sexta-feira, 25 de junho de 2010

Resumo sobre as Rochas


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quinta-feira, 24 de junho de 2010

Exemplos de Minerais

Turquesa.jpg
Turquesa
CuAl6[(OH)2PO4]44H2O

cor sendo uma das características importantes não é muito fiável. Por exemplo, o berilo pode ser incolor, branco, amarelo pálido, verde, rosa, azulado, roxo. O berilo apresenta um grande número de variedades, segundo a cor. A cor de um mineral depende da absorção de algumas das vibrações da luz branca e da reflexão de outras. A cor resulta, normalmente, da composição química, isto é da presença de átomos de um determinado elemento, na estrutura do mineral (exemplos: a esmeralda, variedade de berilo de cor verde, contêm pequenas quantidades de Cr2O3; a água marinha, outra variedade de berilo de cor azul esverdeado a azul claro, contêm Mn e Cr em pequenas quantidades). Os minerais com Al, Na, K, Ca, Mg, Ba, apresentam cores claras ou são incolores, enquanto aqueles que contêm Fe, Cr, Mn, Co, Ni, Ti, Va, são corados, apresentando, por vezes, cores intensas de acordo com os teores daqueles elementos na sua composição química. Também, o modo como os elementos estão dispostos na rede cristalina do mineral e a valência que possuem afectam a cor.
cor da risca dos minerais, pode-se determinar de uma maneira simples. Riscando o mineral num fragmento de porcelana não vidrada. A cor do pó deixado sobre a porcelana é a cor da risca.
transparência é a propriedade que os minerais têm de se deixarem atravessar pela luz. Segundo o grau de transparência podemos distinguir os minerais transparentes, semitransparentes, translúcidos, não transparentes e opacos.
brilho é a propriedade que o mineral tem de reflectir a luz. Depende de numerosos factores, entre eles, o índice de refracção, a dispersão cromática, a absorção da luz e as características da superfície estudada ( lisa ou rugosa). Podemos distinguir vários tipos de brilho: metálico, adamantino, vítreo, gorduroso, nacarado.
Longe de estarmos a ser exaustivos, vamos, ainda, citar mais algumas propriedades dos minerais, pensando naqueles(as) que querem fazer a identificação de minerais, quanto mais não seja para as suas colecções particulares ou, quem sabe, pelo prazer do estudo.
piroelectricidade consiste no aparecimento de uma polarização eléctrica quando determinado mineral é submetido ao calor.
piezoelectricidade consiste no aparecimento de uma polarização eléctrica quando determinado mineral é submetido a forças de compressão ou tensão.
clivagem é a propriedade que os cristais têm de se partirem segundo planos reticulares bem definidos. Estes planos, tal como referimos atrás, são paralelos a possíveis faces do cristal, existindo uma dependência entre a clivagem e a estrutura atómica do mineral. É bem conhecida a clivagem das micas e da calcite.
O estudo das propriedades ópticas dos minerais é complexo e como tal referimos apenas dois aspectos: 1) é necessária a feitura de lâminas delgadas a partir dos minerais e/ou rochas; 2) é necessário um microscópio de luz polarizada para se fazer o estudo das lâminas delgadas. Para mais informação deve ser feita a consulta de bibliografia especializada.
Nos laboratórios mineralógicos modernos, para além do estudo das propriedades atrás referidas, utilizam-se técnicas sofisticadas, tais como difracção de raios X, análise térmica diferencial, análise espectral, microssonda electrónica e outras, para a identificação dos minerais. Todas estas técnicas exigem equipamento de laboratório complexo e muito caro, bem como formação especializada. Porquê a utilização de técnicas sofisticadas? Por várias razões: 1) não podemos esquecer que estamos a trabalhar à escala do átomo, 2) as redes cristalinas dos minerais sofrem vários graus de desordem o que pode afectar profundamente as propriedades do cristal, 3) os cristais com faces desenvolvidas, tais como as fotografias dos exemplares apresentados nesta página, são raros ou pouco frequentes porque, tal como já foi dito antes, para que as faces cresçam é preciso que todas as condições físico-químicas sejam favoráveis; o que acontece, normalmente, é que as condições físicas de temperatura, pressão, espaço e tempo, bem como as condições químicas de concentração de elementos, não são favoráveis ao desenvolvimento de grandes massas cristalinas, mas sim de agregados de diferentes cristais microscópicos que vão dar origem às rochas.
