela solitria sem sistema planetrio. Em um tempo no passado, uma estrela aproximou-se ao Sol e a fora gravitacional desta estrela extraiu uma parte do gs presente na superfcie do Sol. O gs incandescente extrado foi resfriado no espao, e se contraiu pela prpria gravidade para formar os planetas. Isto , os planetas foram formados depois da formao do Sol, havendo a relao de pai e filhos, denominada a teoria de fisso. A Terra tambm foi formada atravs deste processo e, portanto na poca da sua formao era uma bola de fogo (Figura. 3.1A). Aps a formao, a Terra vem se resfriando at o presente.

Figura. 3.1. Trs teorias sobre a origem do sistema planetrio em torno do Sol: A) Teoria de fisso, que sugere a origem da Terra em alta temperatura; B) Teoria de acumulao e a origem da Terra em baixa temperatura; C) Teoria de planetsimal e a origem da Terra em alta temperatura. Com base nesta idia, William Thomson, um fsico ingls conhecido popularmente como Lord Kelvin (1824-1907), calculou no final do sculo XIX a idade do Planeta Terra a partir da comparao do estado trmico da Terra entre da poca da formao e do presente. Atravs da irradiao trmica a partir da superfcie do planeta, ele concluiu que a formao Terra ocorreu no mnimo 20 Ma e no mximo 400 Ma. Os resultados foram amplamente aceitos pelos fiscos ingleses daquele tempo. Entretanto, Charles Robert Darwin (1809-1882), representando a opinio dos gelogos e paleontlogos, contestou que impossvel ocorrer a evoluo das espcies to complexas durante um tempo to curto. Entretanto, a opinio de Darwin tinha um problema. Se a Terra tivesse uma idade muito maior do que o clculo de Lord Kelvin, no poderia ocorrer os magmatismos atuais devido ao resfriamento do planeta. Este paradoxo foi aparentemente solucionado por H. Becquerel em 1896, que descobriu a desintegrao espontnea de istopos radioativos. No incio do sculo XX, o


casal Curie pesquisou elementos radioativos, tais como 238U, 235U, 232Th, 40K e 87Rb. As reaes so exotrmicas e liberam energia nuclear. Esta energia se transforma em calor e aquece o planeta Terra. Apesar de que o teor destes elementos muito baixo, porm a soma da energia liberada durante o tempo geolgico muito grande. Se a Terra fosse colocada em uma garrafa trmica perfeita, o calor radiognico poderia fundir o planeta em algumas vezes. A desintegrao dos elementos radioativos ocorre em funo do tempo, funcionando como um relgio geolgico. Por meio da comparao de teores do elemento original e radiognico, chamados respectivamente de pai (father) e filha (daughter), pode-se medir a idade da rocha ou do mineral (Figura 3.2). A medida da idade chamada de datao radiomtrica. O estudo deste ramo denominado geocronologia. As tcnicas da geocronologia foram estabelecidas na Segunda metade do sculo XX. Atualmente, os mtodos 40K-40Ar, 40Ar-39Ar e 87Rb-86Sr esto sendo aplicados para datao de vrias rochas de vrias faixas de idade, principalmente as que tm biotita ou hornblenda. O mtodo 147Sm-143Nd utilizado para rochas antigas, especialmente as rochas com plagioclsio. Os mtodos 238U-206Pb e 235U-207Pb so convenientes para as amostras de zirco. O mtodo 187Re-187Os aplicado para rochas ultramficas. O mtodo 14C utilizado para os materiais orgnicos de idade muito recente. A propsito, as razes isotpicas de 87Sr/86Sr, 143Nd/144Nd, 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb e 187Os/188Os so importantes por conter a informao sobre a rocha original que gerou o magma.

Figura 3.2. Reduo exponencial de teor do istopo pai por tempo, atravs do processo de desintegrao nuclear espontnea. O tempo que reduz o teor do pai em metade denominado meia vida. A, teoria da origem da Terra em alta temperatura tinha problemas fatais. De acordo com os clculos fsicos, a massa total do gs solar extrado ao espao foi muito pequena e a fora gravitacional insuficiente para a atrao gravitacional e a conseqente acumulao. Devido alta temperatura o gs se dispersa ao espao e, portanto impossvel formar os planetas. Alm disso, a possibilidade de aproximao de uma outra estrela em uma distncia to curta ao Sol extremamente baixa. Por estas razes, aps a dcada de 1940 a referida teoria perdeu apoio dos cientistas. Ao invs da teoria acima citada, chegou a ser acreditada at a dcada de 1970, a teoria da origem da Terra em baixa temperatura, chamada tambm de acumulao. Essa idia caracterizada pela formao simultnea do Sol e dos planetas (Figura 3.1B). O espao no vcuo perfeito, mas sim, existe pequena quantidade de micro-partculas, denominadas poeira csmica ou materiais interestrelares. A poeira csmica de temperatura muito baixa, sendo prxima zero absoluta de Kelvin e, portanto se acumulou suavemente pela fora gravitacional sem problemas de disperso trmica, formando o Sol e os planetas. Esta teoria foi associada idia de aquecimento da Terra pela desintegrao dos elementos radioativos. A Terra foi formada como um planeta frio de estado slido e foi aquecido gradativamente a partir do interior do planeta pelo calor da desintegrao dos elementos radioativos. Atravs


