GEOLOGIA DA LUA

 A topografia lunar pode ser classificada em dois tipos básicos: planaltos muito antigos - intensamente craterizados, de cor clara e constituídos de anortositos - e as maria - áreas relativamente planas e mais jovens, além de apresentarem coloração escura e composição basáltica. As maria são gigantes crateras de impacto que, posteriormente, foram preenchidas por lava, e que correspondem a aproximadamente 16% da superfície lunar. Uma mistura de pó fino e fragmentos rochosos produzidos por impactos de meteoritos, o que denomina-se de rególito, recobre grande parte da superfície lunar. Desprovida de atmosfera e campo magnético, a superfície da lua está totalmente exposta a ação do vento solar, sendo que muitas partículas provenientes deste, vieram a se incorporar ao rególito lunar.

Vulcanismo dos Pontos Quentes

A maioria dos terramotos e das erupções vulcânicas ocorrem perto dos limites das placas tectónicas. Existem, contudo, excepções. Por exemplo, as ilhas havaianas, que são na sua totalidade de origem vulcânica, formaram-se no meio do Oceano Pacífico, a mais de 3200 km do limite de placas mais próximo. Como se inserem estas ilhas e outros vulcões que se formam no interior de placas, na imagem das placas tectónicas?

Em 1963, J. Tuzo Wilson, geofísico canadiano, autor do conceito de falha tranformante, apresentou uma engenhosa ideia que ficou conhecida como a teoria dos “pontos quentes” (hot spots). Segundo ele, em certos locais da Terra, tal como o Havai, o vulcanismo esteve activo por períodos de tempo muito longos, o que poderia apenas acontecer se regiões relativamente pequenas, duradoras e exceptionalmente quentes – hot spots –, existentes por baixo das placas tectónicas, originassem fontes localizadas de grande energia térmica que sustivessem o vulcanismo (plumas térmicas). Para o caso específico das ilhas do Havai, aquele cientista concebeu a hipótese de que a cadeia de ilhas resultou do movimento da placa pacífica sobre um ponto quente no manto profundo e estacionário, localizado actualmente por baixo da ilha de Havai (há uma ilha, a mais a leste, homónima do arquipélago). O calor proveniente deste ponto quente produziu uma fonte persistente de magma por fusão parcial da placa pacífica. O magma, mais leve que as rochas encaixantes, atravessa o manto e a crosta e ascende no fundo do mar formando um monte submarino activo.

Ao longo dos tempos, numerosas erupções contribuíram para o crescimento deste monte submarino que acabou por emergir, formando uma ilha vulcânica. O contínuo movimento da placa tectónica acabou por remover a ilha de cima do ponto quente, retirando-lhe a fonte de magma; o vulcanismo cessou nesta ilha. Com esta ilha extinta, outra começou a formar-se por cima do mesmo ponto quente, repetindo-se o ciclo. Este processo de crescimento e extinção dos vulcões, ao longo de vários milhões de anos, criou uma longa fila de ilhas vulcânicas ao longo do fundo do Oceano Pacífico (Fig.1).

Fig.1 - Cadeia de ilhas vulcânicas no Havai.

De acordo com esta teoria, os vulcões da cadeia do Havai são progressivamente mais antigos e mais erodidos à medida que se afastam do ponto quente. As mais antigas rochas desta cadeia encontram-se na ilha de Kauai, a noroeste, têm cerca de 55 M.a. de idade e estão profundamente erodidas. Contrariamente, na ilha de Havai, no sudoeste da cadeia, as rochas mais antigas têm cerca de 0.7 M.a. e novas rochas vulcânicas continuam a formar-se. Mais a sudoeste, cresce já um monte submarino (Loihi) destinado presumivelmente a ser a próxima ilha do arquipélago.

A cadeia do Havai, tem, completa, uma extensão de cerca de 6000 km desde a Ilha do Havai até às Ilhas Aleutas do Alasca (Aleutian Trench of Alaska). As ilhas havaianas são uma pequena parte da cadeia e são as mais novas na imensa sucessão montanhosa, maioritariamente submarina, composta por mais de 80 vulcões. O volume de lava que forma esta cadeia está estimado em cerca de 750 000 quilómetros cúbicos, o suficiente para cobrir Portugal com uma camada de basalto com mais de 8 km de espessura.