origem do nome dado às diferentes espécies minerais é bastante diversificada. Existem nomes derivados da composição química do mineral (exemplos: cuprite = óxido de cobre; manganite = hidróxido de manganês), nomes derivados do nome de uma localidade onde o mineral foi descoberto (exemplos: autunite = Autun (França); labradorite = Labrador (Canadá), nomes derivados de uma das propriedades do mineral [exemplos: cor – albite = albus (branco); densidade – barite = barus (pesado); clivagem – ortóclase ou ortose = clivagens ortogonais], nomes derivados do nome de uma pessoa (exemplos: berzelianite = Berzelius; smithsonite = Smithson). Os problemas de nomenclatura não são simples.
Como em todas as ciências naturais, é indispensável classificar os minerais mediante uma sistemática que permita compará-los entre si e identificá-los. Graças ao emprego dos raios X e ao estudo da composição química e das propriedades cristalográficas foi possível repartir, todos os minerais conhecidos, por classes, subclasses e grupos. Esta classificação é denominada por cristaloquímica. Nela os minerais estão agrupados em 9 classes: classe I – elementos nativos e ligas metálicas (metais, semi-metais, metalóides), classe II – sulfuretos,…(sulfuretos simples, duplos; sulfossais…), classe III – halogenetos (halogenetos simples, duplos e oxihalogenetos), classe IV – óxidos e hidróxidos (óxidos simples, múltiplos; hidróxidos, arseniatos,…), classe V – carbonatos, nitratos, boratos, classe VI – sulfatos, cromatos, molibdatos, volframatos, classe VII – fosfatos, arseniatos, vanadatos, classe VIII – silicatos (subclasses – nesossilicatos, sorossilicatos, ciclossilicatos, inossilicatos, filossilicatos, tectossilicatos) e classe IX – minerais orgânicos. Os silicatos formam a classe mais abundante e importante da crosta terrestre. Sendo a classificação cristaloquímica a mais usada, queremos deixar claro que se utilizam outras classificações.
Depois do oxigénio, o silício é o elemento mais abundante da crusta terrestre. Na Natureza só aparece sob a forma de compostos. Por exemplo, o quartzo é um dióxido de silício ( SiO); a anortite é um silicato de alumínio e cálcio ( Ca[Al2Si2O8] ); a moscovite é um silicato de alumínio e potássio ( KAl2[AlSi3O10](OH,F)2 ). Ossilicatos são compostos formados pela substituição de átomos de hidrogénio dos diferentes ácidos silícicos (ácido ortosilícico, ácido metasilícico) por metais.
A titulo de curiosidade, sobretudo das mulheres, passamos a referir alguns aspectos das chamadas pedras preciosas. Já na primeira página fizemos uma breve referência às gemas. Costuma-se dividir as gemas em duas categorias: as preciosas e as semipreciosas. As pedras preciosas não são mais que minerais que, particularmente, pela sua raridade e beleza, depois de talhadas (lapidadas), têm um elevado valor comercial. O grupo das pedras preciosas inclui apenas quatro espécies minerais: diamante, rubi (variedade do corindon), safira (variedade do corindon) e a esmeralda (variedade de berilo). O grupo das semipreciosas é formado, essencialmente, por: variedades de berilo, turmalina, topázio, quartzo, opala, turquesa, jade, granada, zircão e feldspatos.
Para terminar este tema, podemos dizer que os minerais se formam a partir de três grandes processos: magmáticometamórfico e sedimentar. No tema Rochas iremos abordar estes grandes e complexos processos naturais.
Anatase.jpg
Anatase TiO2
Brookite.jpg
Brookite TiO2
Leucite.jpg
Leucite K(AlSi2O6)
Natrolite.jpg
Natrolite
Na2(Al2Si3O10)2H2O
Esmeralda.jpg
Esmeralda (variedade de Berilo) Al2Be3(Si6O18)
Agua_marinha.jpg
Água Marinha (variedade de Berilo) Al2Be3(Si6O18)
Diamante.jpg
Diamante C
Elbaite.jpg
Elbaíte (variedade de Turmalina)Na(Li,Al)3Al6[(OH)4(BO3)3Si6O18]