das erupes vulcnicas causadas pelo aquecimento radioativo, os materiais volteis presos dentro do planeta foram extrados superfcie, formando gradativamente o oceano e a atmosfera. O calor radiognico era interpretado como a principal fonte da energia subterrnea, sendo a causa de magmatismos e tectonismos, inclusive a conveco trmica do manto e a conseqente tectnica de placas. 3.2. Projeto Apollo e sua influncia O apoio dos cientistas teoria de origem da Terra em baixa temperatura era muito forte, sendo tratado como se fosse um fato indubitvel. O objetivo cientfico do Projeto Apollo, que enviou homens Lua no perodo de 1969 at 1972, foi a comprovao da teoria de origem da Terra em baixa temperatura. O representante desta idia foi Harold Urey (1893-1981), um qumico de Prmio Nobel. Muitos cientistas daquele tempo consideravam que a Lua tambm foi formada como um corpo celeste frio e, desde a sua formao at o presente no havia nenhuma experincia de fuso em grande proporo, a idia chamada de origem da Lua em baixa temperatura (cold Moon theory). Portanto, no haveria gerao do magma e a conseqente formao de rochas gneas na Lua. A Lua seria constituda por materiais primitivos do Sistema Solar, sendo similares a condrito. Esses seriam preservados at o presente sem modificao. Desta forma, considerava-se que as amostras coletadas na Lua poderiam comprovar a idia de origem de baixa temperatura. Entretanto, a teoria de origem em baixa temperatura se desmoronou a partir da primeira amostra coletada na Lua, que foi basalto constituinte de lava. Sendo contrrio da estimativa prvia, a maioria das rochas coletadas foi gnea, comprovando que havia abundante magma na poca da formao da Lua. As rochas constituintes do embasamento do planalto (highland) da Lua, a parte clara vista a partir da Terra (Figura 3.3), so anortosito e troctolito (Figura. 3.4A, B). O anortosito composto de plagioclsio com quantidade modal em torno de 90% e, possui a idade radiomtrica superior a 4000 Ma. O troctolito uma rocha similar a anortosito, porm possui menos plagioclsio e mais minerais mficos. O planalto era chamado antigamente de continente. Porm, sob ponto de vista da gnese geolgica, esta expresso no est mais sendo utilizada.

Figura 3.3. Imagem da Lua do lado frontal Terra (esquerda) e o perfil esquemtico da crosta lunar (direita) com base nas pesquisas sismolgicas. A foto obtida por telescpio Schmidt-Cassegrain de Madison, Estado de Alabama, Estados Unidos da Amrica, em 22 de outubro de 2010. A imagem do crdito de Gregory H. Rever e est em disponibilidade na Wikimedia Commons.


As rochas coletadas na bacia (basin), a parte escura da Lua, so constitudas por basalto de cor preta (Figura 3.4C), tm idade mais jovem, sendo em torno de 3900 a 4000 Ma. As bacias so, na realidade, grandes crateras de impacto preenchidas por lavas de basalto. Em comparao com o anortosito e troctolito, a espessura total das lavas baslticas pequena (Figura. 3.3). O magma foi gerado atravs da fuso parcial do manto lunar pelo calor gerado por impacto de meteorito (e.g. Bell & Hawke, 1984; Snyder et al., 1992). A bacia era chamada antigamente de oceano, porm este termo no est mais sendo utilizado.

Figura 3.4. Rochas representativas da crosta lunar: A) Anortosito do planalto; B) Troctolito do planalto; C) Basalto da bacia; D) Brecha do planalto formado por impacto. As fotos so do crdito da NASA, Estados Unidos da Amrica. As amostras lunares de anortosito e troctolito contm plagioclsio altamente clcico (e.g. Wood et al., 1970), que no se encontram na Terra (e.g. Xue & Morse, 1993; 1994; Borg et al., 1999). A composio altamente clcica indica que o magma da Lua tinha a temperatura mais alta do que dos magmas atuais da Terra, sendo acima de 1450 C no mximo 1800C (e.g, Hess, 1994; Wieczorek & Zuber, 2001; Elardo et al., 2011). A temperatura mxima dos magmas baslticos da Terra cerca de 1250 C. O magma lunar to quente sugere que, naquela poca, ocorreu a fuso total da parte superior do manto lunar, gerando o magma da mesma composio do manto. O anortosito e troctolito lunares so formados pela cristalizao e flutuao de plagioclsio clcico a partir do magma ultramfico da fuso total do manto (Figura 3.5). Com base nesta idia, pode-se calcular o volume total do magma lunar a partir da quantidade total do anortosito e troctolito. As pesquisas ssmicas da Lua revelaram que a crosta composta dessas rochas tem espessura de 60 km (e.g. Hawke et al., 2003). Para justificar o volume do anortosito acima citado, necessrio um volume surpreendentemente grande do magma. Naquela poca, o magma cobria inteiramente a superfcie da Lua com a espessura mnima de 400 km. A superfcie em fuso chamada de oceano de magma (magma ocean; e.g. Warren, 1985; Tonks & Melosh, 1993; Agee, 1998; Elkins-Tanton et al., 2011). As pesquisas acima


citadas concluram que a origem da Lua est longe de ser de baixa temperatura, mas, de muito alta temperatura.

