Estrutura Geológica

Teoria do Big Bang

O primeiro a usar este nome para descrever a teoria que explica a origem do universo de uma “explosão” primordial, foi o físico inglês Fred Hoyle que propunha, na época, uma outra teoria para explicar a origem do cosmos, a já derrubada “teoria do universo estacionário”.

Na verdade, a teoria do Big Bang, não diz que o universo se originou de uma explosão propriamente dita, porque a ocorrência de uma explosão pressupõe a existência de alguma coisa anterior que explodiu em um meio preexistente. E, no caso do universo, tudo o que existe surgiu desse ponto inicial. É difícil compreender e admitir que tudo surgiu do nada, por isso que até hoje ninguém conseguiu uma explicação racional que explicasse o que havia antes do Big Bang. As leis da física moderna não são capazes de explicar o que ocorre em um ponto onde a temperatura e a densidade são possivelmente infinitas em um volume igual a zero. Nem a teoria da Relatividade Geral, que foi uma das bases para a formulação da teoria do Big Bang consegue explicar a existência de algo antes mesmo de haver o tempo.

No início do século XX, Edwin Powell Hubble observou que as galáxias estão se afastando umas das outras em um movimento de centrífuga. Então ele e seu colega Milton L. Homanson, formularam uma equação através da qual é possível calcular a velocidade de afastamento das galáxias com relação a Via Láctea de acordo com a distância que estas se encontram de nós. Eles haviam percebido que quanto mais distante uma galáxia se encontra de nós mais rápido é seu movimento de afastamento.

Foi este afastamento que deu a base para que em 1927 Georges Lemaítre (cosmólogo belga) formulasse a teoria do Big Bang baseado na teoria da relatividade de Einstein e nas equações de Alexander Friedmam.

Os Primeiros Continentes

Pangéia foi o nome dado ao continente que, segundo a teoria da Deriva continental, existiu até 200 milhões de anos, durante a era Mesozóica. A palavra origina-se do fato de todos os continentes estarem juntos (Pan) formando um único bloco de terra (Geia). Por outro lado, estudando-se a mitologia grega, encontramos: Pan, como o deus que simbolizava a alegria de viver, e Geia, Gaia ou Ge como a deusa que personificava a terra com todos os seus elementos naturais.   Mapa - Pangéia Gondwana: O supercontinente do sul Gondwana incluía a maior parte das zonas de terra firme que hoje constituem os continentes do Hemisfério Sul, incluindo a Antártida, América do Sul, África, Madagáscar, Seychelles, Índia, Austrália, Nova Guiné, Nova Zelândia, e Nova Caledônia Foi formado durante o período Jurássico Superior há cerca de 200 milhões de anos atrás, pela separação do Pangea. Os outros continentes nessa altura -- América do Norte e Eurásia-- ainda estavam ligados, formando o supercontinente do norte, Laurásia. Laurásia: O supercontinente do norte Laurásia incluía os continentes que hoje constituem Hemisfério Norte, incluindo a América do Norte, Europa e Ásia do Norte. A parte inferior do globo se chamava Gondwana.                                                                               Laurásia/Gondwana

 

Globo Terrestre ( Composição da terra  - Litosfera - Manto - Núcleo )

