A gravitação é uma propriedade fundamental da matéria que se manifesta em qualquer escala de grandeza, desde a atômica até a cósmica. No final do século 17, Isaac Newton a definiu como uma força de atração, cuja intensidade é proporcional ao produto das massas dos corpos e inversamente proporcional ao quadrado da distância que os separa, de acordo com a seguinte equação:
Sendo m1 e m2 = massa dos corpos 1 e 2 respectivamente G = constante de gravitação universal, e d = distância entre 1 e 2
A gravidade é uma força fraca que só é perceptível em corpos de dimensão planetária, como a Terra, que criam um campo gravitacional ao seu redor com intensidade significativa (proporcional a sua massa) e igual em todas as direções (isotrópico). Qualquer objeto na Terra está sujeito, portanto, à ação da força da gravidade cuja aceleração (ag) aponta para o centro da Terra e sua intensidade depende apenas da distância do objeto ao centro da Terra (igual ao raio da Terra, se o objeto estiver na superfície) e da massa da Terra, conforme demonstrado a seguir:
Sendo mT = massa da Terra, e mOb = massa do objeto
A intensidade da força de atração gravitacional que afeta os objetos na Terra seria igual ao valor acima se a Terra não tivesse movimento de rotação. Entretanto, como a Terra está em rotação em torno de seu eixo, qualquer ponto de seu interior ou de sua superfície sofre o efeito da aceleração centrífuga (ac), com direção perpendicular ao eixo de rotação e intensidade diretamente proporcional à distância até este eixo. Desse modo, os únicos locais onde não há aceleração centrífuga (ac= 0) são os polos geográficos da Terra, pois estão situados sobre o eixo de rotação. Todos os outros pontos da Terra sofrem uma aceleração centrífuga, atingindo valores máximos na linha do equador, onde a distância para o eixo de rotação é máxima (Fig. 2.11). Ou seja, enquanto a aceleração do campo gravitacional (ag) possui intensidade aproximadamente constante e direção variável (radial), a aceleração centrífuga (ac), ao contrário, possui direção constante (perpendicular ao eixo de rotação) e intensidade variável, dependendo da latitude. A soma vetorial da aceleração gravitacional (ag) e da aceleração centrífuga (ac) é denominada gravidade (g), cujo intensidade é: g = ag + ac.
Tanto a direção como a intensidade de (g) variam conforme a posição sobre a superfície terrestre. Como a intensidade da aceleração gravitacional (ag) é maior que da aceleração centrífuga (ac) e os dois vetores componentes possuem sentidos opostos, a somatória deles será igual à diferença entre os módulos de (ag) e (ac), cuja resultante (g) é normalmente menor que (ag). Os polos geográficos são os únicos pontos da superfície terrestre onde a gravidade ( ) aponta para o centro da Terra, com intensidade igual a aceleração gravitacional ( = ag), já que nestes pontos a componente centrífuga é nula (ac= 0) e possui valor máximo. A intensidade de ( ) diminui dos polos em direção ao Equador, onde atinge o valor mínimo, acompanhando o aumento gradual da intensidade F = G F = ag mOb ag = mF ag =G Ob ag= G mT
d
2 mT mOb d2 mOb F = G m1 m2 D d2 mT mOb d233
de ac em direção ao Equador. Fora dos polos a gravidade (g) não aponta para o centro da Terra (Fig. 2.11). Se a velocidade de rotação da Terra fosse aumentada a ponto de ac ficar maior que ag( negativa), poderíamos ser atirados para fora da Terra.
