Fluxo térmico

O fluxo de energia (figura 1), no planeta Terra, sob a forma de calor (fluxo térmico), pode ocorrer por três mecanismos distintos: radiação, convecção e condução.

Radiação apenas ocorre à superfície e corresponde à perda de energia sob a forma de radiação infravermelha. Nas camadas internas encontram-se ativos fenómenos de convecção e condução de energia. A convecção é o principal mecanismo responsável pelo fluxo de energia na Terra. Na convecção, a transferência de calor processa-se pelo movimento de material fundido, ou parcialmente fundido, que pode comporta-se como um fluido. A condução é um processo de transferência de energia que ocorre entre dois corpos, que estejam em contacto entre si e com diferentes temperaturas, ou entre uma zona de um corpo para outra zona do mesmo corpo. É um mecanismo que envolve a transferência de energia cinética de moléculas a temperatura mais elevada para moléculas a temperatura mais baixa. 

Figura 1 –  As regiões que apresentam maior fluxo térmico são as regiões associadas a riftes oceânicos, principalmente as dorsais oceânicas do Pacífico, Índico e Atlântico. As regiões com menor fluxo térmico são as regiões continentais. A crusta oceânica, sendo menos espessa do que a crusta continental, apresenta em média um fluxo térmico superior. Nas regiões de rifte, devido ao estiramento da crusta oceânica e ascensão de elevadas quantidades de magma, constata-se um elevado fluxo de energia. Por exemplo o fluxo térmico é superior nos Açores comparando com Portugal Continental. Os Açores localizam-se na crusta oceânica e na proximidade da dorsal oceânica, enquanto o território de Portugal Continental é formado por crusta continental mais espessa e fria, com menor fluxo térmico.   

A maioria do calor da Terra é transferido por mecanismos de convecção e não por condução. Se os mecanismos de condução fossem os mais importantes o fluxo térmico seria semelhante entre as diferentes regiões do globo. As diferenças presentes na figura 1 implicam a existência de  mecanismos de convecção que permitem a ascensão de material magmático até à superfície em determinadas regiões do globo.

Artur Holmes foi o primeiro cientista a relacionar a tectónica de placas com a existência de convecção mantélica. Segundo Holmes, ocorre ascensão de magma do manto, que é expelido a nível dos riftes, sendo esta expansão compensada com a subducção da placa oceânica nas fossas. O movimento lateral das correntes convectivas na base da litosfera permite a deslocação das placas, encontrando-se os riftes no ramo ascendente da célula de convecção, enquanto as fossas associadas ao ramo descendente.

Em 1962, Harry Hess elaborou a hipótese da expansão dos fundos oceânicos, sugerindo que o mecanismo para esta expansão estaria associado a movimentos convectivos de material no manto. Segundo Hess a subida de magma mantélico provocava a instalação de um rifte à superfície da Terra, enquanto que nas regiões de subducção ocorria a descida de material frio, que se afundava no manto (corrente convectiva descendente). A permanente formação e destruição de crusta estariam relacionadas com os mecanismos de convecção oriundos do manto. Este modelo apresentado por Hess é muito semelhante ao de Holmes, divulgado em 1928.    

Neocatastrofismo e o Dilúvio de Noé

Em 1998 dois geólogos norte-americanos, co-autores  do livro “O Dilúvio de Noé”, afirmaram que o grande dilúvio narrado na Bíblia poderia ter resultado de uma violenta enxurrada que obrigou as pessoas que viviam na orla costeira em redor do mar Negro a procurar refúgio, transformando o antigo lago de água doce num mar de águas salgadas.

Com o fim da última era glaciar, há cerca de 12 mil anos, o nível das águas foi subindo em todo o globo. De acordo com a hipótese destes dois autores, o mar de Mármara precipitou-se sobre o vale do Bósforo fazendo com que a água salgada invadisse a bacia do mar Negro. O novo mar estabilizou em duas camadas: à superfície, uma camada superior de água salobra e em profundidade uma camada de água salgada sem oxigénio nem vida, imagem 1.