Figura 3.5. Processos de cristalizao fracionada de plagioclsio e formao de rochas anortosticas: A) Anortosito da Terra do Fanerozico por meio de cristalizao do magma basltico e decantao do plagioclsio; B) Anortosito e troctolito da Lua, atravs de cristalizao do magma ultramfico e flutuao do plagioclsio. Considera-se, naturalmente, que o Planeta Terra tambm tinha o oceano do magma na poca da sua formao. A Terra possui o tamanho maior do que a Lua e, portanto a profundidade do oceano do magma deveria ser maior. A eficincia da acumulao de energia interna de um corpo celeste depende do seu volume e da sua rea superficial. O volume representa reteno da energia e a rea superficial, a perda do calor atravs da irradiao. No caso de objetos esfricos, o volume proporcional ao terceiro grau do raio e a rea superficial ao segundo grau. Desta forma, durante um determinado perodo, um corpo celeste que possui o dobro do raio de um outro, pode reter 8 vezes mais de calor, enquanto perderia 4 vezes. Portanto, o objeto de tamanho maior perde apenas a metade do calor por volume unitrio. Este fenmeno denominado a lei de volume-superfcie (Figura 3.6). Desta forma, os planetas grandes so mais suscetveis ocorrncia de vulcanismos e tectonismos. Conforme a lei de volume-superfce, a profundidade mnima do oceano do magma da Terra estimada como de milhares de quilmetros, o que corresponde aproximadamente a um quarto do raio do planeta. Existe a opinio estrema de que a Terra era totalmente fundida.

Figura 3.6. A lei de volume-superfcie. O caf em uma xcara pequena se resfria rapidamente, enquanto que o caf em um bule grande se resfria lentamente. Do mesmo princpio, um corpo celeste pequeno, como a Lua, se resfria rapidamente, enquanto que, um corpo celeste maior, como a Terra, se resfria mais lentamente. As fotografias so originadas de NASA. A Terra o maior planeta de estado slido do Sistema Solar e, portanto sua dinmica interna altamente ativa. O Jpiter, o Saturno, o Urano e o Netuno so planetas maiores do


que a Terra, porm, so compostos principalmente de gs e gelo. Na poca da sua formao, a Terra tambm tinha grandes crateras de impacto de meteorito. Entretanto, por causa da intensa dinmica interna, as estruturas da superfcie e as rochas formadas naquela poca no esto mais preservadas, sendo modificadas pelas atividades durante o tempo geolgico. Por isso, a Lua preserva parcialmente as rochas da poca da sua formao. O anortosito coletado pelo Apollo 16 apresenta a idade mxima de 4560 Ma. No se encontram as rochas to antigas na Terra. A rocha mais antiga da Terra gnaisse da Acasta, Territrio Noroeste da Canad, que tem idade de U-Pb em zirco de SHRIMP de 3962 Ma (Figura .7). Este ortognaisse tonaltico considerado como a rocha mais antiga da Terra (Bowring et al., 1989). Para pesquisar os acontecimentos daquela poca que ocorreram na Terra, deve-se recorrer s pesquisas comparativas com aquelas dos corpos celestes de tamanho menor do que o da Terra, tal como Lua. Na geologia e na cincia planetria, a era antiga em que a Terra atual no possui registros preservados, ou seja, antes de 4000 Ma, denominada Hadeano. De fato, so conhecidos alguns gros de zirco com idade hadeana, datados pelo mtodo U-Pb de SHRIMP, que foram extrados a partir de quartzito do Mt. Narryer e do Jack Hills, oeste da Austrlia, com idade mineral mais antiga de 4276 Ma (Compston e Pidgeon, 1986). Foram encontrados recentemente gros de zirco em Jack Hills com idades U-Pb de 438210, 436510, 43746 Ma (Valley et al., 2014).

Figura 3.7. Afloramento (A, B) e amostras de mo (C) do Gnaiss de Acasta, Acasta Lake, Northwest Territory, Canad. Esta rocha tem idade antiga, 3965 Ma, pelo mtodo U-Pb de em zirco. As rochas nas fotos tm forte influncia das atividades geolgicas mais jovens. 3.3. Impactos de pequenos corpos celestes A descoberta do oceano de magma na Lua inverteu, de novo, a idia sobre a origem da Terra. A fonte do calor que fundiu a superfcie da Lua foi os impactos de meteoritos gigantes, ou seja, a coliso de pequenos asterides primitivos com tamanho representativo de 10 km, denominados planetsimais (Figura 3.8D). Os impactos dos asterides deste tamanho formaram as crateras com dimetro em torno de 200 km, tambm, na superfcie da Terra.