O valor médio da gravidade ( ) na superfície terrestre é aproximadamente 9,80 m/s2 ou 980 Gal (Galileu = 1cm/s2), com uma diferença de 5,3 Gal entre o valor mínimo (no equador) e o valor máximo (nos polos), o que representa uma variação pequena, em torno de 0,5 %. Esta situação (gravidade máxima nos polos e mínima no equador) explica porque um objeto é levemente mais pesado nas maiores latitudes que nas latitudes baixas, tendo peso máximo nos polos e mínimo no equador. Explica também a razão do achatamento da Terra nos polos, pois o efeito maior da gravidade polar ao longo da história geológica da Terra, resultou em um raio polar menor (RP = 6.357 km) que o raio equatorial (RE = 6.378 km), com uma diferença de 21 km. O grau de achatamento da Terra (f) é pequeno e pode ser medido pela seguinte equação:
O campo gravitacional da Terra associa, portanto, a cada ponto da sua superfície um vetor de aceleração da gravidade (g), caracterizado por sua intensidade (módulo de ) e sua direção denominada vertical. O campo da geofísica que estuda a gravidade é denominado gravimetria e gravímetros são equipamentos que medem a gravidade. Denomina-se anomalia magnética para um valor da gravidade diferente (maior ou menor) do valor esperado de um determinado ponto ou área da superfície terrestre, denominado
background. Anomalias gravimétricas negativas são causadas por rochas com
densidade relativamente baixa em contato com rochas de maior densidade existentes no substrato. Por exemplo, cadeias de montanhas, com raízes profundas, constituídas por rochas com densidade relativamente baixa, ou corpos rochosos intrusivos de baixa densidade, como domos de sal (Fig. 2.12 a). As anomalias gravimétricas positivas são causadas pela presença de materiais com densidade relativamente alta, na superfície ou em profundidade como, por exemplo, rochas máficas (mais densas) em contato com rochas sedimentares (Fig. 2.12 b). Depósitos de minerais metálicos de alta densidade, em subsuperfície, também produzem anomalias gravimétricas positivas e podem ser localizados através de levantamentos gravimétricos de detalhe.
f
= , onde RE – RPf
=f
= 0,003 (0,3%) DRE6378– 6357 6378
Figura 2.11- Gravidade terrestre (g) igual à soma
da aceleração da gravidade (ag) com a aceleração centrífuga (ac) g = ag + ac
2.4.2- Campo Magnético da Terra
A bússola, como instrumento de orientação, já era utilizada pelos chineses por volta de 1.100 DC, a quem é atribuída a descoberta do magnetismo terrestre. Mas foi somente no século seguinte, em 1.269, que o francês Pierre Pelerin de Maricourt realizou as primeiras investigações científicas desta propriedade física da Terra. Maricourt observou que aproximando pequenos ímãs a uma amostra esférica de magnetita (óxido de ferro magnético), eles orientavam-se segundo linhas que circundavam a esfera e interceptavam-se em dois pontos opostos, da mesma forma que as linhas de longitude interceptam-se nos polos geográficos do Terra. Por analogia, Maricourt denominou os dois pontos de polos magnéticos. O inglês William Gilbert reconheceu que o campo magnético terrestre é semelhante à de uma esfera de magnetita com campo dipolar, como o de um ímã de barra denominado de dipolo, e reuniu todo o conhecimento da época sobre o magnetismo na obra De Magnete, publicada em 1.600. Entretanto, medidas sistemáticas da intensidade do campo geomagnético começaram a ser obtidas somente a partir de 1838, pelo físico alemão Carl Friedrich Gauss que concluiu que 95 % do campo magnético terrestre origina-se no interior do planeta e somente uma pequena
parte restante provém de fontes externas.
A partir dos trabalhos de Gilbert, pode-se imaginar a Terra como uma esfera uniformemente magnetizada, no centro da qual existe um dipolo com linhas de força que emergem do polo sul para o polo norte (Fig. 2.13). Os polos magnéticos da Terra estão localizados aproximadamente a 78N 104W (polo norte) e 65S 139E (polo sul) e, portanto, não são diametralmente simétricos. Por esta razão o eixo do dipolo magnético terrestre está deslocado 490 km do centro da Terra e faz um ângulo de 11,5 com o eixo de rotação da Terra, sendo denominado de dipolo excêntrico.