Mar Negro

Imagem 1 – Há muitos milénios, o mar Negro era um lago de água doce com cerca de dois terços da área atual, sem ligação ao Mediterrâneo (9.5 ka). Entre este e o mar Negro existe o mar de Mármara. Durante a época que hoje chamamos Neolítico, foi provavelmente um oásis no meio de uma região seca. Sabe-se também que, com o fim gradual da última glaciação, há cerca de 12 000 anos, o nível dos mares, foi subindo (8.7 ka) devido à fusão dos glaciares, fazendo com que, Mediterrâneo submergisse o vale do Bósforo e entrasse pela bacia do mar Negro. A água salgada mais densa, encheu por completo o fundo da bacia, deixando sobre si uma camada de água salobra, mais leve.

Pelos cálculos destes dois geólogos, este cataclismo provocou a subida do nível do mar Negro a um ritmo de 15 cm por dia. Todas as pessoas da margem viram-se forçadas a recuar mais de um quilómetro por dia, e a velocidade da enxurrada pouco tempo lhes deixou para desmontar as casas e organizar a evacuação.

Baseando-se em amostras de sedimentos obtidas por sondagens e datação absoluta de conchas marinhas, ambos chegaram à conclusão de que o Dilúvio se verificou já cerca de 7500 anos e que a linha de praia do antigo lago deveria hoje encontrar-se 150m abaixo da superfície. Em 1999 a linha de praia foi encontrada com o sonar, exatamente no local previsto.

O neocatastrofismo admite que as mudanças geológicas podem dever-se à existência de uma catástrofe que provocou alterações ambientais, que atuaram, lenta e gradualmente, ao longo de um espaço temporal alargado. O neocatastrofismo aceita a existência de fenómenos catastróficos para explicar as alterações da Terra, igualmente, os princípios orientadores do uniformitarismo.

Fontes consultadas : 

 

 

Chaminés de Fadas

A água desempenha um papel muito importante na modelação da paisagem. As águas selvagens, ou as de cursos sazonais, como as torrentes, originam relevos peculiares e facilmente reconhecíveis.

As águas continentais que circulam sem curso fixo, procedentes das precipitações, denominam-se águas selvagens. Aparecem quando o terreno não consegue absorver toda a água das chuvas que atinge a superfície. Quando as águas de precipitações correm por pequenos regueiros ou canais, denominam-se águas de enxurrada, Foto 1.

Torrente

Foto 1 – Ravinas originadas pela ação de águas de enxurrada. A ação erosiva destas águas é favorecida pela ausência de vegetação, pela presença de rochas macias, devido à secura do solo e às chuvas torrenciais.

Chaminés de fadas

As águas das chuvas ao cair, por ação da gravidade, sobre as rochas da crosta exerce sobre uma ação erosiva, que é, ao mesmo tempo química e mecânica. Como sabemos, a água pode reagir como os minerais das rochas, quer por si, quer pelos gases atmosféricos que transportam em solução. Em terrenos desagregados onde se encontram dispersos blocos rochosos, estes protegem os materiais que se encontram sob eles, de modo que acabam por se tornar salientes acima do solo e por constituir chaminés de fada, Foto 2.

Chaminés de Fada (esquema)

Foto 2 – No topo das Chaminés de Fadas há um fragmento de rocha que protege da erosão a rocha subjacente. A erosão diferencial produz estas formas tão caracteristicas das paisagens sedimentares.

Se o terreno é heterogéneo, as águas de escorrência desgastam as rochas mais tenras, pondo a descoberto as duras. Formam-se, assim, as já referidas chaminés de fadas, encimadas por um fragmento de rocha, a partir de um depósito areno-argiloso que encerre clastos maiores, dispersos na sua massa. As águas das chuvas e de escorrência produzem erosão nos materiais mais finos, removendo-os, mas não afetando a parte do depósito que fica sob os citados fragmentos maiores, que constituem como que um chapéu protetor.

As chaminés de fada são comuns ao nível de depósitos detríticos argilosos que encerram areão e cascalho, podendo observar-se nas bermas das estradas, escombreiras de areeiros, etc. No entanto, as chaminés de fadas com grandes dimensões são raras e podem ser observados nas regiões montanhosas onde existem restos de depósitos de vertente  glaciários.