Forma de representação esférica da superfície do nosso planeta. O interior da Terra ou Globo Terrestre            Como se pode conhecer as camadas geológicas abaixo de nossos pés e outras estruturas localizadas no interior e no centro da Terra, situado a cerca de 6370 km de profundidade? Por meio de perfurações o homem tem acesso, direto, apenas, aos primeiros quilômetros. Daí, para baixo, são, principalmente, as ondas sísmicas, que revelam conhecimentos sobre o interior de nosso Planeta. A propagação das ondas sísmicas produzidas pelos terremotos ou fontes artificiais varia de velocidade e de trajetória em função das características do meio elástico em que trafegam. A correta interpretação do registro dessas ondas, através dos sismogramas, permite inferir valores de velocidade e densidade tanto em rochas no estado sólido, ou parcialmente fundidas, como naquelas situadas próximas da superfície ou em grandes profundidades. Dessa forma, é possível comprovar suposições sobre o estado dessas estruturas internas e outros processos geológicos dentro do interior da Terra. A imagem que se tem sobre o interior da Terra, baseada principalmente nos conhecimentos da sismologia, está sumarizada na Figura no início deste trabalho. O interior da Terra possui três principais camadas: a Crosta, uma fina casca que envolve todo o planeta, o Manto (círculo amarelo) e o Núcleo que se subdivide em "núcleo externo" (círculo laranja) e "núcleo interno" (círculo vermelho). Essas camadas foram descobertas pela análise da refração e da reflexão de ondas sísmicas. Crosta A camada mais externa e delgada da Terra é chamada Crosta, cuja espessura média varia de 7 a 35 km ao longo de uma seção cortando áreas continental e oceânica, como mostrado na figura acima. Nas regiões montanhosas a crosta pode alcançar 65 km de espessura. A mesma figura no início deste trabalho, sugere que a Crosta Continental flutua acima de material muito denso do manto, à semelhança dos icebergs sobre os oceanos. Esse é o Princípio da Isostasia que assegura que as "leves" áreas continentais flutuem sobre um Manto de material mais denso. Assim, a maior parte do volume das massas continentais posiciona-se abaixo do nível do mar pela mesma razão que a maior parte dos icebergs permanece mergulhada por debaixo do nível dos oceanos. Trabalhos sismológicos vêm corroborando informações quantitativas para o mecanismo da isostasia. Princípio da Isostasia O iceberg e o navio flutuam porque o volume. De igual forma, o volume relativamente leve da Crosta Continental, projetado no Manto, permite a “flutuação “ da montanha . O limite entre a Crosta e o Manto foi descoberto pelo sismólogo croata Andrija Mohorovicic, em 1909 e é chamado de Descontinuidade de Mohorovicic, ou Moho, ou simplesmente M. Apesar de bastante variada, a Crosta pode ser subdividida em: Crosta Continental: Menos densa e geologicamente mais antiga e complexa, normalmente apresenta uma camada superior formada por rochas graníticas e uma inferior de rochas basálticas, e Crosta Oceânica: Comparativamente mais densa e mais jovem que a continental, sendo normalmente é formada por uma camada homogênea de rochas Manto A porção mais volumosa (80%) de todas as camadas internas é o Manto. Divide-se em Manto Superior e Manto Inferior. Situa-se logo abaixo da Crosta e estende-se até quase a metade do raio da Terra. A profundidade do contacto Manto-Núcleo (2.900 km) foi calculada pelo sismólogo Beno Gutenberg, em 1913. O Manto é grosseiramente homogêneo, formado essencialmente por rochas ultra-básicas e oferece as melhores condições para a