Acredita-se que na faixa de asterides, existe ainda um nmero incalculvel de planetsimais sobreviventes.

Figura 3.8. Fotografias de asterides, segundo NASA: A) Ida (maior), com tamanho de 53.6 24.0 15.2 km, e sua lua Dactyl (menor), 1.4 km em dimetro; B) Eros, 34.411.211.2 km; C) Vesta, 572.6557.2446.4 km; D) Itokawa, 535 294 209 m. As imagens A, B e C so originadas da NASA, Estados Unidos da Amrica, e a imagem D, da JAXA, Japo. Acredita-se que os planetsimais foram corpos celestes deste tipo. No estgio inicial do Sistema Solar, foram formados numerosos planetsimais a partir da condensao de poeiras csmicas. Os planetsimais se colidiram violentamente entre si e cresceram, aumentando o tamanho e diminuindo o nmero. Finalmente, formaram-se os corpos celestes grandes como planetas e satlites atuais (Figura 3.9).

Figura 3.9. Vrios tipos de coliso dos planetsimais: A) Reflexo sem fragmentao; B) Fragmentao total; C) Fragmentao parcial; D) Fuso dos objetos.


Naquela poca, um grande nmero de planetsimais estava presente no somente na faixa atual de asterides, como tambm, na proximidade da rbita da Terra. Este modelo denominado teoria de planetsimal. Desta forma, os corpos celestes atuais foram originados de poeira csmica, apesar disso, sua origem de alta temperatura. A superfcie da Lua e de Mercrio est repleta de crateras, demonstrando as conseqncias dos violentos impactos (Figura 3.10). No h nenhuma rea sem impactos.

Figura 3.10. Viso da superfcie com repletas de crateras de impacto da: A) Lua; B) Mercrio; C) Phobos, um satlite de Marte. Nota-se grande a presena de grande cratera no Phobos. As imagens so originadas da NASA, Estados Unidos da Amrica. A energia do impacto originada da energia gravitacional, denominada energia potencial. Este termo corresponde energia relacionada diferena de altura, e no, energia escondida e imperceptvel. Conforme o crescimento do tamanho da Terra primitiva, a superfcie recm crescida funcionou como isolante trmico e, o calor originado da energia potencial foi retido dentro do corpo celeste. Os impactos e o conseqente crescimento dos copos celestes deixaram, finalmente, os dois maiores corpos celestes em torno da rbita da Terra, o maior chamado da Terra e o menor, da Theia. A Theia tinha seu tamanho prximo ao do Marte. Considera-se que a coliso ocorreu em direo oblqua em torno de 4500 Ma, que corresponde fase final do processo de formao da Terra. O referido evento, denominado Impacto Gigante (Giant Impact), rachou a Terra em dois pedaos (e.g. Hartmann & Davis, 1975): O maior pedao corresponde Terra atual, e o menor, Lua (Figura 3.11). O ncleo da Theia se juntou com o ncleo da Terra e o manto da Terra e Theia formou o manto da Lua.

Figura 3.11. A teoria do Impacto Gigante que explica a formao da Lua: A) Impacto de baixo ngulo; B) Fuso do ncleo dos dois planetas; C) Extrao de uma parte do manto do planeta menor; D) Formao da Terra e da Lua. Este modelo pode explicar o tamanho muito grande da Lua para ser um satlite da Terra e, o ncleo metlico muito pequeno da Lua, sendo estimado de 300 km a 425 km de raio. Alm disso, justifica tambm a similaridade isotpica de oxignio entre as rochas da