Torrentes de zonas áridas e barrancos

Nas zonas áridas e com regime de chuvas esporádico, formam-se grandes leitos de águas, que arrastam todo o tipo de materiais. O fundo destes leitos é plano e o seu declive pouco acentuado. Só se enchem com chuvas torrenciais.

 As torrentes são leitos curtos que transportam água de maneira esporádica. A sua atividade é geralmente sazonal e está relacionada com o degelo, com chuvas fortes ou ambos. Distinguem-se três partes nas torrentes: a bacia de recepção, o canal de escoamento e o cone de dejecção, Filme 1.

Filme 1 – A bacia de recepção é a zona alta da torrente. Tem a forma de leque e é nela que se reunem as águas de enxurrada. É uma zona com grande declive, por onde a água corre com grande violência e arrastando materais. Portanto, nesta bacia produz-se uma intensa ação erosiva. O canal de escoamento é um leito por onde circula a água e os materiais anteriores. Os grandes fragmentos rochosos, arrastados por turbilhões de água, produzem no fundo do leito um efeito de remoinho, que provoca cavidades. O cone de dejecção é onde a torrente desagua no vale. Ali se depositam todos os materiais, configurando uma massa de forma cónica constituída por fragmentos de tamanhos distintos não selecionados: cascalhos, areias, argilas… Os cantos são angulosos, já que, devido à curta deslocação, não puderam arredondar-se.

A ação erosiva das águas selvagens diminui com a vegetação. É por isso que se replantam as encostas de montanhas e os taludes, evitando-se, assim, a erosão e o despreendimento de terras.

Álbum de fotos de Chaminés de Fada e outros aspetos morfológicos podem ser vistos aqui.

 

Areias e arenitos

Nas rochas detríticas os sedimentos apresentam-se soltos, constituindo rochas não consolidadas (rochas detríticas não consolidadas), ou estar ligadas por um cimento (resultante da precipitação), formando rochas consolidadas (rochas detríticas consolidadas).

Como a granulosidade (tamanho do grão) dos materiais é variável, e dada a importância das suas dimensões na caracterização destas rochas sedimentares, foi necessário estabelecer sistemas de classificação dos sedimentos detríticos de acordo com as dimensões que apresentam, Foto 1.

Praia

Foto 1 – Os materiais arrastados pelo vento podem vir a formar depósitos eólicos. Há duas categorias de materiais particularmente sensíveis à acção do vento: as poeiras e as areias. As areias siliciosas (ricas em quartzo) são abundantes no litoral marinho, nos desertos, e por vezes, nas estepes. O vento, ao soprar, modela essas extensões arenosas e dá origem a construções a que se dá o nome de dunas. As dunas tanto podem formar-se na proximidade das praias – dunas litorais – como nas regiões desérticas, em pleno continente – dunas continentais.

Rochas Areníticas

O termo areias refere-se a rochas não consolidadas de composição mineralógica muito variável. Existem areias calcárias (constituídas por grão de calcite), areias quartzosas (constituídas por grãos de quartzo) e areias negras (constituídas por minerais ricos em ferro, ferromagnesianas). São normalmente classificadas de acordo com o agente de transporte (fluvial, marinho, eólico e glaciar) e com duração do transporte.

Quando as areias são cimentadas formam-se os arenitos ou grés, que são rochas detríticas consolidadas, Foto 2.

Arenito (Praia da Falésia)

Foto 2 – Arenitos da Praia da Falésia (Algarve). As rochas sedimentares detríticas têm origem na acumulação de sedimentos. Os sedimentos como areias, resultam da desagregação das rochas preexistentes. O processo de compactação dos sedimentos e de cimentação e, por vezes, de aparecimento de novos minerais denomina-se diagénese.

A compactação de areias envolve  diminuição de volume devido ao peso dos sedimentos, à redução dos espaços vazios e à perda de água. Após ocorrer a compactação pode ocorrer a precipitação de substâncias químicas dissolvidas na água dos poros entre os sedimentos, formando um cimento natural que diminui a porosidade das rochas. Este processo denomina-se  cimentação. Os arenitos são areias consolidadas (compactadas e cimentadas) por um cimento natural.