propagação de ondas sísmicas (para distâncias epicentrais entre 2.500 e 10.000 km) recebendo a denominação de "janela telessísmica". No período de 1965 a 1970, os geólogos e geofísicos concentraram seus esforços para pesquisar as primeiras centenas de quilômetros abaixo da superfície terrestre como parte do Projeto Internacional do Manto Superior. Muitas descobertas importantes foram feitas entre elas a definição de "litosfera"e "astenosfera" com base em modelos de velocidades das ondas S. Litosfera: É uma placa com cerca de 70 km de espessura que suporta os continentes e áreas oceânicas. A Crosta é a camada mais externa dessa porção da Terra. A litosfera é caracterizada por altas velocidades e eficiente propagação das ondas sísmicas, implicando condições naturais de solidez e de rigidez de material. A litosfera é a responsável pelos processos da Tectônica de Placas e pela ocorrência dos terremotos.         Astenosfera: É também chamada de zona de fraqueza ou de baixa velocidade pela simples razão do decréscimo da velocidade de propagação das ondas S. Nessa região, em que se acredita que as rochas estão parcialmente fundidas, as ondas sísmicas são mais atenuadas do que em qualquer outra parte do Globo. A astenosfera, que se estende até 700 km de profundidade, apresenta variações físicas e químicas. É importante assinalar que é o estado não sólido da astenosfera que possibilita o deslocamento, sobre ela, das placas rígidas da litosfera.            O Manto Inferior, que se estende de 700 km até 2900 km (limite do Núcleo), é uma região que apresenta pequenas mudanças na composição e fases mineralógicas. A densidade e a velocidade aumentam gradualmente com a profundidade da mesma forma que a pressão. Núcleo Apesar de sua grande distância da superfície terrestre, o Núcleo também não escapa das investigações sismológicas. Sua existência foi sugerida pela primeira vez, em 1906, por R.D. Oldham, sismólogo britânico. A composição do Núcleo foi estabelecida comparando-se experimentos laboratoriais com dados sismológicos. Assim, foi possível determinar uma incompleta mas razoável aproximação sobre a constituição do interior do Globo. Ele corresponde, aproximadamente, a 1/3 da massa da Terra e contém principalmente elementos metálicos (ferro e níquel). Em 1936, Inge Lehman, sismóloga dinamarquesa, descobriu o contacto entre o Núcleo Interno e o Núcleo Externo. Esse último possui propriedades semelhantes aos líquidos o que impede a propagação das ondas S. O Núcleo Interno é sólido e nele se propagam tanto as ondas P como as S. Escala Richter Descrição Magnitude Efeitos Frequência Micro < 2,0 Micro tremor de terra, não se sente[4]. ~ 8000 por dia Muito pequeno 2,0-2,9 Geralmente não se sente mas é detectado/registrado. ~1000 por dia Pequeno 3,0-3,9 Frequentemente sentido mas raramente causa danos. ~49000 por ano Ligeiro 4,0-4,9 Tremor notório de objetos no interior de habitações, ruídos de choque entre objetos. Danos importantes pouco comuns. ~ 6200 por ano Moderado 5,0-5,9 Pode causar danos maiores em edifícios mal concebidos em zonas restritas. Provoca danos ligeiros nos edifícios bem construídos. 800 por ano Forte 6,0-6,9 Pode ser destruidor em zonas num raio de até 180 quilômetros em áreas habitadas. 120 por ano Grande 7,0-7,9 Pode provocar danos graves em zonas mais vastas. 18 por ano Importante 8,0-8,9 Pode causar danos sérios em zonas num raio de centenas de quilômetros. 1 por ano Excepcional 9,0-9,9 Devasta zonas num raio de milhares de quilômetros. 1 a cada 20 anos Extremo > 10,0 Nunca registrado. Extremamente raro (Desconhecido)

