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Exercicio de geologia
Exercicio de geologia

1. O que é pangeia 

Devido a teoria da separação dos continentes , deduz-se que no passado havia apenas um continente. O tempo para tal evento a maioria dos geologos circula em torno de 200 a 540 milhões de anos e há tambvem  milhares de geologos que defendem uma separação recente devido diversos argumentos e testes que verificam. 

2. Como ocorre a expansão do assoalho marinho?

A teoria das tecnonicas defende que do manto vai havendo uma evasão lenta de magma que vai empurrando ..lá na extremidade da placa ela vai subductando , ou soerguendo cadeia de montanhas ou gerando atritos paralelos. 

Muitos defendem que houve uma fragmasnetação violenta da crosta no inicio o que gerou esse movimento em maior escala e possivelmente o aquecimento da crosta inchando e a tornando mais fina no meio (+- 20 km de espessura) e mais grossa onde o calor n~çao afetou tanto (*debaixo dos continentes onde possui 70 km medios de espessura) 

3. O que são limites convergentes? 

Limites convergentes, zonas de convergência ou limites destrutivos são áreas de convergência das placas tectónicas que passam a se tangenciar como consequência de movimentos convergentes horizontais que ocorrem entre si denominados de movimentos orogénicos (do grego oros: montanha e gene: criação); tais movimentos ocorrem em virtude da diferença de calor e pressão que ocorre na astenosfera fazendo com que as placas, que sobre ela flutuam, se movam. Como resposta ao atrito em tais áreas, verifica-se não só uma profunda instabilidade sísmica como também, em muitas vezes, a presença de fendas inter-tectónicas que possibilitam o extravazamento de magma (astenosfera) para o meio externo.

Tipos



Limite oceânico-oceânico

Quando duas zonas da crosta oceânica convergem ocorre geralmente subducção da fracção mais densa (correspondente à mais antiga).

A zona subduzida é a primeira a sofrer metamorfismo devido aos elevados aumentos de pressão e temperatura. Como nesta situação a pressão aumenta mais rapidamente que a temperatura, o principal mecanismo de metamorfização é a desidratação, que resulta na libertação de fluidos. Estes fluidos ascendem ao manto não subduzido onde vão contribuir para um aumento da pressão, que vai diminuir o ponto de fusão dos peridotitos (rochas mantélicas, essencialmente constituídas por olivina, clino e ortopiroxena), que fundem parcialmente, originando magmas basálticos.

Durante a ascensão, o magma pode sofrer diferenciação e formar rochas ígneas de diferentes composições, desde básicas, intermédias e ácidas, embora estes casos sejam excepções, devido à pouca espessura da crusta oceânica, pelo que as rochas que aqui se encontram são geralmente básicas.

Estes fenómenos de vulcanismo podem resultar na formação de ilhas oceânicas em arcos insulares, como é o caso do Japão.





Limite oceânico-continental

Quando a colisão ocorre entre uma placa oceânica e uma placa continental, geralmente a placa oceânica (mais densa) mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção.

Tal como no caso anterior, existe metamorfismo de alta pressão e temperaturas intermédias, pelo que ocorre ascensão de fluidos que contribuem para a fusão parcial dos peridotitos originando, tal como no caso anterior, magmas basálticos.

A crusta continental é bem mais espessa que a oceânica e, aquando a subducção, pode ocorrer dobramento da crosta continental que sofre um espessamento acompanhado por metamorfismo regional.

Nas zonas mais profundas da crusta continental pode ocorrer fusão parcial, da qual resultam magmas graníticos. Estes podem misturar-se com os magmas basálticos (formados a maior profundidade) e com os intermédios (formados por diferenciação magmática), pelo que nestas zonas pode existir uma grande diversidade química e litológica de vulcanismo e plutonismo (formação de rochas ígneas em profundidade).

Nestes limites formam-se arcos magmáticos continentais, ou arcos vulcânicos, ocorrendo sempre orogenia, como no caso dos Andes na América do Sul (encontro das Placa Sul-americana e a de Placa de Nazsca)..