Álbum de Fotos sobre Rochas Detríticas pode ser consultado aqui.

Vulcões de lama e bactérias

Quer nas margens continentais, quer nas dorsais oceânicas podemos encontrar ambientes particulares com capacidade de sintetizar matéria orgânica na ausência de luz. Estes são os ambientes quimiossintéticos onde a produção primária não depende da luz solar.

Em zona de margem os ambientes quimiossintéticos dependem da presença de uma fonte de metano no sedimento e têm o nome de “fontes frias” por oposição às fontes hidrotermais, que se formam em zona de separação de placas, e que apresentam fluidos reduzidos extremamente quentes. A característica mais especial destes ambientes é o facto de não dependerem do carbono orgânico que provém da superfície. A produção primária realizada pelos microrganismos suporta este oásis de vida, que apesar de uma grande biomassa, tem uma diversidade específica inferior à dos ecossistemas batiais vizinhos. São  ambientes geralmente  dominados  por  espécies  simbiotróficas,  ou  seja,  megafauna  e  macrofaunas hospedeiras  de  bactérias  simbiontes  quimioautotróficas,  autênticas  fábricas  de  produção de alimento.

Vulcões de lama

Os vulcões de lama, comuns em áreas de complexos acrecionários, formam-se quando sedimentos argilosos plásticos carregados de gás a grande pressão, existentes em profundidade, são extruídos à superfície do fundo do mar, após atravessarem a coluna sedimentar sobrejacente, vulgarmente utilizando fracturas pré existentes, Vídeo 1.

Vídeo 1 – Os vulcões de lama são zonas hidrotermais que expelem líquidos a baixa temperatura e gases provenientes de bolsas na crosta terrestre. Existem no leito do mar e na terra, sendo um dos mais famosos o do Parque Yelowstone, nos Estados Unidos.

De acordo com um artigo publicado na revista científica britânica Nature, um grupo de cientistas franceses e alemães descobriram ajudantes microscópicos que desempenham um papel importante na redução de um gás cau­sador do efeito estufa, responsável pelas mudanças climáticas.

Os “ajudantes anónimos” são os microrganismos devoradores de metano que vivem no fundo do mar na boca dos chamados vulcões de lama. A equipa de cientistas franco-germânica, chefiada por Antje Boetius, do Instituto Max Planck de Microbiologia Marinha de Bremen, Alemanha, descobriu três comunidades de organismos unicelulares em volta do vulcão de lama Haakon Mosby, no sul do arquipélago de Spitsbergen, no Árctico norueguês, Imagem 1.

HakonImagem 1 – O vulcão de lama Haakon Mosby tem cerca de um quilómetro de diâmetro e ergue-se a cerca de 10 metros do fundo do mar. Os microrganismos são capazes de limpar cerca de 40% do metano emitido por este vulcão de lama. O metano é 21 vezes mais eficaz em reter na Terra a radiação solar – efeito estufa – que o dióxido de carbono (CO2). Ambos os gases têm fontes naturais e causadas pelo homem.

Uma destas bactérias pertence a uma espécie desconhecida para os cientistas e outra é uma bactéria que quebra o metano, usando oxigénio. Analisando o genoma da bactéria, os investigadores encontraram um gene que codifica uma proteína chamada metano monoxigenase. As bactérias metanotróficas, que usam o metano (CH4) como fonte de energia e de carbono, usam proteínas do tipo Fe-O-Fe, chamadas monoxigenases, para catalisar a oxidação do metano em metanol, Imagem 2.

hyd_gas_ovImagem 2 – As fontes frias, tal como as fontes hidrotermais,  albergam comunidades  caracterizadas  por uma  produção  primária  quimioautotrófica  e  com  associações  simbióticas  entre  bactérias eucariotas. O  metano e o sulfureto são as principais fontes de energia e  são oxidados por espécies  bacterianas  na presença  de oxigénio.  As altas concentrações  de metano, hidrocarbonetos  ou  sulfureto  podem  estar  presentes  no  fluido,  sendo  que  as  concentrações  e o  fluxo  têm  grandes  efeitos  na  composição  da  comunidade  quimioautotrófica  adjacente. Em sedimentos anóxicos  controlados  por difusão, todo o metano produzido  por metanogénese  é oxidado  na zona  de transição  metano/sulfato  e nunca  alcança as águas do  fundo. Nas  fontes frias, a água  saturada de  metano  existente  nos  poros  do sedimento é transportada na direção  da superfície do sedimento  e a grande  disponibilidade  de metano leva a taxas mais altas de oxidação  anaeróbica  de metano na superfície dos sedimentos.