 

Tempo Geológico

Mesmo hoje a quantidade real de tempo geológico decorrido, visto que e tremendamente grande, significa pouco, sem qualquer base de comparação. Para este fim, têm sido inventados numerosos esquemas nos quais, eventos geológicos chaves são localizados proporcionalmente, em unidades de comprimento ou tempo atuais, de modo a tornar o tempo geológico um tanto mais compreensível. Comprimam-se. Por exemplo, todos os 4,5 bilhões de anos do tempo geológico em um só ano. Nesta escala, as rochas mais antigas reconhecidas datam de março. Os seres vivos apareceram inicialmente nos mares em maio. As plantas e animais terrestres surgiram no final de novembro e os pântanos, amplamente espalhados que formaram os depósitos de carvão pensilvanianos, “floresceram” durante cerca de quatro dias no início de dezembro. Os dinossauros dominaram nos meados de dezembro, mas desapareceram no dia 26, mais ou menos na época que as montanhas rochosas se elevaram inicialmente. Criaturas humanóides apareceram em algum momento da noite de 31 de dezembro, e as recentes capas de gelo continentais começaram a regredir da área dos Grandes lagos e do norte da Europa a cerca de 1 minuto e 15 segundos antes da meia-noite do dia 31. Roma governou o mundo ocidental por 5 segundos, das 23h: 59mim: 45s até às 23h: 59mim: 50s. Colombo descobriu a América 3 segundos antes da meia-noite, e a ciência da geologia nasceu com os escritos de James Hutton exatamente há mais que 1 segundo antes do final de nosso movimentado ano dos anos. Os especialistas interessados na idade total da Terra comumente consideram o princípio quando a Terra alcançou sua presente massa. Provavelmente, este era o mesmo ponto em que a crosta sólida da Terra se formou de início, mas não se tem rochas que datem deste tempo inicial. Na verdade, as evidências atualmente disponíveis sugerem que nenhuma rocha permaneceu do primeiro bilhão de anos, mais ou menos, da história da Terra. Antes do princípio, processos cósmicos desconhecidos estavam produzindo a matéria, como a conhecemos hoje, para a Terra e para o nosso sistema solar. Este intervalo incluímos no tempo cósmico. É o tempo, desde o início da Terra, que constitui propriamente o tempo geológico. 1. A Cronologia das idéias sobre o Tempo Geológico Entre 1500 e 1600. Nicolau Steno descreveu os princípios básicos da estratigrafia sobre a sucessão de estratos (início das idéias de tempo relativo).   1654. O Arcebispo Usher, baseado na geneologia da Bíblia assumiu que a Terra foi criada no dia 26 de outubro do ano 4004 ac, às 9:00h. Assim a Terra tinha 6.000 anos.   1785. James Hutton, reconhece os processos atuantes no modelamento da superfície terrestre, tais como erosão, deposição e atividade vulcânica.   1815. Smith elaborou o princípio da sucessão faunística (usado para definir o incremento do tempo relativo).   1830. Charles Lyell, introduziu o conceito de tempo ilimitado e fundou a Geologia Histórica.   1859. Charles Darwin, afirmou que a maior parte do tempo geológico era representado por quebras de registros ou por camadas estéreis do que por camadas fossilíferas.    1896. Henry Bequerel, descobriu a radioatividade do Urânio.    1897. Lord Kelvin, calculou a idade da Terra entre 24 e 40 milhões de anos, baseado nas estimativas de perda de calor do planeta.   1889-1901. John Joly, calculou a idade da Terra com base na taxa de saturação de sal nos oceanos em, aproximadamente 90 a 100 milhões de anos.   1907. Boltwood, com base no decaimento radioativo do Urânio para o Chumbo, calculou a idade da Terra em 1,64 bilhões de anos. Atualmente, a rocha mais antiga da Terra, datada por espectrômetro de massa, tem idade 3,96 ba. E as rochas datadas mais antigas  foram as da lua e de meteoritos, com idades na ordem de 4,6 bilhões de anos. A divisão do Tempo Geológico As primeiras pessoas que tentaram entender as relações geológicas de unidades de rochosas foram os mineiros. A mineração era de interesse comercial desde o tempo dos romanos, mas não foi até 1500 e 1600 que estes esforços produziram um interesse em relações de rochas locais. Notando as relações entre as diferentes unidades de rochas, Nicolaus Steno, em 1669 descreveu dois princípios básicos da Geologia. O primeiro que as rochas sedimentares são depositadas de forma horizontal, e o segundo que as unidades de rochas mais jovens foram depositadas sobre unidades de rochas mais antigas. Um conceito adicional foi introduzido