Anomalia negativa de gravidade
Figura 2.13- Campo magnético dipolar da Terra, com linhas de força do polo sul para o polo
norte, cujo eixo faz um ângulo de 11,5º com o eixo de rotação do planeta.
Figura 2.12- Anomalias gravimétricas: negativa, causada pelo granito Tourão, no Rio Grande
do Norte (a) e positiva, causada pelas rochas basálticas da bacia do Paraná (b).
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Como o eixo magnético e o eixo de rotação da Terra não são coincidentes e nem paralelos, a agulha de uma bússola não aponta diretamente para o norte geográfico, fazendo normalmente um ângulo com a direção norte-sul, denominado declinação magnética, fato que já era conhecido dos grandes navegadores desde o século 16. O valor da declinação magnética (D) depende do local do observador em relação aos polos geográfico e magnético e varia também com o tempo. A única situação na qual a agulha da bússola aponta diretamente para o norte geográfico é quando não há declinação magnética (D = 0), o que somente ocorre quando o ponto de observação está alinhado no mesmo meridiano com os polos geográfico e magnético (Fig. 2.14). Se a agulha da bússola desvia para leste (à direita) do norte geográfico, a declinação é considerada positiva e se desvia para oeste (à esquerda), a declinação é negativa (Fig. 2.14).
Como a agulha da bússola acompanha as linhas de força do campo magnético terrestre, ela normalmente não se mantém em posição horizontal, de tal forma que a extremidade norte da agulha inclina-se para baixo no hemisfério norte e para cima no hemisfério sul. O ângulo que a agulha faz com o plano horizontal é chamado de inclinação magnética (Fig. 2.15). A inclinação magnética (I) varia de zero no equador magnético, onde as linhas de força são paralelas à superfície, a 90 nos polos magnéticos, onde as linhas de força são verticais.
Figura 2.14- Posição do polo norte geográfico (N) e do polo norte magnético (NM), mostrando
uma situação sem declinação magnética (D = 0, ponto 1), no centro da faixa de latitudes destacada (cinza), duas situações de declinação positiva (direção do NM a leste de N, pontos 2 e 3) e duas situações de declinação negativa (direção do NM a oeste de N, pontos 4 e 5).
Figura 2.15- Representação vetorial do campo
geomagnético (vetor F), mostrando as componentes horizontal (FH) e vertical (FV), a declinação (D) e inclinação (I) magnéticas.
F = FH+ FV
F = (FH2+ FV2 )½ FH = (x2+ y2)½ F = (x2+ y2+ FV2 )½
tgD = y/x D = arctg(y/x) tgI = FV/FH I = arctg(FV/FH) cuja agulha sempre
O campo magnético terrestre pode ser representado como um vetor, cuja direção e intensidade variam no espaço e no tempo (Fig. 2.15). A direção do campo magnético é definida pela declinação (D) e inclinação (I) magnéticas e sua intensidade corresponde ao módulo do vetor F, cujas componentes horizontal e vertical são respectivamente FH e FV. A tangente da declinação magnética (D) pode ser determinada pela relação das projeções da componente horizontal (FH) nas direções N-S ( ) e E-W ( ), ou seja, tgD = y/x (Fig. 2.15). Por outro lado, a tangente da Inclinação magnética (I) pode ser determinada pela relação das componentes vertical (FV) e horizontal (FH), ou seja, tgI = FV/FH (Fig. 2.15). No equador magnético, onde I = 0, a componente vertical do campo magnético é zero (FV= 0) e, portanto, F = FH, ao passo que nos polos magnéticos, onde I = 90, a componente horizontal é zero (FH= 0) e, portanto, F = FV.