Hidratos de Metano

Hidratos de metano são sólidos cristalinos onde moléculas de gás ficam aprisionadas numa estrutura tipo-gelo formada pelas moléculas de água, o que acontece em certas condições de pressão relativamente alta (vulgarmente em profundidades de água superiores a algumas centenas de metros) e temperatura baixa (geralmente inferior a 4ºC). Dado que uma unidade de volume de hidratos de metano pode libertar por dissociação um volume de gás cerca de 160 vezes superior, é de grande interesse o seu estudo, pois a sua dissociação pode provocar a libertação de quantidades muito significativas de metano para a atmosfera, com possíveis implicações nas mudanças climáticas globais (contribuição para o efeito de estufa). Por outro lado, a dissociação dos hidratos de metano provoca também a fluidização dos sedimentos que os contêm podendo criar desprendimentos massivos de sedimentos das vertentes continentais.

Nos últimos anos tem-se verificado um enorme interesse generalizado na investigação dos hidratos de metano a nível mundial e no desenvolvimento da tecnologia que permita a sua exploração, particularmente em países como o Japão, Índia, Estados Unidos e Alemanha, pois estes, atendendo às elevadíssimas reservas estimadas podem vir a tornar-se um recurso energético importante no futuro.

Fontes consultadas:

  • https://www.nature.com/articles/nature05227
  • https://archimer.ifremer.fr/doc/00074/18518/16164.pdf
  • Bettencourt, R., Rodrigues,  M., Barros,  I., Cerqueira,  T., Freitas, C., Costa, V., Pinheiro, M., Egas, C., Santos, R.S. (2014). Site-related differences  in gene  expression and  bacterial densities in the mussel  Bathymodiolus azoricus  from the Menez  Gwen and  Lucky Strike deep-sea hydrothermal  vent  sites.  Fish  Shellfish  Immunol
  • Desbruyères, D.,  Almeida,  A., Biscoito, M., Comtet,  T., Khripounoff,  A., Le Bris, N., Sarradin, P.M.,  Segonzac,  M.  (2000).  A  review  of  the  distribution  of  hydrothermal  vent  communities along the northern Mid-Atlantic Ridge: dispersal vs. environmental controls. Hydrobiologia, 440, 201–216. doi:10.1023/A:1004175211848

Rochas Biogénicas – Carvões

Resultam da acumulação de detritos orgânicos, constituídos por restos de seres vivos ou e produtos da sua atividade, originam rochas biogénicas, como os calcários conquíferos e os carvões. Quando os restos de plantas sofrem decomposição lenta em ambientes aquáticos pouco profundos e pouco oxigenados (pântanos), após a diagénese originam o carvão, Foto 1.

Jurássico Inferior - Carvões (esquema)

Foto 1 – O carvão explorado na atualidade teve origem em florestas pantanosas do Paleozoico e do Mesozoico. Os diferentes tipos de carvão distinguem-se, entre outros aspetos, pelo crescente teor de carbono e crescente poder calorífico. Afloramento de rochas carbonatadas com níveis de matéria orgânica (carvão) de idade Jurássica – São Pedro de Moel.

Formam-se em regiões com vegetação luxuriante, e ambientes húmidos, principalmente nos pântanos e em alguns lagos pouco profundos. Os maiores depósitos originaram-se em regiões tropicais e subtropicais. O material vegetal morto acumula-se no fundo dos pântanos, formando espessas camadas. Estes depósitos aumentam de espessura rapidamente e têm um elevado conteúdo em água. A água é essencial para proteger o material vegetal da decomposição, pois impede que seja exposto a condições ambientais ricas em oxigénio e que promoveriam o crescimento rápido de microorganismos decompositores. No fundo dos pântanos encontram-se assim condições redutoras, próximas das anaeróbias. As reduzidas taxas de decomposição permitem a acumulação de espessas camadas de material vegetal que se transforma em turfa. Esta caracteriza-se por uma elevada porosidade e por apresentar cores acastanhadas em que ainda é possível identificar muitos restos vegetais.