por James Hutton em 1795, e depois enfatizado por Charles Lyell antes de 1800. A idéia era que processos geológicos naturais eram uniformes em freqüência e magnitude ao longo de tempo, essa idéia conhecida como  "Princípio do Uniformitarismo". Os princípios de Steno permitiram os trabalhadores nos anos 1600-1700 começarem a reconhecer as sucessões de rochas. Porém, as rochas eram descritas localmente pela cor, textura, ou até mesmo pelo cheiro, comparações entre sucessões de rochas de diferentes áreas não eram freqüentemente possíveis. O uso de fósseis foi o que permitiu  os trabalhadores correlacionarem áreas geograficamente distintas. Esta contribuição foi possível porque os fósseis eram encontrados em amplas regiões da crosta terrestre. A outra maior contribuição para a compreensão do  tempo geológico veio dos agrimensores, construtores de canais e geólogos amadores da Inglaterra. Em 1815, Smith produziu um mapa geológico da Inglaterra no qual ele demonstrou a validade do princípio da sucessão faunística. Este princípio simplesmente declarava que os fósseis seriam encontrados nas rochas numa ordem muito definida. Este princípio conduziu outros que se seguiram a usarem os fósseis para definir incrementos dentro do tempo relativo. A história da terra está hierarquicamente segmentada em divisões para descrever o tempo geológico. Com unidades crescentes de tempo, as divisões geralmente aceitadas são eon, era, período, época e idade. Na escala do tempo mostrada, são representados só os dois níveis mais altos desta hierarquia. O Eon de Fanerozóico representa o tempo durante o qual a maioria de organismos macroscópicos, algas, fungos e plantas viveram. Quando foi proposta a primeira divisão de tempo geológico, começando pelo Fanerozóico (aproximadamente 540 milhões de anos ) pensava-se que o mesmo coincidia com o começo de vida. Em realidade, esta coincidia com o aparecimento de animais que eram envolvidos por esqueletos externos, como conchas e alguns animais mais recentes  com esqueletos  internos, tais como os elementos ósseos. O tempo antes do Fanerozóico normalmente era chamado Pré-cambriano,  o que qualifica como um " eon " ou " era ". Em todo caso, o Eon Pré-cambriano normalmente é dividido nas três eras: Hadeano,  Arqueano e  Proterozóico. O Fanerozóico possui três divisões principais: as eras Cenozóico, Mesozóico e Paleozóico.  O " Zoic " vem de "Zoo" que significa animal. Esta é a mesma raiz como nas palavras Zoologia e Parque Zoológico (ou Jardim zoológico). "Cen " quer dizer recente, "Meso" quer dizer meio, e "Paleo" quer dizer antigo. Estas divisões refletem as principais mudanças  na composição das faunas antigas, cada era sendo reconhecida por dominação por um grupo particular de animais. O Cenozóico, às vezes foi chamado a " Idade de Mamíferos ", o Mesozóico  a "Idade de Dinossauros" e o Paleozóico a " Idade de Pesca ". Esta é uma visão demais simplificada que tem pouco  valor . Por exemplo, outros grupos de animais viveram durante o Mesozóico. Além dos dinossauros, animais como mamíferos, tartarugas, crocodilos, rãs, e variedades incontáveis de insetos também viveram na terra. Adicionalmente, havia muitos tipos de plantas que viveram no passado e já não vivem hoje. Floras antigas também passaram por grandes mudanças, e nem sempre nos mesmos momentos em que os grupos animais mudaram. Escala do Tempo Geológico Era Período Época Idade Características Cenozóico Quaternário Holoceno (Recente) 0,01 Aparecimento do homem / Glaciação no hemisfério norte Idade dos mamíferos Pleistoceno 1,6 Terciária Plioceno 5,3 Mioceno  23,7 Oligoceno  36,6 Proliferação dos primatas Eoceno  57,8 Paleoceno  65,4 Primeiros cavalos Mesozóico Cretáceo  144 Plantas com flores Extinção dos dinossauros Idade dos répteis Jurássico  208 Primeiros pássaros e mamíferos Triássico  245 Primeiros dinossauros Paleozóico Permiano  286 Extinção dos trilobitas Idade dos anfíbios Carbonífero 360 Primeiros répteis Grandes árvores primitivas Devoniano  408 Primeiros anfíbios Idade dos peixes Siluriano  438 Primeiras plantas terrestres Ordovicano 505 Primeiros peixes Idade dos invertebrados Cambriano  570 Primeiras conchas / Trilobitas dominantes Pré-Cambriano Proterozóico 2.500 Primeiros organismos multicelulares Arqueano 3.800  Primeiros organismos unicelulares Idades das rochas mais antigas Haddeano 4.500  Veja algumas imagens que representam alguns períodos do tempo geológico da Terra.