Como a placa do Pacífico continua a mover-se na direcção oeste-nordeste, a ilha do Havai será transportada para lá do hotspot, pelo movimento da placa. Nesse mesmo local irá surgir uma nova ilha vulcânica. Na realidade, este processo deve já estar a decorrer. Loihi Seamount, um vulcão submarino activo, em formação a cerca de 35 km da costa sul do Havai, eleva-se já cerca de 3 km acima do fundo oceânico, encontrando-se a cerca de 1 km da superfície do oceano. De acordo com a teoria dos pontos quentes, supondo que Loihi vai continuar a crescer, essa será a próxima ilha da cadeia havaiana. Num futuro geológico, Loihi poderá, eventualmente, fundir com a Ilha do Havai, composta por cinco vulcões: Kohala, Mauna kea, Hualalai, Mauna Loa e Kilauea.

1. Concepção do movimento da placa tectónica do Pacífico sobre o  ponto quente fixo havaiano, ilustrando a formação da cadeia de ilhas do Havai.

http://pubs.usgs.gov/publications/text/hotspots.html

2. Diagrama da formação da ilhas do Havai. 

Embora o ponto quente do Havai seja talvez o mais conhecido, existem muitos outros por baixo da crosta, espalhados pelos continentes e oceanos. Mais de uma centena estiveram activos durante os últimos 10 milhões de anos. Estão localizados na sua maioria no interior das placas tectónicas (por exemplo a placa africana). Contudo, alguns ocorrem perto dos limites divergentes das placas. Outros estão ainda concentrados perto do rifte médio-oceânico, tais como o da Islândia, Açores e das Ilhas Galápagos. O ponto quente dos Açores é um dos mais interessantes, já que se situa numa junção de três grandes placas, sendo o sistema quase totalmente submarino. Na figura abaixo pode ver-se a localização de alguns pontos quentes importantes.

3. Distribuição dos pontos quentes activos nos últimos 10 milhões de anos (Abbott, 1996) (http://visearth.ucsd.edu/VisE_Int/platetectonics/hot_spot.html)

Numerosos debates têm tido lugar no que respeita a esta teoria do vulcanismo dos pontos quentes. Novos estudos sugerem que alguns pontos quentes poderão afinal não ser nem fenómenos profundos, nem fixos ao longo do tempo geológico (para mais informações ver http://www.mantleplumes.org/). No entanto, esta continua a ser a teoria aceite por consenso na comunidade científica.

GEOTERMIA, UMA IMPORTANTE FONTE ENERGÉTICA

 Pouco divulgada na primeira metade do século XX, a geotermia ganhou interesse como fonte de energia alternativa na sequência da crise desencadeada pelos países produtores de petróleo, na década de setenta.

Quase sempre associada ao magmatismo e, em particular, ao vulcanismo, a utilização do calor interno do planeta fez desenvolver este capítulo das ciências da Terra. É sabido que o interior da Terra é um imenso reservatório de calor, que lenta, contínua e imperceptivelmente se liberta através da superfície. Entre as provas da existência deste fluxo térmico está o vulcanismo, já amplamente referido, e o au­mento da temperatura das rochas da crosta à medida que nela se penetra, ou gra­dien­te geotérmico, bem conhecido dos mineiros.

Tal variação da tempe­ratura com a profundidade tem um valor médio de cerca de 1 °C por cada 30 m de descida (grau geotérmico), razão que não é a mesma em todos os locais do planeta. Conhecem-se regiões, mais ou menos extensas, em que, mercê de um fluxo térmico mais elevado, os valores deste gradiente são tais que permitem a sua classificação como campos geotérmicos, isto é, áreas susceptíveis de ofere­cer locais exploráveis como fontes de calor, quer na sua transformação em electricidade, em centrais geotérmicas, também designadas geoeléctricas, quer como aquecimento industrial ou urbano, bastando para tal introduzir nas canalizações as águas aquecidas no subsolo.