A intensidade do campo geomagnético é baixa e varia com a localização geográfica, sendo mínima próxima do equador magnético e aumenta em direção aos polos magnéticos, atingindo 60.000 nT no polo magnético norte e 70.000 nT no polo magnético sul, sendo Tesla (T) uma unidade de campo magnético e 1 nano Tesla (nT) = 10‾9T. Além disso, a intensidade do campo magnético também varia lentamente com o tempo (variações seculares), cuja origem está relacionada aos processos geradores do campo geomagnético no núcleo da Terra. Os polos magnéticos se deslocam a uma velocidade média de 0,2 por ano ao redor dos polos geográficos, percorrendo uma trajetória irregular, porém normalmente sem se afastar mais do que 30 do polo geográfico e levam milhares de anos para dar uma volta completa de 360 ao redor dos polos geográficos. Desse modo, tanto a declinação como a inclinação magnética de um local varia continuamente com o tempo, aumentando ou diminuindo. Como a declinação define a direção do campo magnético na superfície terrestre há necessidade de correção deste valor a cada 5 anos aproximadamente.
Apesar de fraco, o campo geomagnético, denominado magnetosfera, ocupa um volume muito grande, com suas linhas de força estendendo-se a distâncias 10 a 13 vezes o raio da Terra. A magnetosfera exibe uma forma assimétrica em relação à Terra, assemelhando-se a uma gota com cauda comprida (Fig. 2.16), como consequência principalmente do movimento de partículas emitidas pelo Sol (núcleo de átomos, sobretudo H e elétrons), denominado vento solar que flui a uma velocidade de 300 a 500 km/s. Próximo à Terra, o vento solar comprime o campo geomagnético no lado iluminado pelo Sol, de tal modo que no lado não iluminado (noite) as linhas de força não sofrem pressão do vento solar e estendem-se a distâncias maiores que 2.000 vezes o raio da Terra, alcançando a lua.
O campo geomagnético exerce um papel importante de blindagem ao vento e erupções solares, impedindo que as partículas mais energéticas atinjam a superfície terrestre, causando danos à biosfera. Entretanto, nas regiões polares as partículas e radiações solares penetram facilmente até a atmosfera superior (ionosfera inferior), conduzidas pelas próprias linhas de força posicionadas verticalmente à superfície da Terra. A ionosfera, por ser eletricamente condutora, é utilizada na radiocomunicação. Quando esta parte da atmosfera é invadida por um fluxo de radiação solar mais intenso (tempestades magnéticas) pode provocar interrupções ou interferências na comunicação de rádio. Uma tempestade magnética ocorre em geral um dia após o aparecimento das chamas solares (grandes emissões luminosas na região mais externa do Sol). Um dos fenômenos luminosos mais intensos e fascinantes no céu, denominado de aurora boreal e austral, observado nas regiões polares norte e sul respectivamente, pode ocorrer durante uma tempestade magnética. A aurora aparece como uma cortina luminosa de cor esverdeada ou rósea, com a borda inferior a cerca de 100 km de altura e a superior em torno de 1.000 km (Fig. 2.17).
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A distribuição do campo geomagnético sobre a superfície da Terra pode ser observada em cartas isomagnéticas, ou seja, mapas com linhas que unem pontos com o mesmo valor de um determinado parâmetro magnético, como a intensidade do campo geomagnético (Fig. 2.18) ou a declinação magnética. Em escala global, essas cartas geomagnéticas não mostram relação alguma com as principais feições geológicas e geográficas do planeta, como continentes, oceanos, cadeias de montanhas, indicando que a origem do campo geomagnético deve necessariamente ser profunda. Se o campo magnético terrestre fosse um simples dipolo geocêntrico, as linhas de mesmo valor de intensidade total seriam paralelas ao equador magnético do dipolo que se tornariam progressivamente mais curvas ao aproximar-se dos polos. Entretanto, no mapa da intensidade do campo geomagnético (Fig. 2.18) observa-se linhas com curvatura variável, indicando que o campo magnético terrestre é mais complexo que o campo de um dipolo geocêntrico perfeito. Essas variações na curvatura das linhas geomagnéticas são devidas a valores anormais do campo geomagnético, denominados de anomalias geomagnéticas.
