Apresentação Geologia 12º Ano.

1. Prof(a). Isabel Henriques 1

2. Prof(a). Isabel Henriques 2

3. Prof(a). Isabel Henriques 3

4. Prof(a). Isabel Henriques 4

5. Origem do calor terrestre
 Calor primitivo gerado aquando da
formação do planeta Terra por
acreção de corpos mais pequenos
que compunham a nébula primitiva.
 Contracção gravitacional das
camadas internas da Terra.
 Decaimento radioactivo de isótopos instáveis. Este processo
ainda se encontra activo e é, actualmente, a principal fonte
de energia.
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6. Modelos de Convecção Mantélica
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7. Modelos de Convecção Mantélica
 Fluxo térmico
O fluxo de energia na Terra, sob a forma de
calor (fluxo térmico), pode ocorrer por três
mecanismos distintos: radiação, convecção e
condução.
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8. Modelos de Convecção Mantélica
Fluxo térmico
 A radiação apenas ocorre à superfície e
corresponde à perda de energia sob a
forma de radiação infravermelha.
 Nas camadas internas encontram-se activos
fenómenos de convecção e condução de
energia.
 A convecção é o principal mecanismo
responsável pelo fluxo de energia na Terra
e pode ser visualizada experimentalmente.
 Na convecção, a transferência de calor
processa-se pelo movimento de material
fundido, ou parcialmente fundido, que
pode comportar-se como um fluido.
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9. Modelos de Convecção Mantélica
A convecção ocorre em função de
diversos factores, nomeadamente:
 expansão térmica - o aquecimento de
um fluido provoca o aumento do seu
volume por expansão, com decréscimo
da densidade;
 gravidade - é essencial para atrair
("puxar") os materiais mais densos
para o fundo;
 fluidez - o material necessita de ser
fluido, para que possa criar uma
célula convectiva. O material sólido
apresenta elevada resistência à
deslocação.
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10. Modelos de Convecção Mantélica
Em 1928, Arthur Holmes propõe a hipótese de movimentos de
convecção no manto como motor da deriva dos continentes.
Arthur Holmes foi o primeiro cientista a relacionar a tectónica
de placas com a existência de convecção mantélica.
Segundo este cientista, ocorre a ascensão de magma do
manto, que é expelido ao nível dos riftes.
Arthur Holmes
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11. Modelos de Convecção
Mantélica
 A expansão dos fundos oceânicos é
compensada com a subducção da
placa oceânica nas fossas.
 A placa oceânica fria e densa
mergulha no manto, onde sofre
aquecimento e posterior fusão.
 O movimento lateral das correntes
convectivas na base da litosfera
permite a deslocação das placas.
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12. Modelos de Convecção Mantélica
 Os riftes encontram-se acima do ramo ascendente da célula de
convecção, enquanto as fossas oceânicas estão associadas ao
ramo descendente.
 As correntes de convecção organizam riftes à superfície e
consequente divisão do supercontinente Pangea em fragmentos
que derivam para diferentes posições.
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13. Modelos de Convecção Mantélica
 Harry Hess, em 1962, elaborou a
hipótese da expansão dos fundos
oceânicos.
 Sugeriu que o mecanismo para
esta expansão estaria associado a
movimentos convectivos de
material no manto.
 O modelo apresentado por Hess é
muito semelhante ao de Holmes,
divulgado em 1928.
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14. Modelos de Convecção Mantélica
Modelo a um nível (Holmes)
 O modelo de Holmes não consegue
explicar as diferentes composições dos
basaltos.
 Estudos de geoquímica permitiram
verificar que a composição dos basaltos
emitidos nos riftes é semelhante a nível
global, mas distinta dos basaltos
gerados nos pontos quentes.
 Estes dados apontam para a existência de duas origens
distintas para os magmas basálticos.
 Além disso, não se adequam a um modelo em que os
materiais são continuamente reciclados em células que se
expandem por todo o manto e que o tornariam homogéneo.
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15. Modelos de Convecção Mantélica
Modelo a dois níveis
 O primeiro nível convectivo ocorre nos riftes onde se
formam os basaltos que resultam da actividade de células
convectivas finas que circulam da base da astenosfera até
aos 670 km de profundidade.
 Nas Zonas de rifte o material sofre uma diminuição da
pressão ocorre a fusão parcial do material, que contribui
para a expansão dos fundos oceânicos.
 Ao nível das zonas de subducção, a
litosfera oceânica submerge, sofrendo
aquecimento, (aos 670 a 700 km)
sofrendo fusão e o material é
reciclado.
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16. Modelos de Convecção Mantélica
Modelo a dois níveis
 O segundo nível convectivo ocorre no
manto dos 670 aos 2900 km de
profundidade.
 Este nível é responsável pela
movimentação das células convectivas
do nível superior.
 A natureza geoquímica distinta das
camadas do manto impede que ocorra a
mistura de materiais.
 Este modelo considera que os pontos
quentes resultam da ascensão de
plumas mantélicas, de material a
elevadas temperaturas, que se formam
no limite do núcleo externo com o
manto inferior.
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17. Modelos de Convecção Mantélica
Modelo a dois níveis – Modelo Penetrativo
 O aperfeiçoamento de
instrumentos
sismográficos permitiu
verificar que a placa
litosférica quando sofre
subducção, ultrapassa os
700 km de profundidade, Modelo penetrativo
podendo atingir a base
do manto.
 Este movimento provoca
a mistura de material do