Limite continental-continental

Neste tipo de limite ocorre a colisão entre duas porções de crusta continental. Como ambas placas possuem baixa densidade não existe propriamente subducção (ou é mínima), juntando-se as duas placas que se dobram e deformam, ocorrendo invariavelmente orogenia. À semelhança dos limites oceano-continente, todas as associações vulcânicas e plutónicas são possíveis, embora exista uma predominância de rochas graníticas. É este o processo que está na origem dos Himalaias, resultando da colisão das placas indiana e euroasiática.


4. Limite divergente 

um rifte no meio e as placas se afastando


5. Limites transformantes 


Resultado de imagem para complexo da falha de Santo André


Na teoria de tectónica de placas, limite transformante, é um tipo de limite entre placas tectónicas, em que estas deslizam e roçam uma pela outra, ao longo de uma falha transformante, não havendo geralmente nem destruição nem criação de crosta. O movimento ao longo destas falhas classifica-se como sendo horizontal direito ou esquerdo. A maior parte dos limites transformantes ocorre nos fundos oceânicos onde provocam o movimento lateral de cristas activas, dando a estas um aspecto ziguezagueante. No entanto, os limites transformantes mais conhecidos situam-se em terra, Um exemplo deste tipo de limite de placas e o complexo da falha de Santo André, localizado na costa oeste da América do Norte o qual faz parte de um complexo sistema de falhas desta região. Neste local, as placas do Pacifico e norte-americanas movem-se relativamente uma a outra, com a placa do Pacifico a mover-se na direção noroeste relativamente a América do Norte. Dentro de aproximadamente 50 milhões de anos, a parte da Califórnia situada a oeste da falha será uma ilha, próxima do Alasca.

Deve salientar-se que a verdadeira direção de movimento das placas que se encontram numa falha transformante como a de Santo André, muitas vezes não coincide com o seu movimento relativo na zona de falha. Por exemplo, segundo os dados obtidos a partir de medições efetuadas por GPS, a placa norte-americana move-se para sudoeste quase perpendicularmente a placa do Pacifico enquanto esta se move mais em direção a oeste relativamente ao movimento para noroeste ao longo da falha de Santo André. As forcas compressivas resultantes são dissipadas por soerguimentos na maior zona de falha. Os dobramentos presentes nesta zona, bem como a própria falha de Santo André no sul da Califórnia, são o provavelmente resultado de estiramento crusta na região da Grande Bacia, sobreposto ao movimento global da placa norte-americana. Alguns geólogos especulam sobre o possível desenvolvimento de uma fenda na Grande Bacia, uma vez que a crusta nesta zona esta a adelgaçar-se de forma mensurável.


6. Subducção 

A subducção de placas é o processo de afundamento de uma placa litosférica sob outra num limite convergente, segundo a teoria de tectónica de placas.[1] A subducção ocorre ao longo de amplas zonas de subducção que no presente se concentram nas costas do oceano Pacífico, no chamado Anel de Fogo do Pacífico, mas também há zonas de subducção em partes do mar Mediterrâneo, das Antilhas, das Antilhas do Sul e na costa índica da Indonésia.

A subducção é causada por duas forças tectónicas: uma que provém da pressão das dorsais oceânicas (inglês: ridge-push) e outra, mais significativa, que é consequência da pressão exercida pelas placas (inglés: slab-pull).[2]

A subducção provoca sismos recorrentes[1] de grande magnitude, e que se originam na zona de Benioff. A subducção também causa a fusão parcial de parte do manto terrestre gerando magma que ascende, dando lugar a vulcões.[3]

O ângulo de subducção, o ângulo que forma o plano da zona de Wadati-Benioff com a superfície terrestre, pode variar de cerca de 90° nas Marianas a apenas 10° no Peru.[4]

La crusta oceânica que está em vias de ser subductida na fossa das Marianas é a crusta oceânica mais antiga da Terra sem contar ofiolitos. A subducção empinada está associada à extensão do retroarco,[5] provocando a migração de crusta dos arcos vulcânicos e fragmentos de crusta continental, deixando atrás um mar marginal.