 

TECTÔNICA DE PLACAS Tectônica de placas: é uma teoria da geologia, desenvolvida para explicar o fenômeno da deriva continental, sendo a teoria atualmente com maior aceitação entre os cientistas que trabalham nesta área. Na teoria da tectônica de placas a parte mais exterior da Terra está composta de duas camadas: a litosfera, que inclui a crosta e a zona solidificada na parte mais externa do manto, e a astenosfera que inclui a parte mais interior e viscosa do manto. Numa escala temporal de milhões de anos, o manto parece comportar-se como um líquido super-aquecido e extremamente viscoso, mas em resposta a forças repentinas, como os terremotos, comporta-se como um sólido rígido. A teoria da tectônica de placas surgiu a partir da observação de dois fenômenos geológicos distintos: a deriva continental, identificada no início do século XX e a expansão dos fundos oceânicos, detectada pela primeira vez na década de 1960. A teoria propriamente dita foi desenvolvida no final dos anos 60 e desde então tem sido universalmente aceite pelos cientistas, tendo revolucionado as Ciências da Terra (comparável no seu alcance com o desenvolvimento da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica quântica na Física). Princípios chave A divisão do interior da Terra em litosfera e astenosfera baseia-se nas suas diferenças mecânicas. A litosfera é mais fria e rígida, enquanto que a astenosfera é mais quente e mecanicamente mais fraca. Esta divisão não deve ser confundida com a subdivisão química da Terra, do interior para a superfície, em: núcleo, manto e crosta. Placas tectônicas O princípio chave da tectônica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas tectônicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da astenosfera permite que as placas tectônicas se movimentem em diferentes direções. Abaixo listam-se as principais placas tectônicas, existindo ainda várias numerosas placas menores. Placa Africana Placa da Antártida Placa Euro-asiática Placa Norte-americana Placa Sul-americana Placa do Pacífico Placa Australiana As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comumente associados a eventos geológicos como terremotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões ativos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e ativa. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante. As placas tectônicas podem incluir crosta continental ou crosta oceânica, sendo que, tipicamente, uma placa contém os dois tipos. Por exemplo, a placa Africana inclui o continente africano e parte dos fundos marinhos do Atlântico e do Índico. A parte das placas tectônicas que é comum a todas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crostas continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crosta a litosfera. A distinção entre crosta continental e crosta oceânica baseia-se na diferença de densidades dos materiais que constituem cada uma delas; a crosta oceânica é mais densa devido às diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício. A crosta oceânica é mais pobre em sílica e mais rica em minerais maciços (geralmente mais densos), enquanto que a crosta continental apresenta maior percentagem de minerais fílmicos (em geral menos densos). Como conseqüência, a crosta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por exemplo, a maior parte da placa do Pacífico), enquanto que a crosta continental se situa acima daquele nível.   Tipos de limites de placas São três os tipos de limites de placas, caracterizados pelo modo como as placas se deslocam umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tipos de fenômenos de superfície: Limites transformantes ou conservativos - ocorrem quando as placas deslizam ou mais precisamente roçam uma na outra, ao longo de falhas transformantes. O movimento relativo das duas placas pode ser direito ou esquerdo, consoante se efetue para a direita ou para a esquerda de um observador colocado num dos lados da falha.   Limites divergentes ou construtivos – ocorrem quando duas placas se afastam uma da outra.   Limites convergentes ou destrutivos – (também designados por margens ativas) ocorrem quando duas placas se movem uma em direção à outra, formando uma zona de subducção (se uma das placas mergulha sob a outra) ou uma cadeia montanhosa (se as placas simplesmente colidem e se comprimem uma contra a outra). Há limites de placas cuja situação é mais complexa, nos casos em que três ou mais placas se encontram, ocorrendo então uma mistura dos três tipos de limites anteriores Limites transformantes ou conservativos: O movimento lateral esquerdo ou direito entre duas placas ao longo de uma falha transformante pode produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido à fricção, as placas não podem pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, a tensão acumula-se em ambas placas e quando atinge um nível tal, em qualquer um dos lados da falha, que excede a força de atrito entre as placas, a energia potencial acumulada é libertada sob a forma de movimento ao longo da falha. As quantidades maciças de energia libertadas neste processo são causa de terremotos, um fenômeno comum ao longo de limites transformantes. Um bom exemplo deste tipo de limite de placas é 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 Pacífico e norte-americana movem-se relativamente uma à outra, com a placa do Pacífico a mover-se na direção noroeste