quarta-feira, 23 de junho de 2010

Sismologia 3

Nas dorsais meso-oceânicas (médio-oceânicas), bem como nas falhas transformantes, originam-se numerosos sismos de intensidade moderada. Estes produzem-se a uma profundidade, abaixo do fundo oceânico, entre 1.000 a 2.000 metros e, praticamente, não afectam o homem. Nas zonas de subducção têm origem sismos superficiais (profundidade do foco até 80 Km), muito embora, os sismos superficiais ocorram particularmente ao longo das dorsais meso-oceânicas ( limites divergentes ), intermédios (profundidade do foco entre 80 e 300 Km, concentrando-se, particularmente, nos limites convergentes ) e profundos (profundidade do foco entre 300 e 700 Km, encontrando-se unicamente nos limites convergentes). É aqui que se originam os terramotos mais violentos e também os mais mortíferos, por causa da sua situação geográfica, frequentemente, localizada em regiões de forte densidade populacional (Chile, Japão, México).
distribuição dos sismos segundo a profundidade
Ocorrências sísmicas mostradas segundo a profundidade da localização do foco ou hipocentro. 

Legenda: amarelo (superficiais) = profundidade do foco até 25 Km

vermelho (intermédios) = profundidade do foco entre 26 e 75 Km
negro (profundos) = profundidade do foco entre 76 e 660 Km


Uma boa ilustração da sismicidade, bem como a sua relação directa com a Tectónica de Placas, são os mapas históricos, representados em baixo, dos sismos de África e da América do Sul. Eles mostram a repartição dos sismos função da profundidade do foco. Foram tirados do "site" http://neic.usgs.gov/ o qual fornece muita informação sobre sismos. Procure identificar as placas tectónicas envolvidas, bem como as relações entre as profundidades e o tipo de limites das placas tectónicas envolvidas.
sismicidade de África
O mapa mostra a distribuição dos sismos de África, ocorridos entre 1977 e 1997, função da profundidade do foco.
sismicidade América do Sul
O mapa mostra a distribuição dos sismos da América do Sul, ocorridos entre 1975 e 1995, função da profundidade do foco.