7. Tipos de convergentes.... repondido na 3 

8. Quais anomalias magnéticas encontradas no fubndo ndos oceanos ? 

3.1 - O fundo oceânico como um gravador magnético
Durante a Segunda Guerra Mundial, foram desenvolvidos instrumentos extremamente sensíveis para detectar submarinos a partir dos campos magnéticos emanados por suas couraças de aço. Os geólogos modificaram ligeiramente esses instrumentos e rebocaram-nos atrás de navios de pesquisas para medir o campo magnético local criado por rochas magnetizadas no fundo do mar. Cruzando os oceanos repetidas vezes, os cientistas marinhos descobriram surpreendentes padrões regulares na intensidade do campo magnético local. Em muitas áreas, o campo magnético alternava entre valores altos e baixos dispostos em bandas longas e estreitas chamadas de anomalias magnéticas, que eram paralelas e quase perfeitamente simétricas à crista da dorsal mesoceânica. A detecção desses padrões foi uma dentre as grandes descobertas que confirmaram a expansão do assoalho oceânico e levaram à teoria da tectónica de placas. A detecção desses padrões também permitiu aos geólogos medir os movimentos das pIacas ao longo do tempo geológico. Para entender esses avanços, precisamos olhar mais detidamente como as rochas tornaram-se magnetizadas.
3.1.1 - O registo rochoso das reversões magnéticas da Terra
Há quase 400 anos, os cientistas sabem que uma agulha de uma bússola aponta para o pólo magnético norte (próximo ao Pólo Norte geográfico) devido ao campo magnético da Terra. Imaginem quão estupefactos eles ficaram há poucas décadas quando encontraram evidências no registo geológico de que, ao longo do tempo, o campo magnético frequentemente se reverte – ou seja, troca o pólo magnético norte pelo pólo magnético sul. Durante cerca de metade do tempo geológico, a agulha de uma bússola apontaria para o sul!
No início da década de 1960, os geólogos descobriram que o registo preciso desse comportamento peculiar pode ser obtido a partir de derrames acamados de lava vulcânica. Quando lavas ricas em ferro resfriam-se em presença do campo magnético terrestre, tornam-se levemente magnetizadas segundo a direcção desse campo. Tal fenómeno é chamado de magnetização termorremanescente, porque a rocha "recorda-se" da magnetização muito depois de o campo magnetizador existente ao tempo de sua formação ter sido mudado.
Em derrames de lavas acamados, cada camada de rocha do topo para a base da sequência representa um período de tempo geológico mais antigo, e a idade de cada camada pode ser determinada por métodos de datação precisa. As medições da magnetização termorremanescente de amostras de rocha de cada camada fornecem a direcção do campo magnético terrestre nelas congelada quando de seu resfriamento. Por meio da repetição dessas medidas em vários lugares no mundo, os geólogos desvendaram a história detalhada das reversões magnéticas ao longo do tempo geológico.
Cerca de metade de todas as rochas estudadas mostrou-se magnetizada numa direcção oposta ao campo magnético terrestre actual. Aparentemente, o campo inverteu-se muitas vezes no tempo geológico, e campos normais (os mesmos de agora) e reversos (opostos ao de agora) são igualmente prováveis. Os períodos mais longos do campo normal ou reverso são chamados de épocas magnéticas; elas parecem durar cerca de meio milhão de anos, embora o padrão de reversão, quando retrocedemos no tempo geológico, torne-se altamente irregular. Superpostas às épocas maiores, estão as reversões curtas e transicionais do campo, conhecidas como eventos magnéticos, que podem durar desde alguns milhares até 200 mil anos.
3.1.2 - Padrões de anomalias magnéticas no assoalho oceânico
Os peculiares padrões magnéticos bandados localizados no fundo do oceano deixaram os cientistas curiosos até 1963, quando dois ingleses, F. J. Vine e D. H. Mathews - e, independentemente, dois canadenses, L. Morley e A. Larochelle - formularam uma proposta surpreendente. Com base em novas evidências para as reversões magnéticas colectadas por geólogos em derrames de lavas no continente, eles argumentaram que as bandas magnéticas altas e baixas correspondiam a bandas de rochas do fundo submarino que foram magnetizadas durante episódios ancestrais do campo magnético normal e reverso. Ou seja, quando o navio de pesquisa estivesse sobre rochas magnetizadas na direcção normal, ele registaria um campo magnético localmente mais forte, ou uma anomalia magnética positiva, e quando estivesse sobre rochas magnetizadas na direcção reversa, registaria um campo localmente mais fraco, ou uma anomalia magnética negativa.
Essa ideia forneceu um poderoso teste para a hipótese da expansão do assoalho oceânico, que postula que o fundo submarino novo é formado ao longo dos riftes de uma crista da dorsal mesoceânica, à medida que as placas se separam. O magma fluindo do interior solidifica-se nas fracturas e torna-se magnetizado na direcção do campo magnético terrestre da época. À medida que o assoalho oceânico separa-se e afasta-se da crista, aproximadamente metade do material magnetizado num certo momento move-se para um lado, e metade para o outro, formando duas bandas magnetizadas simétricas. Um novo material preenche as fracturas, continuando o processo. Desse modo, o assoalho submarino funciona como um gravador que codifica a história de abertura dos oceanos por meio da impressão magnética das reversões do campo magnético da Terra.
Passados alguns anos, os cientistas marinhos foram capazes de mostrar que esse modelo fornecia uma explicação consistente para os padrões simétricos das anomalias magnéticas do assoalho oceânico encontrados nas dorsais mesoceânicas em todo o mundo. Além disso, esse modelo forneceu-lhes uma ferramenta precisa para medir as taxas de expansão do assoalho oceânico actuais e do passado geológico. Essa evidência contribuiu substancialmente para a descoberta e a confirmação da tectónica de placas.


