Aula 6 - O Princípio Da Isostasia

Prof: Geól. MSc. Leonardo Leonardo Cardoso Renner Renner

Disciplina: Geologia Geral

Disciplina de Geologia Geral Geral O princípio da i sostasia

Código: IAD 122

Professor: Geól. MSc. Leonardo Cardoso Renner ESTUDO COMPLEMENTAR: O PRINCÍPIO DA ISOSTASIA SUMÁRIO: 1 - INTRODUÇÃO 2 – PRIMEIROS CONCEITOS SOBRE AS MOVIMENTAÇÕES VERTICAIS 2.1 - Teoria da Isostasia de Airy-Pratt 2.2 - Implicações da Teoria da Isostasia para a Dinâmica Terrestre 2.2.1 - Glaciações 2.2.2 - Resfriamento e variação de densidade 2.2.3 - Erosão e sedimentação

2.3 - Conclusões finais 2.4 - As diferenças básicas entre os movimentos horizontais e verticais são: 3 - REFERÊNCIAS

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1 - INTRODUÇÃO A existência de movimentos verticais da crosta é reconhecida desde meados do século XVIII. Diversas evidências apontam neste sentido: a existência de grandes cadeias de montanhas, a ocorrência de sedimentos marinhos em grandes elevações acima do nível do mar, ocorrência na superfície de rochas formadas a grandes profundidades, subsidência da Holanda e soerguimento da Escandinávia de certas áreas continentais. Muitos desses movimentos são hoje em dia verificáveis através de medidas geodésicas precisas que mostram, aliados a dados geológicos, que esses movimentos ocorrem em taxas que variam entre 0,05 e 1 cm/ano. 2 – PRIMEIROS CONCEITOS SOBRE AS MOVIMENTAÇÕES VERTICAIS A primeira chave para explicar esses movimentos verticais surgiu em 1735, quando Pierre Bouguer, o líder da expedição de estudos de gravimetria dos Andes, verificou que um peso de chumbo não sofria o desvio esperado considerando a atração da massa da cadeia montanhosa. Esse mesmo fenômeno foi observado em outras cadeias de montanhas, verificando-se em alguns lugares que o peso de chumbo era defletido na direção oposta a das cadeias de montanhas. A explicação para essas anomalias gravitacionais gravitacionais seria explicado mais de um século depois pela Teoria da Isostasia.

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Disciplina de Geologia Geral O princípio da i sostasia

2.1 - Teoria da Isostasia de Airy-Pratt Em 1855, dois cientistas, Airy e Pratt, formularam teorias bastante semelhantes para explicar a “ausência de massa” nas grandes cadeias de montanhas e um “excesso de massa” sobre os oceanos. O Princípio da Isostasia foi formulado separadamente por Airy e Pratt, cada um dos quais considerando um aspecto principal. Segundo Pratt a Ausência de massa das cadeias de montanhas poderia ser explicada pela existência de uma profunda raíz de material pouco denso, proporcional a altura da montanha, flutuando sobre um material mais denso. Já Airy demonstrou que se a camada superficial da Terra estivesse flutuando sobre um material mais denso, a sua altitude seria proporcional a espessura do material. Assim, as cadeias de montanhas seriam como icebergs, cuja altura é proporcional a massa de gelo submersa. Conjuntamente, as duas proposições explicaram toda a grande topologia da superfície da Terra, considerando que a camada superficial estivesse flutuando sobre um material mais denso: os continentes são mais elevados porque são compostos por material menos denso (e também porque é mais espessa) que os dos fundos oceânicos e as grandes cadeias de montanhas são mais altas porque apresentam uma raíz proporcionalmente profunda de material pouco denso. Já as dorsais mesoceânicas são elevações em relação ao fundo oceânico porque, devido ao alto fluxo térmico localizado nesta região, as rochas oceânicas apresentam densidade menor naquela região que nas demais regiões (Fig.1 e 2).

Figura 1 – fluxo térmico em dorsal mesoceânica.

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Figura 2 – Localização da dorsal mesoceânica entre a África e a América do Sul.

Os dados geofísicos e geológicos obtidos desde então comprovam essa proposição: a crosta continental é composta por materiais menos densos (d ~ 2,7 g/cm 3), além de ser mais espessa que a oceânica (d ~ 3,0 g/cm 3). Já as rochas do manto mostram densidades médias mais elevadas (d ~3,3 g/cm3). Hoje, entretanto, sabe-se que a isostasia envolve toda a litosfera e o seu equilíbrio sobre a astenosfera. Isso porque a teoria implica a existência de material rígido em equilíbrio sobre material plástico, capaz de fluir (Fig. 3).

Figura 3 – Diferentes crostas da superfície terrestre.