segunda-feira, 21 de junho de 2010

Erupções Vulcânicas e Tipos de Materiais Expelidos pelos Vulcões

Às erupções vulcânicas estão associados produtos de natureza gasosa, líquida e sólida.
As erupções são precedidas, acompanhadas e seguidas por abundantes emissões gasosas resultantes da desgaseificação do magma que alimenta os vulcões. O gás expelido em maior quantidade é o vapor de água, seguindo-se-lhe o anidrido carbónico (dióxido de carbono), anidrido sulfuroso (dióxido de enxofre), hidrogénio, monóxido de carbono, ácido clorídrico, metano, argon, flúor e outros. As proporções relativas dos diferentes gases variam consideravelmente com o tipo de magma e, dentro do mesmo magma, ao longo do tempo.
Durante a actividade vulcânica explosiva, ocorre a formação de quantidades variáveis de materiais sólidos que resultam de pequenas porções (salpicos) de lava que arrefecem e solidificam no ar ou na água. Estes materiais denominam-se genericamente por piroclastos ou tefra. De entre estes, destacamos: 1) poeiras ou cinzas vulcânicas, são materiais muito finos, com dimensões inferiores a quatro milímetros, facilmente transportados pelo vento e originados pela pulverização das lavas; quando se depositam na superfície terrestre dão origem a solos férteis, 2) bagacina ou «lapilli», são fragmentos de lava consolidada com dimensões compreendidas entre 4 e 32 mm, 3) bombas, são fragmentos de aspecto esponjoso, provenientes de lavas arrefecidas durante as erupções, apresentando formas variáveis e podendo atingir dimensões entre os 32 mm e 0,5 m; os fragmentos com dimensões entre 0,5 m e 1 m têm a designação de blocos e 4) pedra-pomes, são fragmentos de aspecto vesicular, com paredes muito finas, apresentando uma densidade inferior à da água, tendo origem em lavas muito ricas em sílica; à acumulação de pedra-pomes chama-se pomito.
Além dos piroclastos, outros fragmentos sólidos podem ser expelidos durante as erupções violentas. Estes fragmentos, arrancados às paredes da chaminé, têm a designação de ejectólitos.

Cinzas vulcânicas
Fotografia mostrando amostras de cinzas vulcânicas. A dimensão da barra (7 mm), colocada em baixo do lado esquerdo, permite avaliar as dimensões relativas das amostras.
Bagacina ou lapilli
Fotografia mostrando amostras de bagacina ou «lapilli». A dimensão da barra (1 cm), colocada em baixo do lado direito, bem como a moeda, permitem avaliar as dimensões relativas das amostras.
Bomba vulcânica
Fotografia mostrando uma amostra de bomba vulcânica. A dimensão da barra (50 cm), colocada em baixo do lado direito, permite avaliar a dimensão relativa da amostra.
Pedra-pomes
Fotografia mostrando uma amostra de pedra-pomes. A dimensão da barra (3 cm), colocada em baixo do lado direito, permite avaliar a dimensão relativa da amostra.

É frequente, nas erupções vulcânicas mais violentas, a formação de uma mistura de materiais sólidos incandescentes de dimensões variadas (cinzas, bagacina, bombas e blocos), bem como de gases a elevadas temperaturas (cerca de 1000º C). A esta mistura chama-se nuvem ardente.

Modelo animado de nuvem ardente
Modelo esquemático e animado mostrando um dos mecanismos da formação de uma nuvem ardente.

quinta-feira, 17 de junho de 2010

Formação de Montanhas 3

Agora, vamos fazer um pequeno parágrafo para ficarmos com algumas noções muito elementares sobre um dos domínios da Geologia, a Geologia Estrutural, afim de compreendermos um pouco melhor aformação das cadeias montanhosas dobradas. Esta consiste no estudo e análise da história de uma rocha tal como fica registada na sua geometria, isto é, a sua posição espacial, absoluta e relativa. Este domínio faz parte de uma matéria mais ampla, no que concerne à deformação da crusta terrestre provocada pelos movimentos e forças causadores da alteração da disposição ou arranjo que as rochas possuíam inicialmente, o qual se designa por Tectónica. Sempre que uma rocha é submetida a pressões muito elevadas, pode dobrar-se ou fracturar-se. Daí resultam as dobras e fracturas (falhas quando os blocos sofrem deslocamentos relativos). O tipo de estrutura resultante depende das propriedades físicas das rochas e do meio em que se produzem as deformações. Dobras são estruturas cujas superfícies primárias de referência ficaram abauladas, curvadas ou alteradas sem perca de continuidade. Há vários tipos de dobras. Por exemplo, de acordo com a geometria podemos distinguir três variedades de dobras: anticlinais (dobras cujos lados ou flancos inclinam-se em sentidos divergentes), sinclinais (dobras cujos flancos inclinam-se em sentidos convergentes) e monoclinais (consistem numa flexão, em que as camadas mais ou menos horizontais, assumem, localmente, uma inclinação em determinada direcção). Há dobras de escala microscópica até dobras com dezenas e centenas de Kilómetros. Uma dobra raras vezes se encontra isolada, e quase todas elas contribuem para a constituição de um Sistema de Dobras. Os sistemas de dobras mais extensos e espectaculares desenvolveram-se nas chamadas cinturas de montanhas dobradas ou orogénicas.