Terra e da Lua. O calor gerado pelo impacto foi to grande, permitindo a fuso total da Terra e Lua. Desta forma, a fuso total da Terra primitiva uma opinio amplamente aceita. A formao da Lua pelo Impacto Gigante era considerada como um acontecimento relativamente raro. Entretanto, as opinies recentes tendem a apoiar freqentes ocorrncias na poca de formao do sistema solar. Considera-se que o satlite Charon do Pluto foi formado por um outro impacto gigante (e.g. Canup, 2005; Stern et al., 2006). Muitos corpos celestes do sistema solar, tais como Phobos (Figura 3.10C), Mercrio, Lua e Marte, possuem o maior cratera de impacto com o dimetro aproximado de 1/3 do prprio corpo celeste. De fato, as bacias da Lua so gigantescas crateras de impacto (Figura 3.3A). As gigantescas crateras da Lua so chamadas de mare e as pequenas, de cratera. Se ocorresse o impacto maior do que esse, o corpo celeste se dividiria em pedaos pequenos (Figura 3.9B). Isto , os corpos celestes at hoje presentes so sobreviventes do impacto catastrfico. 3.4. Efeito estufa da atmosfera primitiva Na superfcie dos planetas, os materiais volteis que eram includos nos planetsimais, tais como H2O e CO2, foram extrados pelo impacto, o fenmeno denominado desgasificao. Esses cobriram o planeta em crescimento, formando atmosfera primitiva. Quando a Terra cresceu at a proximidade do tamanho atual, a atmosfera primitiva se tornou densa e espessa, estimando-se como composta de 100 atm. de CO2 e 500 atm. de H2O. A estimao do CO2 baseada na pesquisa da atmosfera do Vnus e, a de H2O, na quantidade da gua do oceano atual e do manto. O teor relativo de nitrognio, o componente principal da atmosfera atual, era muito baixo. O oxignio foi de origem abiogentica de teor secundria. O efeito estufa de CO2 conhecido pelo pblico em geral, porm, o efeito de H2O muito maior do que CO2. Portanto, o efeito estufa da atmosfera primitiva era extremamente forte. Devido a isso, o calor gerado pelo impacto de meteoritos era difcil a ser disperso ao universo por irradiao, sendo acumulado na superfcie da Terra. Alm da energia potencial dos impactos, existe uma outra energia potencial causada pela formao ou crescimento do ncleo. Os componentes metlicos do manto, principalmente Fe e Ni, fundiram-se e os lquidos desceram no manto para o ncleo, liberando a energia potencial. Se a Terra fosse formada como um objeto homogneo de composio condrtica e acontecesse a formao do ncleo conforme o processo acima citado, o calor gerado atravs deste processo seria muito mais do que para fuso total do planeta. Estima-se que durante o processo de crescimento do planeta, a Terra j tinha um ncleo primitivo e a subsidncia dos metais a partir do manto corresponderia ao crescimento adicional do ncleo. Neste caso, a gerao do calor por este processo seria menor do que no caso da Terra primitiva homognea. Em ambos os casos, a temperatura do planeta chegou mxima na concluso do ncleo e, o calor gerado foi retido no ncleo. Antes do Projeto Apollo, o efeito estufa da atmosfera primitiva era subestimado, sendo interpretado que cerca de 99% do calor de origem potencial seria dissipado ao espao pela irradiao. Portanto, o calor radiognico ocuparia mais de 90% da energia interna do planeta. Esta opinio prevaleceu nos livros de geologia. Entretanto, devido ao efeito estufa da atmosfera primitiva, a estimativa mudou drasticamente. Isto , mais de 90% da energia potencial foram retidos no ncleo e, o calor radiognico ocupava menos de 10% da energia trmica interna do Planeta Terra. A idia do calor radiognico como a energia principal tem mais uma realidade inconveniente. Os istopos radioativos de longa vida mdia, tais como 235U, 232Th e 40K, esto concentrados predominantemente na crosta continental e, portanto o aquecimento radiognico deveria ocorrer na parte superficial do planeta. Entretanto, a existncia da conveco do manto foi observada na dcada de 1990 por tomografia ssmica do manto. O fato indica que a parte principal do calor interno do Planeta Terra no est na crosta


continental, mas no ncleo. Se o calor radiognico fosse a energia principal, o aquecimento da Terra seria de cima para baixo, o que impossibilita a conveco trmica do manto (Figura 3.12). Confirma-se que o ncleo da Terra quase no possui elementos radioativos. Interpreta-se atualmente que a fonte principal do calor interno do planeta a energia potencial retida no ncleo e, a fonte secundria a energia radiognica gerada na crosta continental.

Figura 3.12. As teorias sobre a principal fonte da energia interna do Planeta Terra: A) A energia gerada por desintegrao espontnea dos elementos radioativos que era acreditada antes do Projeto Apollo; B) A energia potencial acumulada no ncleo desde a formao do planeta, aceita aps o Projeto Apollo. Nota-se que o modelo A no permite a conveco trmica do manto. O perfil esquemtico da ilustrao B baseada na tectnica de Plumas (Maruyama, 1994). 3.5. Crateras de impacto da Terra Por outro lado, a energia trmica gerada pelos impactos de pequenos corpos celestes tambm foi um importante fator para gerao de magmas mficos e ultramficos durante o Precambriano da Terra. Conforme a reduo da intensidade de impactos, o oceano de magma foi resfriado e consolidado e a superfcie da Terra tornou em estado slido at o final do Hadeano. O tempo geolgico Hadeano do Planeta Terra corresponde era antes do Arqueano, de 4600 a 4000 Ma, a poca que no apresenta evidncias geolgicas. Mesmo assim, os impactos ainda eram intensos em comparao com o presente. Durante o Arqueano, de 4000 a 2500 Ma, os grandes impactos ainda continuaram formando as crateras de dimetro maior do que 100 km na superfcie da Terra, porm, com menor freqncia. As crateras dessa poca no esto mais preservadas, sendo eliminadas por atividades tectnicas posteriores e a conseqente eroso e denudao. Entretanto, as estruturas geolgicas circulares formadas por impacto evidenciam ocorrncia dos impactos. O termo astroblema abrange todos os fenmenos originados de impacto, tanto as crateras quanto as estruturas geolgicas. At o incio do ano 2002, os estudos com base nas fotografias de satlites artificiais identificaram 169 crateras de meteoritos na superfcie da Terra, incluindo 9 astroblemas do Brasil (Figura. 3.13). Grandes impactos provocam magmatismo e as crateras so preenchidas por lavas. No caso dos impactos recentes, ocorrem as crateras morfologicamente bem preservadas, tal como cratera de Canyon Diablo, Arizona, Estados Unidos da Amrica, chamada tambm como Barringer Crater ou Meteor Crater. Esta cratera tem 1.7 km de dimetro e a idade do impacto 0.049 Ma (Figura 3.14A). A depresso morfolgica e borda da cratera so nitidamente observveis. A Cratera Anelar de Riacho, Estado de Maranho, Brasil, tem morfologia original relativamente preservada (Figura 3.13A). Ao contraste, o astroblema de Manicouagan, Canad, de 100 km de dimetro formado pelo impacto de 214 Ma (Figura 3.14B), uma estrutura geolgica cuja morfologia original