Figura 2.16- Representação esquemática da
magnetosfera e a ação do vento solar sobre
as linhas de força do campo geomagnético. Figura 2.17- Fotografia de uma aurora boreal.
As anomalias magnéticas são evidenciadas normalmente em cartas geomagnéticas mais detalhadas que podem mostrar valores diferentes da média da região (background), podendo ser acima (anomalia positiva) ou abaixo (anomalia negativa) do background (Fig. 2.19). Anomalias positivas podem estar relacionadas a concentrações de minerais magnéticos em rochas, como jazidas de ferro, ou correntes elétricas fracas na crosta ou nos oceanos. A busca e interpretação de anomalias magnéticas são a base do método magnético em prospecção geofísica.
As características do campo geomagnético descritas acima indicam que sua origem é profunda, mas o que poderia causar esse magnetismo? Os dados sísmicos do interior da Terra combinados com as hipóteses da origem do sistema solar indicam a existência de um núcleo metálico, composto de ferro e níquel, com raio de 3.470 km (tamanho aproximado do planeta Marte), constituído de um núcleo interno sólido, com raio de 1.220 km, e um núcleo externo fluido. Embora não haja divergência quanto ao estado dinâmico do núcleo externo e que esse movimento gera corrente elétrica que, por sua vez, induz um campo magnético, sua fonte de energia e como esse movimento pode gerar um campo magnético, estão ainda em discussão. Entretanto, a maioria dos autores converge para uma hipótese pela qual o núcleo atua como uma espécie de dínamo autossustentável, capaz de converter energia mecânica em energia elétrica, sustentada pela combinação de dados teóricos e experimentais e sugerida inicialmente por Bullard e Elsasser no início da década de 1950 do século passado. O dínamo magnético da Terra pode ter sido induzido por um campo magnético externo, como o próprio campo do sistema solar, após o que continuou produzindo o seu próprio campo magnético sem suprimento de energia externa.
As diferenças de temperatura do núcleo fluido, entre o seu interior, próximo do núcleo interno (maiores temperaturas), e a sua periferia, próximo do manto (menores temperaturas), provoca movimento de convecção de fases menos densas profundas para a periferia mais fria do núcleo. Além disso, o movimento de rotação da Terra provoca uma força no fluido do núcleo (força de Coriolis) com direção perpendicular ao seu movimento convectivo. A combinação entre o movimento convectivo e a força de coriolis resulta em um movimento espiral autossustentável do material fluido e condutor do núcleo, em direção a sua periferia (Fig. 2.20), que gera um campo magnético dipolar cujo eixo é aproximadamente paralelo ao eixo de rotação da Terra.
Os dados obtidos do campo geomagnético atual da Terra remontam apenas há alguns séculos atrás que é um intervalo de tempo muito curto em relação à história geológica da Terra. Como obter, então, dados sobre o campo geomagnético passado da Terra? Terá ele tido sempre o mesmo padrão do atual? Terá ele sempre existido? Questões como essas só puderam ser respondidas a partir da metade do século passado quando se verificou que a história magnética da Terra não se perde completamente, pois fica registrada como um magnetismo fóssil nas rochas. Alguns minerais magnéticos de
Figura 2.19- Anomalia magnética positiva de
intensidade total do campo geomagnético, gerada por concentração de minerais magnéticos em corpo ígneo na região de Juquiá-SP.
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ferro se alinham ao campo magnético terrestre no momento de sua cristalização juntamente com a rocha que os contém. A magnetita (Fe3O4) e a pirrotita (Fe1˗xS) são minerais magnéticos naturais, enquanto que a hematita (Fe2O3) e ilmenita (FeTiO3) são minerais originalmente não magnéticos que são magnetizados permanentemente pelo campo geomagnético, sendo que todos eles se alinham ao campo magnético terrestre. A intensidade da magnetização das rochas é normalmente fraca, mas fica preservada ao longo do tempo como uma magnetização remanescente, mesmo que a rocha sofra transformações e deformações após a sua formação. Além disso, eventuais mudanças futuras no campo geomagnético não mais afetarão o alinhamento dos minerais magnéticos que foram cristalizados na época de formação da rocha.