Dobras Anticlinal Sinclinal
Fotografia mostrando dobras associadas em Anticlinal=A (flancos=fl inclinam-se em sentidos divergentes - ver setas) e Sinclinal=S (flancos=fl inclinam-se em sentidos convergentes - ver setas).
Dobra Deitada
Fotografia mostrando uma dobra deitada.
Dobra Deitada Setas
Fotografia mostrando uma dobra deitada, entre as duas setas.
Dobras quartzitos-xistos
Fotografia mostrando pequenas dobras em quartzitos intercalados por xistos.
Pequenas dobras xistos-grauvaques
Fotografia mostrando pequenas dobras (observar a escala) em grauvaques alternando com xistos.

Falhas são fracturas mediante as quais as rochas se deslocam, de forma que perdem a sua continuidade original. Existe um movimento relativo, em qualquer direcção, dos blocos de rochas, ao longo do plano de falha (a superfície de fractura ao longo da qual teve lugar o movimento relativo). Existem várias classificações para as falhas. Por exemplo, numa classificação segundo os movimentos relativos dos blocos, vamos considerar dois tipos de falhas, sabendo que existem muitas mais: falha normal é aquela em que os blocos rochosos se deslocaram, um em relação ao outro, segundo a inclinação do plano de falha; falha inversa é aquela em que um bloco (chamado teto) se desloca em sentido ascendente sobre o plano de falha, relativamente ao bloco rochoso chamado muro. A estes aspectos tectónicos fizemos já alusões preliminares em TEMAS precedentes (Ver Tectónica de Placas) e iremos fazer em TEMAS posteriores (Vulcanismo e Sismos).

Falhas associadas a dobras
Fotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=F-F1) associada a dobras do tipo anticlinal=DA e sinclinal=DS.
Falhas Conjugadas
Fotografia mostrando falhas (F) conjugadas em siltitos gresosos alternando com siltitos argilo-carbonosos. PF=traço do plano de falha.
Falhas associadas a dobras
Fotografia mostrando uma falha (traço do plano de falha=F-F1) associada a dobras. DA=dobra em anticlinal.

sexta-feira, 11 de junho de 2010

Tectónica de Placas 3


Como, durante os anos das décadas de 1950 e 60, foram sendo traçados mais mapas das anomalias magnéticas dos fundos oceânicos, logo mais informação, ficou provado que as variações magnéticasnão eram aleatórias mas obedeciam a padrões determinados. Quando estes padrões magnéticos foram traçados sobre grandes regiões, o fundo do oceano apresentou um padrão do tipo “zebra” (Ver figura da página anterior-formação da banda de anomalias magnéticas-). As bandas alternas de diferente polaridade magnética estavam colocadas, do lado de fora, em faixas, de um e do outro lado da crista médio-oceânica (meso-oceânica): uma faixa com polaridade normal e a faixa adjacente com polaridade invertida. O teste padrão total, definido por estas faixas alternadas de rocha magnetizada com polarização normal e inversa, tornou-se conhecido como o “listado” magnético.
A descoberta do “listado” magnético alertou, naturalmente, para mais perguntas: como se forma o teste padrão magnético do “listado”? E por que são as faixas simétricas em torno das cristas ou dorsais médio-oceânicos? Estas perguntas não poderiam ser respondidas sem se saber o significado destas dorsais. Em 1961, os cientistas começaram a teorizar sobre a estrutura das zonas das dorsais da crista médio-oceânica onde o fundo oceânico era rasgado em dois, longitudinalmente, ao longo da crista. O magma novo, proveniente de grandes profundidades da terra, subia facilmente, ao longo destaszonas de fraqueza, e era expelido ao longo da crista, criando uma crusta oceânica nova. Este processo, operando durante muitos milhões de anos construiu o sistema de 50.000 quilómetros ao longo das cristas ou dorsais médio-oceânicos. Esta hipótese era suportada por diversas linhas da evidência(1) junto da crista, as rochas são muito novas, e tornam-se progressivamente mais velhas quando afastadas da crista; (2) a rocha, mais nova, junto à crista, tem sempre uma polaridade (normal) actual; e (3) as “listas” das rochas paralelas e simétricas à crista alternam na polaridade magnética (normal-invertida-normal, etc.), sugerindo que o campo magnético da terra se inverteu muitas vezes.
exp_fund_ocea
Modelo animado e simplificado da expansão do fundo oceânico.