O afundamento contínuo ao longo do tempo aumenta a compressão e temperatura que permitem a diagénese. Este aumento da temperatura e das deformações estruturais podem transformar a turfa em diferentes carvões: lignite, carvão betuminoso e antracite. Esta última é o último estádio de formação dos carvões, sendo sujeita a intensa deformação estrutural. Por esse motivo, muitos geólogos consideram que a antracite é uma rocha que se encontra na fronteira entre as sedimentares e as metamórficas.

Para visualizar Rochas Sedimentares Biogénicas clique aqui

Conglomerados e brechas

As rochas sedimentares têm origem na acumulação e compactação de detritos rochosos ou orgânicos, os sedimentos, que resultam das atividades geológicas e biológicas que decorrem na superfície do planeta. A sua formação implica a interação entre a litosfera, atmosfera, biosfera e a hidrosfera.

Estas rochas formadas à superfície da Terra podem ser classificadas de acordo com a origem dos sedimentos que as compõem, em detríticas, quimiogénicas e biogénicas.

Rochas Detríticas – Conglomerados

As rochas detríticas são formadas a partir dos fragmentos de outras rochas e minerais. Os fragmentos de maiores dimensões são designados de clastos (balastros) com formas e dimensões variadas (maiores de 2 milímetros), Foto 1, que ficam progressivamente mais rolados. Quando estes fragmentos soltos sofrem diagénese (compactação e cimentação) formam-se rochas sedimentares consolidadas.

Balastros

Foto 1 – Depósito marinho de balastros (Praia Norte – Viana do Castelo). Os balastros (rochas sedimentares não consolidadas) são depósitos com sedimentos de dimensões superiores a 2 mm. É difícil definir com rigor o limite entre erosão, transporte e sedimentação, uma vez que o mesmo agente pode realizar qualquer um dos três , consoante as relações entre as dimensões das partículas e a velocidade do agente. Os agentes de erosão e transporte tornam-se agentes de deposição final ou de sedimentação, por perda da capacidade transportadora (A.G.de Carvalho).

Conglomerados e brechas

São sempre constituídos por clastos de dimensão superior a areias grosseiras (> 2mm) unidos por um cimento calcário, ferruginoso, silicioso ou mesmo por uma matriz de menor tamanho (areia, argilas, etc), Foto 2.

Metaconglomerados esquema

Foto 2 – Conglomerado do Carbónico (Paleozóico). Anticlinal de Valongo (Arouca)

Vulgarmente os conglomerados são classificados quanto ao grau de arredondamento dos clastos: conglomerado ou pudim, quando os clastos são arredondados e a Brecha, quando os clastos são angulosos, Foto 3.

Brecha Vulcânica (legenda)

Foto  3 –  Brecha Vulcânica (Ribeira D´Ilhas, Ericeira).  Durante uma erupção vulcânica ocorre a projecção de fragmentos rochosos arrancados do aparelho vulcânico e lava incandescente. Este material acumula-se em redor do aparelho vulcânico não ocorrendo um transporte significativo quando estes materiais sólidos (piroclastos) apresentam dimensões elevadas.

Concluindo…

Os clastos (sedimentos) podem ser deslocados pela acção da água e da gravidade. A capacidade de transporte determina os sedimentos transportados. Por exemplo, um rio com uma corrente muito forte é capaz de transportar sedimentos de grandes dimensões, mas um rio com velocidade reduzida movimenta apenas os sedimentos finos. A forma e tamanho variam ao longo do transporte. Nas regões de montanha o rio transporte a maioria dos sedimentos e os clasto são mais angulosos. Nas secções finais o rio só transporta sedimentos finos e os clastos tornam-se mais arredondados.

Álbum de Fotos sobre Rochas Detríticas pode ser consultado aqui.

Powerpoint – Rochas Detríticas