A TERRA: ESTRUTURA E COMPOSIÇÃO

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Litosfera e crosta

A crosta é divida em crosta continental e crosta oceânica. Sua espessura varia de 30 a 40 Km nos continentes para rochas mais antigas (cratóns) até 60-80 Km para cadeias de montanhas como os Andes e são constituídas com alto teor de Na, K, Al e Si e são conhecidas como rochas félsicas (SIAL). A crosta oceânica tem espessura que varia de 5 a 10 Km e é constituída principalmente de Mg e Fe conhecidas como rochas máficas (SIMA).

A grande diferença entre as velocidades sísmicas da crosta e do manto indica uma mudança na composição química das rochas (descontinuidade de Moho). A crosta junto com uma parte do manto acima da zona de baixa velocidade forma uma camada mais rígida: litosfera (as placas tectônicas são pedaços da litosfera). A zona imediatamente abaixo é a astenosfera composta por rochas mais maleáveis.

Manto

O manto superior situa-se abaixo da descontinuidade de Moho. Tem cerca de 400Km de profundidade e é constituído principalmente por rochas ultramáficas (ricas em olivina e piroxênios – Mg; Ca e Mg respectivamente) e sua densidade é de cerca de 3,2 g/cm³ próximo ao topo e 3,6 g/cm³ próximo à base.

No intervalo de 400 a 650 Km ocorre a zona de transição. Há algumas descontinuidades, caracterizadas por pequenos aumentos de densidade, provavelmente causados por mudanças na composição química do manto, onde há predomínio de um ou outro elemento químico de maior peso atômico como, por exemplo, o Fe no lugar de Mg. Além disso, pode haver mudança de estrutura cristalina menos densa para mais densa em resposta ao aumento de pressões (polimorfos).

A partir de 650 Km até em torno de 100-300 Km da descontinuidade de Gutenberg ocorre o manto inferior que, acredita-se seja composto predominantemente por silicatos ferromagnesianos com estrutura densa. A densidade deve aumentar desde cerca de 4,0 a 5,0 g/cm³.

Núcleo

O núcleo externo deve estar em estado líquido, pois as ondas S não se propagam e explica também porque a velocidade das ondas P é bem menor do que no manto sólido.

A densidade calculada para o núcleo terrestre combinado com as hipóteses acerca da origem do sistema solar – meteoritos pétreos e os sideritos - deixam poucas dúvidas de que seja composto predominantemente por uma liga metálica de Fe e Ni. A densidade calculada para o núcleo externo é da ordem de 10 g/cm³. O núcleo interno, sólido, deve ser composto também pela liga de Fe e Ni com densidade da ordem de 11,5 g/cm³.

Intensidade e Magnitude dos Terremotos

A intensidade é apenas a medição dos efeitos de um terremoto e não é uma medida direta feita por instrumentos e sim uma descrição dos efeitos em pessoas e objetos, construções, etc. A escala mais importante que mede intensidade é a de Mercalli.

Por outro lado para se medir a “força” de um terremoto é necessária uma escala de magnitude (baseada na amplitude dos registros das estações sismograficas), cujo princípio básico é que as magnitudes sejam expressas em escala logarítmica, de maneira que cada ponto na escala corresponda a um fator de 10 vezes nas amplitudes das vibrações. Esta escala é conhecida com escala Richter. Cada ponto na escala de magnitude corresponde a uma diferença da ordem de 30 vezes na energia liberada.

Isostasia e seus princípios

Em várias observações, notou-se que as montanhas exercem uma força de atração gravitacional menor do que a esperada para o respectivo volume. Para explicar essas observações o termo isostasia foi utilizado. De acordo com o conceito de isostasia, há uma deficiência de massa abaixo das rochas das cordilheiras aproximadamente igual à massa das próprias montanhas.

O conceito de isostasia baseia-se no princípio do equilíbrio hidrostático de Arquimedes, no qual um corpo ao flutuar desloca uma massa de água equivalente à sua própria. De acordo com esse princípio, a camada superficial da Terra relativamente rígida flutua sobre um substrato mais denso que corresponde, respectivamente, a litosfera e a astenosfera, comportando-se, esta última, como um fluido viscoso, no qual ocorrem deformações plásticas na escala do tempo geológico. O equilíbrio isostático é atingido quando um acúmulo de carga (ou o oposto, perda de carga) existente na parte emersa é contrabalançada por uma perda de massa (ou o oposto, acúmulo de carga) na parte submersa.

Há dois modos de compensação isostática: variação de altura, ou seja, as montanhas são mais altas porque se projetam para as partes mais baixas do manto; densidade, ou seja, os continentes se situam acima do nível do mar devido às diferenças de composição e densidade entre a crosta continental e oceânica.

Hoje temos um exemplo do processo de subsidência ocorrendo na Groenlândia, onde, devido ao peso da espessa camada de gelo da sua superfície, suas rochas encontram-se abaixo do nível do mar. O processo contrário, ou seja, soerguimento, está ocorrendo na Escandinávia, onde está ocorrendo uma elevação do continente da ordem de 1cm/ano, buscando o equilíbrio isostático, em resposta ao desaparecimento do gelo que ali existia há