no est mais preservada. O astroblema de Araguaina, o maior do Brasil, tambm no possui a morfologia original (Figura 3.13D). Nestes casos, a existncia do impacto no passado reconhecida atravs da estrutura geolgica e evidncias petrolgicas, tais como shatter cone e quartzo de impacto (shocked quartz), e metamorfismo do impacto caracterizado por minerais de ultra-alta presso, como stishovita. Por meio da eroso diferencial, forma-se a morfologia circular ou anelar originada da estrutura geolgica parte subterrnea abaixo da cratera. Desta forma, um indicador de cratera fssil.

Figura 3.13. Principais astroblemas do Brasil: A) Cratera Anelar de Riacho, Maranho, 2352S e 4642, 3.6 km de dimetro; B) Cratera de Vargeo, Santa Catarina, 2650S e 5207W, 12 km de dimetro; C) Cratera de Colnia, So Paulo, 2352S e 4642, 3.6 km de dimetro; D) Domo de Araguainha, Mato Grosso-Gois, 1647S e 5258W, 40 km de dimetro. Os dados morfolgicos so originados de U.S. Geological Survey. Existem as crateras soterradas por depsitos sedimentares. Um exemplo a cratera soterrada de Chicxulub, Yucatan, Mxico, com 180 km de dimetro. Este astroblema foi formado durante o impacto que ocorreu h 65 Ma, no limite entre o Cretceo e Tercirio, que extinguiu os rpteis avanados caractersticos do Mesozico, tais como dinossauros, pterossauros, plesiossauros e mosassauros. A estrutura subterrnea de cratera soterrada de Ames, Oklahoma, Estados Unidos da Amrica, funcionou como o reservatrio de petrleo e, a estrutura de Ries, Alemanha, como de carvo mineral. Sendo similar s grandes crateras da Lua, os grandes impactos contra a superfcie da Terra tambm causam a fuso parcial do manto gerando magmas mficos e ultramficos. A partir desses, foram formadas grandes jazidas metlicas ortomagmticos do Precambriano, tais como de cobre e nquel de Sudbury, Canad, e de ouro de Vredefort, frica do Sul (Figura 3.15). At o final do sculo XX, os fenmenos extraterrestres eram considerados como pouco importantes para a gnese de magmatismos da Terra. Entretanto, nas ltimas dcadas, os impactos esto chamando ateno dos gelogos progressistas, especialmente no caso dos astroblemas precambrianos que formara jazidas ortomagmticas.


Figure 3.14. Cratera de impacto e estrutura geolgica originada de impactos: A) Cratera de Canyon Diablo, Arizona, Estados Unidos da Amrica, 35 01N e 111 01W, 1.7 km de dimetro; B) Astroblema de Manicouagan, Quebec, Canad, 51 23N e 68 42W, 5 km de dimetro. As imagens so de credito respectivamente de Shane Torgerson e NASA e, esto em disponibilidade de Wikimedia Commons.

Figura 3.15. Astroblemas acompanhados por grandes jazidas metlicas: A) Jazida de cobre e nquel de Sudbury, Canad, 4636N e 8111W, 62 km x 30 km; B) Jazida de ouro de Vredefort, frica do Sul, 2700S e 2730E, com 190 km de dimetro. As imagens so crdito da NASA. A idia similar de cratera fssil pode ser utilizada para as estruturas geolgicas indicadoras de erupes vulcnicas durante o tempo geolgico. Como por exemplo, o Complexo Intrusivo de Poos de Caldas, Minas Gerais-So Paulo, citado por alguns livros brasileiros como a maior caldeira vulcnica de colapso do mundo. Entretanto, este complexo intrusivo corresponde a uma estrutura geolgica subterrnea de cerca de 2 a 3 km abaixo da superfcie de uma regio vulcnica em que havia vulcanismo no Cretceo, em torno de 85 Ma. Naquele tempo, a superfcie da Terra estava em um nvel correspondente altitude atual de mais de 3000 m. Sobre essa superfcie, havia um vulco. Porm, no h evidncia