 Os campos geotérmicos situam-se, preferencialmente, nas faixas de ­terrenos que acompanham as dorsais oceânicas, em algumas fossas continentais, nos arcos insulares, em certas cadeias de montanhas recentes e activas e sobre os chamados pontos quentes (“hot spots”). São conhecidas explorações geotérmicas na vizinhança de vulcões activos ou adormecidos, sobre câmaras magmáticas prestes a desencadear vulcanismo, ou sobre intrusões recentes, pouco profundas. Nestes locais não só o gradiente térmico é elevado, como é grande o grau de fissuração e a porosidade das rochas, condições essenciais à circulação de água que aí aquece a ponto de, em muitos casos, vaporizar.

Em algumas situações a exploração conta com a presença de aquíferos naturais, ou seja, águas subterrâneas infiltradas no terreno a partir de águas meteóricas (pluviais), constituindo reservatórios hidrotermais. Quando estas águas brotam naturalmente à superfície dão origem a fontes termais, de entre as quais se distinguem os “geysers”. Quando permanecem em profundidade o seu aproveitamento é feito por bombagem. Numa região vulcânica basta perfurar um a dois quilómetros para que se atinjam temperaturas na ordem dos 300°C, ou mesmo mais. Nestas áreas, para além dos reservatórios magmáticos, onde as temperaturas rondam os 1000 a 1200°C, há grandes volumes de rocha superaquecida. Numa região não vulcânica é necessário perfurar até quatro a cinco quilómetros para que se atinjam temperaturas na vizinhança dos 100°C, o que dificulta ou inviabiliza a exploração desse calor profundo.

 Quando o subsolo de um campo geotérmico não contém águas subterrâneas, é denominado de rocha seca e quente (“hot dry rock”) e, neste caso, o aproveitamento do calor é feito mediante injecção forçada de água. Para tal procede-se a perfurações em locais escolhidos para o efeito e provocam-se explosões subterrâneas a fim de abrir fracturas e espaços onde a água introduzida possa circular e aquecer antes de regressar à superfície. Estas áreas são sempre mais extensas do que as associadas ao hidrotermalismo, pelo que o seu interesse como campos geotérmicos é muito grande.

Em Larderelo, na Itália, as fontes termais são ricas em ácido bórico. A extracção deste produto levou à intensificação das perfurações e à instalação de uma central eléctrica com cerca de quatrocentos mW (“megawatts”) de potência instalada. Em 1925, na Islândia, foi dado início à exploração geotérmica, havendo hoje ali mais de duzentos e cinquenta campos de aproveitamento, visando, sobretudo, o aquecimento industrial e urbano. Reiquejavique, a capital, é aquecida por mais de cem furos com 300 a 2300 m de profundidade, que captam a água, a cerca de 100°C, no basalto muito fissurado.

Na região dos “Geysers”, a norte da Califórnia, marcada por vulcanismo recente, de subducção, produz-se energia eléctrica desde 1959. Mais de seiscentos furos, com profundidades variáveis, entre 500 e 3200 m, produzem vapor a cerca de 240°C e à pressão de 30 atmosferas. O reservatório geotérmico é um arenito xistento muito fracturado. Em 1980, a potência instalada atingiu os 2000 mW, o suficiente para abastecer uma cidade com dois milhões de habitantes. A produção tem vindo a decrescer mas, mesmo assim, com os seus cerca de 1200 mW, este campo geotérmico continua a ser o mais importante do mundo.

 No Havai foram feitos furos com cerca de 2000 m de profundidade, na vizinhança do vulcão Kilauea. A temperatura do fundo ronda os 350°C, permitindo a existência de um poço de produção de 10 mW de electricidade. Actualmente, com um maior número de furos, produz 35 mW, o suficiente para iluminar a Ilha Grande (“Big Island”). Outros campos geotérmicos como os da Nova Zelândia ou os do Yellowstone National Park, (EUA), este último célebre pelo cartaz turístico das suas fontes termais, são mais alguns dos actualmente existentes. Entre os países que exploram energia geotérmica destacam-se os de maior potência instalada, (em mW, entre parêntesis): EUA (2870), Filipinas (1230), México (750), Itália (630), Japão (415), Indonésia (310), Nova Zelândia (280), El Salvador (105), Costa Rica (55) e Islândia (50).