9. Qual foi o grande erro nos calculos de wagner como evidencia da deriva continental ? 

Podemos constatar, até aqui, que a hipótese de Wegener era apoiada por um grande número de dados, nomeadamente geofisicos, geológicos, palontológicos e paleoclimáticos. A verdade, poré, é que lhe faltava um "motor" responsável pela derivada, sendo esta a grande crítica feita à teoria de Wegener. Não conseguiu convencer os defensores do imobilismo devido à não apresentação de nenhum mecanismo plausível que justificasse a movimentação lateral das massas continentais.

O único argumento apresentado por Wegener era que os continentes eram massas menos densas,suportadas por massas mais densas provocando a sua deriva.


Críticas ao Argumentos: 

  • Paleontológicos – Perderam muita credibilidade , devido à descoberta de fósseis Glossopteris, na Sibéria, contrariando Wegener, que relacionava estes fósseis apenas com o Hemisfério Sul. 

 

  • Geológicos –Como explicava Wegener que só após 100M.a a Pangea se começasse a desagregar? Sem resposta para esta pergunta e sem estudos comparativos tanto ao nível litológico e orogénico, o cientista alemão foi fortemente criticado.

 

  •  Geofísicos –Teoria da isostasia apenas justificava os movimentos verticais, não sendo a explicação para os movimentos horizontais suportada por dados convicentes.
  • Geodésicos – Ritmo de separação entre a Europa e a Gronelândia, apresentavam erros de cálculo, sendo alvo de sérias críticas as técnicas geodésicas.Sendo assim, a comunidade cientifica do início do séc.XX não estava receptiva à transformação da visão permanentista para mobilista.Curiosiosidades:
    •A falta de acessibilidade e eficiência nos meios de informaçao.
  • •Pouca frequência de reuniões da comunidade científica.
  • •Alfred Wegener ser alemão,dificultando na época a comunicação e divulgação das suas ideias.
  • Algumas condições sociais da época que dificultaram a aceitação da teoria:
  •  



10.  Como pode ser descrita a teoria da evolução das placas em seis passos? (fig. 2.6)


Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço produzido por esse afastamento preenchido por um novo material da crosta, de origem magmática. Dessa forma, o limite divergente é construtivo, uma vez que possibilita a expansão dos fundos oceânicos e consequente formação de uma nova litosfera. A dinâmica da movimentação das placas que divergem, pode ser visualizada abaixo:


https://youtu.be/Ohq_3jKi-R0

http://entendendoageologiaufba.blogspot.com.br/2012/02/limites-divergentes_29.html
http://www.youtube.com/watch?v=Ohq_3jKi-R0&feature=related


Quando ocorrem na litosfera oceânica, os limites divergentes são típicos da dorsal oceânica, que exibe vulcanismo ativo, terremotos e rifteamento. Exemplo disso é a dorsal meso-atlântica e a dorsal do Pacífico oriental. Na litosfera continental é caracterizada pela presença de vales em rifte, como o Grande Vale do Rift da África Oriental, atividade vulcânica e terremotos distribuídos sobre uma zona mais larga que a dos centros de expansão oceânicos. (Press, Frank; Porto Alegre; 2006)