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2.2 - Implicações da Teoria da Isostasia para a Dinâmica Terrestre A teoria da isostasia mostra que existe um equilíbrio isostático da litosfera sobre a astenosfera, refletido pelas altitudes relativas dos diversos segmentos da litosfera, dependendo de sua espessura e densidade do material que a compõe. A primeira implicação da existência desse equilíbrio é mostrar a importância da gravidade na dinâmica da Terra. Muitas vezes subestimada, a gravidade tem um papel fundamental em toda a história dinâmica da Terra. Nos estágios de formação do sistema solar controlou os processos de acresção de planetesimais e diferenciação primitiva do planeta em camadas de diferentes composições. Na dinâmica atual, controla a precipitação pluviométrica, o fluxo das águas continentais, o movimento das geleiras, a sedimentação, e outros tantos processos, além dos movimentos verticais das massas continentais e oceânicas. Mas como a teoria da isostasia pode explicar os movimentos verticais? Acontece que qualquer modificação dos parâmetros anteriormente mencionados provoca desequilíbrio isostático causando movimentos verticais no sentido de recuperar a condição de equilíbrio. Esses movimentos, ditos de ajuste isostático, podem ocorrer quando uma região é sobrecarregada com algum material, causando movimentos de subsidência, ou descarregada, causando soerguimento. Uma outra possibilidade é a modificação de densidade do material litosférico. Quando uma região encontra-se em desequilíbrio isostático a magnitude desse desequilíbrio reflete-se na magnitude de anomalias gravimétricas. Os principais processos responsáveis pelos desequilíbrios isostáticos são glaciações e a sedimentação/erosão.

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2.2.1 - Glaciações

É fato conhecido atualmente que no passado o planeta atravessou uma série de períodos de glaciação intercalados com períodos de temperaturas mais amenas, relacionadas com o ciclo de Milankovitch (Fig. 4).

Além das mudanças climáticas, essas “idade do gelo”,são caracterizadas por um

crescimento das calotas polares (Fig. 5). O crescimento das calotas polares causa dois fenômenos simultâneos: rebaixamento global do nível do mar; sobrecarga das áreas continentais por extensões de dezenas de quilômetros por uma capa de gelo que pode chegar a alguns poucos quilômetros de espessura.

Figura 4 – Diferentes períodos de glaciação até 800 mil anos atrás.

As variações globais do nível do mar relacionadas aos períodos glaciais e interglaciais são denominadas de mudanças glacio-eustáticas. Essas mudanças são instantâneas, uma vez que a modificação do nível do mar é uma resposta direta a quanto de água fica retida nos continentes na forma de gelo e neve. Já o reajuste isostático ocorre mais lentamente. Isso porque depende do fluxo de material na astenosfera, que é lento uma vez que envolve material dominantemente sólido. Assim, quando ocorre um período de glaciação, o nível do mar desce rapidamente, mas a litosfera permanece

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“elevada” por um tempo, antes de começar a subsidir. Se a litosfera subside a mesma quantidade que a diminuição do nível do mar, parecerá não te havido nenhum movimento relativo deste. No período de deglaciação, o oposto ocorre. A elevação do nível do mar ocorre rapidamente, mas a resposta isostática ao descarregamento é mais lenta e uma grande quantidade de soerguimento residual irá ocorrer após a remoção completa da calota polar e a elevação glacio-eustática do nível do mar já ter terminado.

Figura 5 – Distribuição máxima da glaciação ocorrida há 20.000 anos.

Um exemplo atual de soerguimento residual é observado na Escandinávia (Fig. 6). Após o último período de deglaciação (10.000 anos), o nível do mar elevou-se rapidamente. Mas a Escandinávia, que esteve recoberta por uma camada de gelo continua soerguendo até hoje, segundo uma taxa média de 1 cm/ano. Precisamente no Golfo de Bótnia as águas parecem descer 7 mm/ano devido a forte subida isostática da região, cerca de 9 mm/ano.

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Figura 6 – Localização da península Escandinava e Holanda.

Além de afetar o equilíbrio isostático do local carregado, a entrada e retirada de uma geleira pode também afetar o equilíbrio isostático de regiões mais afastadas. Isso porque o rebaixamento se dá por escape lateral de material astenosférico, causando soerguimento de regiões adjacentes. O refluxo do material astenosférico que ocorre com a retirada da geleira promove o rebaixamento dessa região. É o que se verifica na Holanda, que acredita estar rebaixando em virtude do soerguimento da Escandinávia. Em outras regiões, o reajuste causa a inclinação de camadas sedimentares, originalmente depositadas na horizontal (Fig. 7 e 8).

Figura 7 – Isostasia relacionada à deposição de geleiras, fases iniciais. 7



Figura 8 – Isostasia relacionada à deposição de geleiras, fases finais.

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2.2.2 - Resfriamento e variação de densidade

Uma característica peculiar da morfologia do fundo oceânico é a presença de cadeias de montanhas com elevação de aproximadamente 3.000 acima do fundo mar, as dorsais mesoceânicas. Logo após sua identificação reconheceu-se a relação íntima entre a idade das rochas do fundo oceânico e essa feição topográfica: quanto mais antigas as rochas do fundo oceânico, quanto mais afastadas do eixo central das dorsais, mais rebaixado é o relevo. Isso é devido ao progressivo resfriamento da litosfera oceânica quando está é afastada da zona de formação de litosfera nova. Com o progressivo resfriamento, ocorre o aumento de densidade da crosta oceânica que sofre reajuste isostático e torna-se deprimida em relação a sua posição original. A mesma explicação permite entender a formação de ilhas-em-atol que se desenvolvem a partir de ilhas vulcânicas quando estas se tornam inativas (Fig. 9). Quando a placa contendo a ilha vulcânica, cuja atividade está relacionada a um ponto quente (hot spot), move-se, afastando-se da área fonte a atividade vulcânica cessa. Com o resfriamento, há o aumento de densidade da placa naquele ponto e progressiva subsidência isostática. Os corais começam a desenvolver-se na borda da ilha e crescem progressivamente enquanto essa afunda, até que apenas a franja de coral fica emersa.