Na ilha de S. Miguel, Açores, estão a funcionar duas centrais geotérmicas: Pico Vermelho, instalada em 1980, a título experimental, e a Central Industrial, em 1994, ambas ligadas ao vulcão do Fogo. A potência instalada é de cerca de 14 mW, o que corresponde a 40% das necessidades da ilha. Na ilha Terceira encontra-se em desenvolvimento um projecto geotérmico idêntico (12 mW). A energia geotérmica em utilização nos Açores ou nos diversos locais aqui apontados é referida como de alta entalpia, uma vez que os fluidos geotérmicos se caracterizam por temperaturas acima dos 100°C, o que, com as tecnologias correntes, que diríamos clássicas, permite produzir electricidade.

Muitos outros locais por todo o mundo são passíveis de interesse em termos de energia geotérmica, embora com fluidos a temperaturas abaixo dos referidos 100 °C. Nestes casos a energia é considerada de baixa entalpia, não permitindo a transformação em energia eléctrica nos moldes clássicos. Todavia, começam a aparecer centrais geoeléctricas, a amoníaco, que funcionam com fluidos geotérmicos a 80°C. A energia geotérmica de baixa entalpia ganhou desenvolvimento na balneoterapia (termas), no aquecimento urbano, como acontece em certos bairros de Paris, na agricultura e na agropecuária, de que há exemplos em várias áreas da Macedónia, e na indústria, como acontece em vários locais de Itália. Em França, nomeadamente nos Vosgos (Plombier), nos Pirinéus (Aix­-les­-Thumes), no Cantal (Chaudes Aigues) e nas Landes, foram instalados sistemas de aquecimento a partir de fontes hidrotermais com águas a cerca de 80°C.

Ao contrário das ilhas açorianas, associadas que estão à dorsal atlântica, o continente não tem actividade magmática recente, pelo que apenas existem campos considerados de baixa entalpia. Algumas das fontes termais conhecidas localizam-se em áreas que sofreram levantamento nos últimos tempos da era cenozóica, confirmando a ideia aceite, segundo a qual o aumento do fluxo térmico promove deformações positivas na crosta (uplift), estando neste caso a Meseta Norte e a Cordilheira Central, que se elevaram cerca de 500 m, e a Serra Algarvia com um levantamento de cerca de 100 a 300 m. Há ainda fontes termais quer em relação com o bordo oeste da Bacia Lusitânica, cuja parte emersa está representada pela Orla Meso-cenozóica Ocidental, quer na Bacia Meridional (ou Algarvia), numa faixa submersa, 10 a 20 km a sul do litoral.

 Todas estas ocorrências têm explicação no quadro geotectónico regional que não cabe aqui desenvolver. Entre elas merecem destaque as fontes termais de Chaves e de S. Pe­dro do Sul, com temperaturas de emergência próximas dos 70 °C, pelo que, embora limitadas, têm condições favoráveis para a exploração de energia geotérmica de baixa entalpia.

Os "batatóides"

Por Galopim de Carvalho

OS "BATATÓIDES"

Texto que hoje dedico aos que, como eu, os manusearam, enquanto professores e/ou alunos.

Como já disse noutro local, a cristalografia morfológica, a tradicional, a que deu apoio aos mineralogistas do século XIX e de boa parte do século XX, explorava profundamente a geometria dos poliedros cristalinos, com exaustivas medições dos ângulos diedros (ente duas faces contíguas). Inicialmente medidos com os velhos goniómetros de aplicação, profusamente figurados, ainda hoje, nos manuais de mineralogia.

Com maior rigor, esses mesmos ângulos foram medidos, nesse período áureo da cristalografia morfológica, também apelidada geométrica, através da utilização dos goniómetros de reflexão, com destaque para os de Wollastron e de Fedorov.