A intensidade e a direção da magnetização remanescente das rochas são determinadas por instrumentos sensíveis (magnetômetros) para tentar reconstruir o passado magnético da Terra, campo de
estudo da geofísica denominado
paleomagnetismo. Com a determinação da declinação e inclinação magnéticas remanescentes de uma rocha pode-se determinar a posição do polo magnético correspondente (Fig. 2.21)
As pesquisas paleomagnéticas indicam que a Terra tem mantido um campo magnético significativo há pelos menos 2,7 bilhões de anos. Entretanto, os dados paleomagnéticos associados com datações radiométricas das rochas indicam claramente que houve no passado vários períodos com polaridade magnética inversa à do campo geomagnético atual, ou seja, com linhas de força que emergem do polo norte e convergem para o polo sul. Para se interpretar que as inversões da polaridade magnética em algumas rochas estejam refletindo a inversão da polaridade geomagnética do planeta e não alguma especificidade daquelas rochas, as inversões teriam que ser confirmadas nas rochas de todos os continentes. Dados paleomagnéticos sistemáticos
Figura 2.20- Movimento do fluido
condutor do núcleo externo e geração do campo magnético dipolar, indicado pelas linhas de força, com o eixo quase paralelo ao eixo de rotação da Terra.
Figura 2.21- Vetor do campo magnético de uma
rocha (seta), definido pelos ângulos de declinação (D) e inclinação (I) e a posição do polo paleomagnético (P) correspondente.
de várias regiões da Terra, obtidos na década de 1960, permitiram elaborar uma escala com os dados normais e inversos destas regiões, confirmando as inversões de polaridade geomagnética do planeta (Fig. 2.22). Estes dados mostram que o campo geomagnético permanece com uma determinada polaridade durante intervalos variáveis, em torno de 100 mil a 10 milhões de anos, e para completar uma transição de polaridade são necessários 1.000 a 10.000 anos.
O paleomagnetismo contribuiu não só para a reconstituição da história do campo magnético da Terra, como também para a retomada das ideias sobre a deriva continental, formuladas pelo geólogo americano Frank B. Taylor e pelo meteorologista alemão Alfred L. Wegner, no início do século 20, e só reconsiderada 40 anos depois apoiada pelas evidências geofísicas, tais como dados sísmicos do interior da terra, dados paleomagnéticos e datações geocronológicas das rochas basálticas do fundo dos oceanos.
Figura 2.22- Escala de inversões da polaridade do campo geomagnético
nos últimos 80 milhões de anos (a). À direita, detalhe da coluna, mostrando épocas de polaridade normal ou inversa ocorridas nos últimos 4,5 milhões de anos que receberam nomes especiais (b). Faixas escuras representam polaridade normal e faixas claras polaridade inversa. Notar que a polaridade normal atual já dura 700 mil anos.
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3.1- INTRODUÇÃO: A teoria da deriva continental
Apesar da aparente quietude que normalmente sentimos, a Terra é um planeta dinâmico. Se fosse fotografada do espaço a cada século, desde a sua formação, para formar um filme, o que veríamos seria um planeta azul com seus continentes se movimentando, ora colidindo, ora se afastando entre si, em uma espécie de dança dos continentes. As ideias de que os continentes nem sempre estiveram onde estão nasceram quando surgiram os primeiros mapas das linhas das costas atlânticas da América do Sul e África. Em 1.620, o filósofo inglês Francis Bacon foi o pioneiro em considerar a hipótese de que a América do Sul e África estiveram unidas no passado,