geolgica da caldeira vulcnica. Hoje em dia, tanto a superfcie daquele tempo quanto os edifcios vulcnicos foram eliminados completamente pela denudao regional, expondo a estrutura subvulcnico de cmara magmtica. Na fotografia de satlite, a morfologia atual de Poos de Caldas parecida de um astroblema, porm essa devida eroso diferencial que representa a cmara magmtica semi-circular. Nem todas as morfologias circulares correspondem a uma cratera de impacto ou um vulco. Os fenmenos similares so observados no Complexo Alcalino Intrusivo de Nova Iguau (Figura 3.15; Motoki et al., 2007a; b; c), Ilha de Cabo Frio (Sichel et al., 2008), Morro dos Gatos, Estado do Rio de Janeiro (Motoki et al., 2012a; Figura 3.16A) e neck subvulcnico do Pico do Cabugi, Estado do Rio Grande do Norte (Motoki et al., 2012b; Figura 3.16B).

Figura 3.15. Ilustrao esquemtica de correlao dos nveis de denudao (coluna esquerda) e respectivos mapas geolgicos (coluna direita) de uma rea de vulcanismo dactico, conforme o nvel de edifcio vulcnico, estrutura subvulcnica, como Pico do Cabugi, e cmara magmtica (Motoki & Sichel, 2006).


Figura 3.16. Forma de ocorrncia geolgica de condutos subvulcnicos: A) Morro dos Gatos, RJ, 2238S, 4229W (Motoki et al., 2012a); B) Pico do Cabugi, RN, 0542.03 N, 3619.03 W (Motoki et al., 2012b).


4. Vulcanismos extraterrestres Vulcanismo no o fenmeno exclusivo do Planeta Terra. Foram observados tambm no Vnus, Marte, Mercrio, Lua, Io (satlite do Jpiter), Titan, Enceladus (satlite do Saturno) e Trito (satlite do Netuno). O vulcanismo no Mercrio est em discusso (em 2012). O maior edifcio vulcnico do Sistema Solar est no Marte. No Io, ocorrem violentas erupes de sulfetos. No Trito, so observadas erupes de nitrognio e metano lquido na superfcie constituda por gelo de gua. As fontes da energia trmica so variveis. 4.1. Vulcanismo lunar Na Lua, no h vulces ativos e os edifcios vulcnicos so escassos. Ocorrem apenas algumas pequenas salincias morfolgicas de 10 ao 15 km de dimetro que so sugestivas de edifcios vulcnicos (Figura 4.1A, B). As bacias grandes formadas por impactos de meteoritos gigantes, chamadas de mare so preenchidas por lavas de basalto, que ocupam cerca de 17% da superfcie da Lua.

Figura 4.1. Estruturas indicativas de erupes vulcnicas da Lua: A) Edifcio vulcnico na forma de domo em Gruitheisen (seta); B) Trs edifcios vulcnicos com cratera no lado oposto da Lua (setas); C) Pit structure e tnel de lava na Mare Imbrium; D) Pisiconius rille (PR) e tnel de lava (LT) no Vale Schroter. As imagens so originadas da NASA.

Figura 4.2. Orange soil, vidro vulcnica da Lua, coletado pelo Apollo 17: A) Luz transmitida; B) Luz refletida; C) Forma de ocorrncia no campo. A largura das fotos A e B aproximadamente 2 mm. As imagens so originadas da NASA.


Na superfcie, observam-se estruturas de pequenas crateras circulares com alta declividade do flanco, parecendo morfologia de minerao a cu aberto, chamadas de pit structure. Tais crateras ocorrem seqencialmente formando curvas, denominada a estrutura de tnel de lava (lava tube, lava tunnel; Figura 4.1B). Encontram-se vales curvados cuja escarpa delimitada pelas estruturas de tnel de lava (pisiconius rille: Figura 4.1C). As estruturas similares so conhecidas nos campos de fluxos de lavas baslticas da Terra, porm aquelas da Lua so de tamanho muito maior devido ao grande volume de lava. Durante a expedio do Apollo 17, a areia composta de vidro de cor laranja, denominada orange soil. Essa corresponde ao depsito de erupes lunares (Figura 4.2) que ocorreu em 3640 Ma. 4.2. Vulcanismos de Vnus e Marte No Vnus, existem vulces grandes. O Vulco Maar Mons tem mais de 500 km de dimetro e 8 km de altura relativa (Figura 4.3A). Ocorrem tambm os vulces circulares de grande dimetro, em torno de 65 km, formados pela erupo de imenso volume de magma de baixa viscosidade, chamados de domos de pancake (Figura 4.3B). Na Terra, no existe tal tipo de vulco. Com base nas pesquisas geomorfolgicas pela nave Magellane e anlises qumicas do solo pelas sondas Venera, estima-se que os magmas do Vnus so baslticos e, mais de 80% da superfcie do Vnus so cobertos por lava mais jovem do que 700 Ma. As morfologias vulcnicas bem preservadas sugerem possveis erupes ativas (e.g. Esposit, 1984; Grindrod et al., 2006).