Peças de notada beleza, os os modelos cristalográficos de madeira , mais conhecidos entre os estudantes, por “batatóides”, produzidas por um artesanato especializado, de grande precisão, para apoio à investigação científica, estão, hoje em dia, conservadas como objectos de museu nos expositores das universidades e de outras instituições que os usaram como rotina. Já obsoletos como equipamentos de trabalho (a utilização dos raios X abriu o caminho à moderna cristalografia, dita estrutural), estas relíquias ainda faziam parte das provas práticas obrigatórias ao tempo do meu concurso para professor extraordinário, em 1975. A velha e aristocrática cristalografia morfológica, fascinante como exercício intelectual, permitiu, desde muito cedo, entre outros avanços, definir relações geométricas com as quais se estabeleceram as 32 classes de simetria possíveis, universalmente usadas na caracterização das espécies minerais.
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No ensino prático desta disciplina, passaram-me pelos dedos, primeiro, como aluno da licenciatura e, depois, como assistente, centenas destes pequenos poliedros, de dimensões centimétricas, talhados em madeira, exemplificando, com rigorosa precisão, as inúmeras formas cristalográficas distribuídas pelas classes de simetria. Em complemento das matérias teóricas, ministradas com excepcional clareza e elegância pelo Prof. Torre de Assunção, lá vinham os “batatóides”, as respectivas projecções cristalográficas e os mais variados problemas, onde a trigonometria esférica era tratada por tu, em aulas práticas assistidas pelo Doutor Boto, um compêndio vivo nesta matéria e na Mineralogia, homem de uma enorme exigência e de quem me tornei amigo.

Sebentos devido ao intenso manuseamento, anos e anos, por gerações de estudantes, estes modelos de madeira, do agrado de alguns, entre os quais me incluo, e detestados por muitos, desapareceram quase todos, convertidos em cinza ou em carvão, no incêndio da Faculdade de Ciências de Lisboa, de 1978, há quase quarenta anos.

Correntes de Convecção da Terra

As correntes de convecção são as grandes responsáveis pela dinâmica do relevo da Terra.

As correntes de convecção encontram-se no manto da Terra


As Correntes de Convecção (também chamadas de Células de Convecção) são os movimentos dos fluidos internos que se realizam no manto, abaixo da crosta terrestre. Acredita-se que elas sejam as grandes responsáveis por inúmeros processos de transformação do relevo de origem endógena, como terremotos, vulcanismos, tectónica de placas, entre outros.

Sabemos que a Terra possui três principais camadas: crosta, manto e núcleo. Sabemos também que o manto terrestre é composto por magma, que são formações rochosas que se encontram em uma consistência pastosa, graças ao elevado calor interno da Terra. Assim, se considerarmos a fluidez dessa camada, não é difícil imaginar que esse material realize constantes movimentos.

A comunidade científica acredita que esses movimentos sejam constantes e que possam ser detalhadamente representados, o que ajudaria a entender como a dinâmica interna da Terra influencia e transforma as paisagens superficiais.

E por que esses movimentos ocorrem?

As células de convecção e seus movimentos ocorrem pelo fato de o magma não possuir uma temperatura homogênea. A região mais próxima ao núcleo é mais aquecida e a região mais próxima à crosta é mais “fria”. Assim, o magma que se encontra mais elevado e que possui temperaturas inferiores “desce” em direção ao núcleo e o magma mais aquecido, por ser mais leve, sobe em direção à crosta. Observe a figura abaixo:

Observe na imagem acima como as correntes de convecção influenciam as placas tectónicas¹


Esses movimentos são cíclicos, uma vez que o magma que sobe se resfria e o que desce se aquece, reiniciando o processo. No entanto, ao contrário do que se possa imaginar, essa sequência não é muito rápida, levando vários e vários séculos para se concretizar.

Uma maneira interessante de se compreender isso é fazendo uma experiência muito simples: coloque água para esquentar em uma panela e observe. Quando a água estiver fervendo, ela realizará uma série de movimentos, em que a água mais abaixo localizada emergirá e a que estiver por cima afundará, por repetidas vezes.

Mas por que os movimentos das correntes de convecção interferem na dinâmica externa da Terra?

Quando o magma que se encontra mais próximo ao núcleo se desloca em direção à crosta, exerce sobre ela uma forte pressão e, em alguns lugares, encontra algumas fissuras, também chamadas de falhas geológicas. Através delas, esse líquido quente e pastoso consegue passar, dando origem aos processos vulcânicos em alguns casos e à formação de terremotos em outros, além de interferir na movimentação das placas tectónicas.

Placas tectónicas

Deriva dos continentes