idade da crusta oceânica atlântica

quinta-feira, 10 de junho de 2010

quarta-feira, 9 de junho de 2010

Estrutura da Terra 3

veloc1.gif
A partir dos dados obtidos de vários sismogramas, é possível traçar-se um gráfico, como o representado acima, que relaciona o tempo gasto pelas ondas sísmicas com a distância epicentral. A velocidade das ondas P e S aumenta com a distância ao epicentro e a velocidade da onda L mantêm-se constante. A velocidade média das ondas sísmicas não é constante. Para o caso considerado, aumenta com a profundidade (quanto maior é a distância epicentral, maior é a profundidade atingida pelas ondas sísmicas), o que significa que o meio de propagação, isto é, o interior da Terra não é homogéneo sob o ponto de vista das grandezas que influenciam a sua propagação.
raref1.gif
Os raios sísmicos, tal como os raios luminosos, sofremreflexão e refracção ao passarem de um meio para outro de características físicas diferentes. Para ângulos de incidência superiores ao valor do ângulo crítico, o raio sísmico só se reflecte. Para valores inferiores ao valor do ângulo crítico, o raio sísmico refracta-se e reflecte-se.
Em sismologia, à superfície de separação entre dois meios com propriedades físicas diferentes chama-sedescontinuidade.
As trajectórias das ondas P e S são curvilíneas. Como a Terra é heterogénea, admite-se que as ondas sísmicas atravessem meios com propriedades físicas diferentes.
ondaraef4.gif
Esquema representando uma onda sísmica directa, reflectida e refractada.
Logo que um raio sísmico toca uma superfície, separando dois meios de propagação diferentes (superfícies de descontinuidade), reflecte-se e/ou refracta-se de modo que as suas trajectórias permitem, aos sismólogos, conhecer as características dos meios atravessados.
ondararef5.gif
Esquema representando possíveis comportamentos de uma onda P, numa superfície de descontinuidade, entre dois meios sólidos.
São precisamente estes fenómenos de reflexão e de refracção que explicam o facto de as ondas atingirem a superfície terrestre de modo desigual, originando para cada sismo umazona de sombra, isto é, uma zona onde não se propagam ondas P e S directas e, consequentemente, não se manifesta actividade sísmica.
descont1.gif
Esquema do trajecto das ondas sísmicas nas zonas mais superficiais da Terra.
As estações sismográficas AB e C, representadas no esquema, encontram-se a diferentes distâncias do epicentro de um mesmo sismo. Naturalmente é de esperar que as ondas cheguem primeiro à estação A, a mais próxima do epicentro, depois à estação B e, só depois, à estação C, que se encontra mais afastada. Em regra é assim que sucede. No entanto, nalguns casos, as ondas chegam primeiro à estação C. Tal só pode ser justificado admitindo que, ao atingirem determinada profundidade (na passagem do meio I para o meio II), a velocidade das ondas aumenta abruptamente, a ponto de percorrer em menos tempo um espaço maior.
Em 1909, em Zagreb na Jugoslávia, André Mohorovicic, notável geofísico, depois de complicados cálculos matemáticos chegou à conclusão que uma descontinuidade separa a crosta terrestre do que se encontra por baixo; este limite, denominado em sua honra descontinuidade de Mohorovicic, descontinuidade de Moho ou descontinuidade M, situa-se a uma profundidade média de 40 quilómetros. À zona situada abaixo dessa descontinuidade chamou-se manto. A descoberta de Mohorovicic permitiu seleccionar dados com interesse para o conhecimento da estrutura da Terra.