Figura 4.3. Vulces do Planeta Vnus: A) Maar Mons com 8 km de altura relativa; B) Domos vulcnicos de pancake na regio de Eistla. As imagens so originadas da NASA, que foram confeccionadas a partir da altimetria por radar da sonda Magellan. Na imagem A, a escala vertical exagerada 22.5 vezes em relao escala horizontal. No Marte, existe uma dzia de vulces muito grande. O vulco Olympus Mons o maior edifcio vulcnico do Sistema Solar, com 600 km de dimetro e 26 km de altura relativa (Figura 4.4A). No topo do vulco, ocorrem 6 caldeiras formando a depresso de 60 km x 80 km com 3 km de profundidade. O Ascraeus Mons tem 480 km de dimetro e 18 km de altura, com as caldeiras compostas de 70 km de dimetro e 3 km de profundidade (Figura 4.4B). O Arsia Mons possui 435 km de dimetro e 9 km de altura, com uma grande caldeira de 110 km de dimetro (Figura 4.4C). O Pavonis Mons tem 375 km de dimetro e 14 km de altura, com caldeira de 47 km de dimetro e 5 km de profundidade. O vulco Tharsis Tholus de tamanho mdio dos vulces marcianos, com 155 km x 125 km de extenso, 9 km de altura. A caldera 36.7 38.9 km de tamanho e 3 km de profundidade. Os vulces so concentrados na regio do Planalto Triangular de Tharsis.


Figura 4.4. Vulces de escudo do Planalto Quadrangular de Tharsis, Planeta Marte: 1) Olympus Mons, o maior vulco do sistema solar; B) Ascraeus Mons; C) Arsia Mons; D) Vulco Tharsis Tholus, o vulco de escudo de tamanho mdio do Marte. As imagens so originadas da NASA. Estes vulces so constitudos por magmas baslticos e classificados como vulces de escudo, que so caracterizados por grande dimetro com talude de baixa declividade, em torno de 7. Os vulces do Marte so muito grandes em comparao com os vulces da Terra, porm sua freqncia muito baixa. O maior vulco de escudo da Terra a Ilha de Hava e tem 200 km de dimetro e 9 km de altura relativa. O maior vulco do Brasil, Ilha de Trindade, Estado do Esprito Santo, possui 30 km de dimetro e 5.5 km de altura relativa (Motoki et al., 2012c). O Planeta Marte tem dimetro menor do que o da Terra, portanto na poca da sua formao o planeta se resfriou rapidamente e no havia a tectnica de placas. O planeta frio tem pouca energia trmica e baixa taxa de gerao de magmas. Este fato aparentemente controverso existncia de grandes vulces. A resposta est na ausncia de movimento horizontal das placas. O magma gerado pela atividade de hot-spot forma um vulco na superfcie do Marte. Devido ausncia de movimento de placas, o vulcanismo permanece na mesma localidade durante um longo tempo geolgico. Conforme a cronologia de crateras, as erupes acima citadas comearam no Noachiano, que um tempo geolgico do Marte que corresponde ao perodo de 4600 a 3500 Ma, que correspondem ao Hadeano ao incio do Arqueano da Terra. Os edifcios vulcnicos cresceram aos tamanhos atuais no Hesperiano (3500 Ma a 2900 Ma) ao Amazoniano (2900 Ma a 1800 Ma), que correspondem ao Arqueano ao Proterozico mdio da Terra (e.g. Carr 1975; Greeley & Spudis 1981). Entretanto, vulcanismos mais jovens, com idades de 200 Ma a 300 Ma, esto em discusso (e.g. Hartmann & Neukum, 2001). A nave espacial Mariner 10 fotografou as lavas que preenchem grandes crateras de impactos do Planeta Mercrio, representadas pela Bacia Caloris, com 1550 km de dimetro, sendo um caso similar ao mare da Lua. At o presente, foram conhecidas intensas atividades


vulcnicas no Mercrio atravs das observaes da sonda Mariner 10 durante 1974 a 1975 e Messenger durante 2011 a 2013 (Figura 4.5).

Figura 4.5. Vulcanismo do Mercrio: A) Plancie de lava; B) Depsito vulcnico. As imagens foram obtidas pela nave Messenger e distribudas pela NASA. 4.3. Vulcanismo das satlites do Jpiter, Saturno e Urano As erupes mais intensas do Sistema Solar ocorrem no Io, que um dos quatro maiores satlites do Jpiter com rbita a mais prxima ao planeta. As erupes foram observadas plas naves espaciais Voyager 1, Voyager 2 e Galileo. Existem mais de 100 vulces jovens com a caldeira de 25 km de dimetro (Figura 4.6A). Esses emitem lava de sulfetos com sdio (Figura 4.6B). A fumaa chega altura de 250 km (Figura 4.6C, D). Io um corpo celeste com tamanho comparvel Lua e no poderia ter a energia interna suficiente para os vulcanismos. A energia das erupes interpretada como de origem astronmica. A translao deste satlite ao longo da rbita elptica muito rpida, sendo no perodo de 42.5 horas, o que provoca deformao peridica do corpo celeste pela grande fora da gravidade do Jpiter. O fe

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