Figura 9 – Foto de satélite do atol de Atafu em Tokelau no Oceano Pacífico.

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2.2.3 - Erosão e sedimentação

Erosão de regiões elevadas e sedimentação do material erodido em regiões baixas, são processos que causam descargamento e carregamento, respectivamente. Embora atuantes em diversas áreas continentais e oceânicas, os efeitos desses processos são estágio particularmente importante na história das cadeias de montanhas. Durante sua atividade principal, as grandes cadeias de montanhas mantêm-se próximas ao equilíbrio isostático, uma vez que o espessamento crustal causado pelos processos orogênicos é compensado pelo material retirado por erosão. Com o encerramento da atividade orogênica, o material erodido é parcialmente compensado por soerguimento isostático, de modo que para cada 500 m de remoção ocorrem aproximadamente 400 m de soerguimento, refletindose em um rebaixamento relativo de 100 m. O soerguimento continua enquanto houver erosão, até que eventualmente atinge-se o equilíbrio isostático novamente. O resultado final é uma região relativamente aplainada, na qual está exposta a raiz mais profunda da antiga cadeia de montanhas, caracterizada pela presença de grandes áreas de rochas metamórficas e ígneas. Essas regiões tornam-se estáveis e passam a fazer parte do que se chama de complexo do embasamento, que pode ser observado nos escudos. 2.3 - Conclusões finais Na sua forma atual este princípio diz que: a litosfera (densa e rígida) encontra-se flutuando sobre a astenosfera (+ densa e plástica) de modo que as montanhas são altas porque compostas por material menos denso (crosta continental) e porque a crosta local é mais espessa (Airy). Ou seja, a litosfera funciona como um iceberg sobre a astenosfera. Assim como um iceberg, quanto mais alta a área emersa mais profunda a área imersa, e dependendo da densidade do material que for colocado sobre o iceberg este afundará mais ou menos. Em outras palavras o Princípio da Isostasia baseia-se no Princípio de Arquimedes. Como decorrência, se material suficiente for adicionado ou retirado a uma porção da litosfera esta irá, respectivamente, “afundar” ou soerguer-se procurando novamente restabelecer o equilíbrio isostático. 2.4 - As diferenças básicas entre os movimentos horizontais e verticais são: os movimentos verticais são causados por desequilíbrio isostático, podendo ocorrer movimentos com sentidos opostos sobre uma mesma placa; os movimentos verticais são de amplitude bastante mais limitada que os horizontais;

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os movimentos verticais podem indiretamente estar associados com os horizontais já que estes últimos causam alterações na espessura da crosta e no fluxo de calor (modificando a densidade local); as taxas de movimento são diferentes, a taxa média de abertura dos oceanos é de 6cm/ano enquanto o ajuste isostático causa movimentos verticais com taxa de 0,05-1cm/ano; os movimentos verticais intraplacas são de mais curta duração. Apesar de terem uma amplitude mais restrita que os movimentos horizontais relacionados à Tectônica de Placas, os movimentos isostáticos são muito relevantes para explicar diversas feições da superfície da Terra, principalmente a ocorrência de soerguimentos (áreas erosíveis) e rebaixamentos (áreas de acúmulo de sedimentos) no interior dos crátons. Os exemplos abaixo ilustram alguns fatos importantes sobre os efeitos da gravidade e dos ajustes isostáticos: A gravidade é a força motora de todos os ajustes isostáticos. Assim sendo, todos os tipos de carregamentos e descarregamentos causam movimentos verticais. A isostasia está envolvida em todos os processos envolvem transporte de material na superfície da Terra; Enquanto a erosão remove material das montanhas, a crosta ajusta-se isostaticamente, soerguendo; Em regiões de grande acúmulo de sedimentos (ex. deltas de grandes rios), o peso do sedimento adicionado deve causar subsidência da litosfera; Em áreas com grande atividade vulcânica, no peso do material adicionado pelas extrusões deve causar subsidência da crosta; Em áreas afetadas por glaciação, a formação de capas de gelo (geleiras) deve causar a subsidência da região. Já a remoção dessa mesma geleira ao final do período glacial deve ser seguida de soerguimento da região; Os reajustes isostáticos são relativamente rápidos na escala de tempo de geológico, entretanto, são muito mais lentos do que as variações glacio-eustáticas do nível do mar. 3 – REFERÊNCIAS TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M.; FAIRCHILD, T.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. Oficina de Texto. USP, 2000.

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