É de salientar que a profundidade da crosta (crusta) não é constante, variando entre os 5 e os 10 Km de espessura sob os oceanos, e entre os 20 e os 70 Km sob os continentes, sendo os valores mais elevados atingidos nas grandes cadeias montanhosas continentais.
A diferença de velocidade de propagação das ondas P nos oceanos (7 Km/s) e nos continentes (6 Km/s) permite considerar a crusta (crosta) subdividida em dois tipos: crusta continental e crusta oceânica. Esta variação da velocidade das ondas P ao longo da crusta deve-se à variação da sua composição - a crusta continental é constituída, essencialmente por rochas graníticas (d=2,7), enquanto que a oceânica é constituída, principalmente, por rochas basálticas mais densas (d=2,9).
terraios1.gif
Esquema mostrando as zonas de sombra assinaladas pelo comportamento das S e P à profundidade de 2900 Km (limite da zona representada a amarelo) e 5.150 Km (limite da zona representada a branco), bem como os diferentes estados físicos das sucessivas camadas concêntricas da Terra, deduzidos a partir das velocidades de propagação das ondas sísmicas.
Em 1906, o irlandês Oldham verificou que as ondas P registadas no pólo oposto ao epicentro de um sismo se encontravam atrasadas em comparação com as registadas nas proximidades do epicentro, propagando-se a 4,5 Km/s em vez dos 6,5 Km/s habitualmente observáveis. Oldham concluiu que "as ondas, penetrando a grande profundidade, atravessam um núcleo central composto por uma matéria diferente, que as transmite com menor velocidade". E, assim, admitiu-se pela primeira vez a existência de um núcleo, contudo, de dimensão desconhecida. Sete anos mais tarde, o alemão Beno Gutenberg consegue determinar a sua dimensão, depois de observar que, para cada sismo, existe um sector da superfície terrestre onde é impossível registar ondas sísmicas directas, isto é, ondas sísmicas que atingem a superfície terrestre sem sofrerem desvios na sua trajectória, que, no interior da Terra, é geralmente curvilínea. A esta faixa dá-se o nome de zona de sombra e a mesma situa-se a uma distância angular do epicentro compreendida entre os 105o e os 142o(103o e 143o); fazendo a conversão da distância angular em distância quilométrica, sobre a superfície terrestre, a zona de sombra de um sismo situa-se entre os 11.500 e os 14.000 Km de distância do epicentro. As estações sismográficas localizadas até 105o registavam a chegada das ondas P e Snos horários previstos; as estações situadas para além dos 142o do epicentro do sismo não registavam a chegada das ondas S (S sombra), e as ondas P (K) eram registadas com atraso em relação ao tempo previsto.
Gutenberg demonstrou que esta zona de sombra se deve a uma descontinuidade. A análise comparada de séries de sismogramas de diferentes estações sismográficas permitiu a Gutenberg calcular a profundidade desta descontinuidade - 2.900 Km. Por este facto, a esta fronteira que assinala o início do núcleo, dá-se o nome de descontinuidade de Gutenberg (no esquema acima representado corresponde ao limite da zona amarela).
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