manto e é explicado
pelo modelo
penetrativo.
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18. Modelos de Convecção Mantélica
Modelo a dois níveis – Modelo Penetrativo
 Na base do manto ocorre
a formação de uma
camada com estrutura
complexa de material
ascende à superfície sob
a forma de plumas.
 Este modelo é suportado Modelo penetrativo
por dados geoquímicos
(existência de dois
reservatórios de magma
distintos no manto) e
por dados sísmicos
(afundamento profundo
da placa litosférica).
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19. Modelos de Convecção Mantélica
Modelo a um nível (Holmes)
Modelo penetrativo
Modelo a dois níveis
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20. Movimentos Verticais da Litosfera.
Equilíbrio Isostático.
 A capacidade de o manto superior próximo
da crusta e da astenosfera permitir
movimentos verticais é um princípio
fundamental para compreendermos os
movimentos verticais da litosfera, que
afectam a gravidade num dado local da
Terra.
 Embora o manto superior se encontre no
estado sólido, permite a ocorrência de
movimentos muito lentos, ao longo de
milhões de anos.
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21. Movimentos Verticais da Litosfera.
Equilíbrio Isostático.
 O estudo da atracção gravitacional tem
fornecido dados importantes para a
compreensão da estrutura interna da Terra.
 A gravidade pode ser definida como a
atracção da massa entre dois blocos.
 Quanto maior é a massa, maior é a força
gravítica.
 Os cientistas verificaram que a atracção
gravítica não é constante à superfície da
Terra.
 O uso de gravímetros permitiu detectar
pequenas diferenças na gravidade.
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22. Movimentos Verticais da
Litosfera. Equilíbrio Isostático.
 No século XIX, Georges Everest (que
deu o nome ao monte Everest), ao
estudar a gravidade em várias regiões
na Índia, verificou que os Himalaias Georges Everest
exerciam uma atracção gravítica
inferior ao esperado.
 Como a gravidade é proporcional à
massa, concluiu que as montanhas
possuíam uma massa inferior ao
esperado.
 Este dado indica que as regiões
montanhosas são formadas por material
menos denso.
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23. Movimentos Verticais da Litosfera.
Equilíbrio Isostático.
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24. Movimentos Verticais da Litosfera. Equilíbrio
Isostático.
 No século XIX começou a surgir a ideia de que a crusta menos
densa estaria a flutuar sobre o manto superior mais denso e
seria capaz de sofrer deformação lenta ao longo do tempo.
 A crusta e o manto encontram-se num balanço gravitacional
permanente, designado por isostasia.
 As anomalias isostáticas podem ser positivas e negativas.
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25. Movimentos Verticais da Litosfera. Equilíbrio
Isostático.
 Numa anomalia isostática positiva, a gravidade é superior
ao valor médio medido ao nível do mar e indica que há um
excesso de massa nessa secção da Terra, em resultado da
maior densidade.
 São comuns nas regiões oceânicas, pois a crusta oceânica é
formada essencialmente por basaltos, mais densos que as
rochas graníticas.
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26. Movimentos Verticais da
Litosfera. Equilíbrio
Isostático.
 Nos materiais com baixa densidade,
diminui a atracção gravítica e origina
uma anomalia isostática negativa.
 Estas anomalias são frequentes nas
regiões montanhosas, o que poderá
indicar que possuem "raízes" profundas,
formando uma espessa mas pouco
densa coluna de material crustal.
 Assim, os continentes apresentam
altitudes superiores, pois são
compostos por rochas menos densas
(principalmente granitos).
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27. Movimentos Verticais da
Litosfera. Equilíbrio Isostático.
 A isostasia também pode ser comparada
com a flutuação dos icebergues nos
oceanos.
 A água salgada é mais densa do que o
gelo permitindo que este flutue.
 No entanto, a maior parte do gelo
encontra-se imerso, sendo essencial
para estabilizar o icebergue.
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28. Movimentos Verticais da
Litosfera.
Equilíbrio Isostático.
 O ajustamento isostático ocorre
quando se adiciona ou remove
material da crusta, originando
movimentos verticais que visam
equilibrar o nível de
compensação isostático
(profundidade na qual o peso por
unidade de área é igual em toda
a Terra).
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29. Movimentos Verticais da Litosfera.
Equilíbrio Isostático. Quando a actividade
tectónica diminuir na região
dos Himalaias, o efeito da
gravidade sobrepor-se-á,
acelerando o afundamento
da crusta no manto.
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30. Movimentos Verticais da
Litosfera. Equilíbrio
Isostático.
 O Princípio da Isostasia é bem
ilustrado pelos efeitos da última
glaciação que terminou há
aproximadamente 12 000 anos.
 Durante esta glaciação,
acumularam-se, nos actuais países
nórdicos e continente norte-
americano, grandes massas de gelo
com espessuras superiores a 2-3 km.
 Esta acumulação de gelo, e o seu
posterior degelo, ilustram os
ajustamentos isostáticos.
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31. Movimentos Verticais da
Litosfera. Equilíbrio
Isostático.
 Com o degelo rápido no final
da glaciação, os blocos
crustais tornaram-se mais
leves e, para atingir o
equilíbrio isostático e
recuperar a posição inicial
(antes da glaciação).
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62. Professora Isabel
Henriques
Disciplina de Geologia
12º Ano
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