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11. Descreva o mecanismno do motor da tectonica de placas e sua origem


Força motriz de movimento de placas é o mecanismo físico que causa movimento de placas tectônicas. Existem duas forças importantes: tração por peso da placa em subducção, que se encontra na fossa oceânica (slab-pull) e empurrão por expansão de cadeia meso-oceânica (ridge-push). Cálculos quantitativas demostraram que a “slab-pull” é a força principal e a “ridge-push” é a força secundária. A força slab-pull é originada da litosfera oceânica fria e densa em comparação com a astenosfera mais quente e menos densa. No Oceano Pacífico, a slab-pull é predominante. Esta força é causada pela inversão densimétrica da litosfera oceânica, que é fria e densa, em comparação com a astenosfera oceânica, mais quente e menos densa. No Oceano Atlântico, a importância de “ridge-push” é relativamente grande.




Origem da teoria

tectônica de placas surgiu em 1968 como uma evolução do modelo de expansão do fundo do oceano. Essas teorias foram originadas do modelo de deriva continental. Durante a década de 1960, sob forte influência do modelo de expansão do fundo do oceano, a força motriz fundamental para movimento das placas foi atribuída à convecção térmica do manto. Isto é, as placas se movimentam horizontalmente sendo arrastadas pela convecção do manto astenosférico, que está presente abaixo da litosfera. A força direta para o movimento das placas era interpretada como a empurrão ativa da cadeia meso-oceânica, denominada “ridge-push”. Naquela época, todas as partes do manto abaixo da litosfera eram interpretadas como a astenosfera, com a espessura de 2800 km. Para explicar esta ideia, foi utilizada a comparação com a água na panela sobre um fogão aceso. Atualmente, este modelo está amplamente divulgado em nível de educação geológica.

O que é a força motriz principal?

De fato, existem algumas forças motrizes que causam e/ou dificultam o movimento das placas, tais como tração de slab (slab-pull), empurrão de cadeia meso-oceânica (ridge-push), sucção de fossa oceânica (trench suction) e forças de resistência de tectônica de placas (plate tectonic resistive forces). Os cálculos quantitativos por Forsyth & Uyeda (1975) concluíram que a “slab-pull” é a força principal e a “ridge-push” é a secundária. Isto é, as fossas oceânicas puxam as placas do mundo e as cadeias meso-oceânicas abrem passivamente pela força distensional.

Entretanto, a proporção da importância entre as duas forças depende dos oceanos. O Oceano Atlântico é um oceano jovem, sendo formado há cerca de 80 milhões de anos. A fossa oceânica ainda não surgiu neste oceano e, portanto a expansão é lenta, no máximo 3,5 cm por ano. Ao longo da Cadeia Meso-Atlântic (Mid-Atlantic Ridge), ocorrem três hot-spots derivados de plumas quentes: Islândia, Ascensão e Tristão da Cunha. A tectônica de expansão em torno dessas plumas quentes têm uma grande influência à expansão na cadeia meso-oceânica do Oceano Atlântico Inteiro. Portanto, a importância de ridge-push no Oceano Atlântico é relativamente grande em comparação com os demais oceanos. Por outro lado, o Oceano Pacífico é um oceano antigo, sendo formado há mais de 200 milhões de anos. Por isso, tem fossa oceânica tanto na margem oriental quanto ocidental. Pela forte tração das fossas oceânicas, a expansão da cadeia meso-oceânica (East Pacific Rise) é muito rápida, no máximo 15 cm por ano. A cadeia meso-oceânica foi deslocada da posição original pela força de tração e uma parte da foi subduzida, ou seja, “engolida” pela fossa oceânica. Portanto, os hot-spots não se localizam mais sobre a cadeia meso-oceânica. Neste oceano, slab-pull é muito expressiva e ridge-push é quase desprezível. O Oceano Índico tem características intermediárias entre o Oceano Pacífico e o Oceano Atlântico.





12. Imagine e descreva um experimento que demonstrasse quais são as forças mais importantes para ativar a tectonicas de placas  



Colocar uma massa sendo aquecida a fazendo romper e ser invadida por agua no rifte