relativamente à 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 à placa do Pacífico enquanto esta se move mais em direção a oeste relativamente ao movimento para noroeste ao longo da falha de Santo André . As forças 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 crostal na região da Grande Bacia, sobreposto ao movimento global da placa norte-americana. Alguns geólogos especulam sobre o possível desenvolvimento de um rift na Grande Bacia, uma vez que a crosta nesta zona está a adelgaçar-se de forma mensurável. Limites divergentes ou construtivos: Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço produzido por este afastamento preenchido com novo material crostal, de origem magmática. A origem de novos limites divergentes é por alguns associada com os chamados pontos quentes. Nestes locais, células de convecção de grandes dimensões transportam grandes quantidades de material astenosférico quente até próximo da superfície e pensa-se que a sua energia cinética poderá ser suficiente para produzir a fraturação da litosfera. O ponto quente que terá dado início à formação da dorsal meso-atlântica situa-se atualmente sob a Islândia; esta dorsal encontra-se em expansão à velocidade de vários centímetros por século. Na litosfera oceânica, os limites divergentes são típicos da dorsal oceânica, incluindo a dorsal meso-atlântica e a dorsal do Pacífico oriental; na litosfera continental estão tipificados pelas zonas de vale de rift como o Grande Vale do Rift da África Oriental. Os limites divergentes podem criar zonas de falhamento maciço no sistema de dorsais oceânicas. A velocidade de expansão nestas zonas geralmente não é uniforme; em zonas em que blocos adjacentes da dorsal se deslocam com velocidades diferentes, ocorrem grandes falhas transformantes. Estas zonas de fratura, muitas delas designadas por um nome próprio, são uma das principais origens dos terremotos submarinos. Um mapa do fundo oceânico mostra um estranho padrão de estruturas constituídas de blocos separadas por estruturas lineares perpendiculares ao eixo da dorsal. Se olharmos para o fundo oceânico entre estas zonas de fratura como se de uma banda transportadora se tratasse, a qual afasta a crista de cada um dos lados do rift da zona média em expansão, este processo torna-se mais evidente. As cristas dispostas paralelamente ao eixo de rift encontram-se situadas a maior profundidade e mais afastadas do eixo, quanto mais antigas forem (devido em parte à contração térmica e à subsidência). Foi nas dorsais oceânicas que se encontrou uma das evidências chave que forçou a aceitação da hipótese de expansão dos fundos oceânicos. Levantamentos aeromagnéticos (medições do campo magnético terrestre a partir de um avião), mostraram um estranho padrão de inversões magnéticas em ambos lados das cristas e simétricas em relação aos eixos destas. O padrão era demasiado regular para ser apenas uma coincidência, uma vez que as faixas de cada um dos lados das dorsais tinham larguras idênticas. Havia cientistas que tinham estudado as inversões dos pólos magnéticos na Terra e fez-se então a ligação entre os dois problemas. A alternância de polaridades naquelas faixas tinha correspondência direta com as inversões dos pólos magnéticos da Terra. Isto seria confirmado através da datação de rochas provenientes de cada uma das faixas. Estas faixas fornecem assim um mapa espaço-temporal da velocidade de expansão e das inversões dos pólos magnéticos. Há pelo menos uma placa que não está associada a qualquer limite divergente, a placa das Caraíbas. Julga-se que terá tido origem numa crista sob o Oceano Pacífico, entretanto desaparecida, e mantém-se ainda assim em movimento, segundo medições feitas com GPS. A complexidade tectônica desta região continua a ser objeto de estudo. Limites convergentes ou destrutivos: A natureza de um limite convergente depende do tipo de litosfera que constitui as placas em presença. Quando a colisão ocorre entre uma densa placa oceânica e uma placa continental de menor densidade, geralmente a placa oceânica mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção. À superfície, a expressão topográfica deste tipo de colisão é muitas vezes uma fossa, no lado oceânico e uma cadeia montanhosa do lado continental. Um exemplo deste tipo de colisão entre placas é a área ao longo da costa ocidental da América do Sul onde a placa de Nazca, oceânica, mergulha sob a placa Sul-americana, continental. À medida que a placa subductada mergulha no manto, a sua temperatura aumenta provocando a libertação dos compostos voláteis presentes (sobretudo vapor de água). À medida que esta água atravessa o manto da placa sobrejacente, a temperatura de fusão desta baixa, resultando na formação de magma com grande quantidade de gases dissolvidos. Este magma pode chegar à superfície na forma de erupções vulcânicas, formando longas cadeias de vulcões para lá da plataforma continental e paralelamente a ela. A cadeia montanhosa dos Andes apresenta vulcões deste tipo em grande número. Na América do Norte, a cadeia de montanhas de Cascade, que se estende para norte a partir da Sierra Nevada na Califórnia, é também deste tipo. Este tipo de vulcões caracteriza-se por apresentar alternância de períodos de dormência com erupções pontuais que se iniciam com a expulsão explosiva de gases e partículas finas de cinzas vulcânicas vítreas, seguida de uma fase de reconstrução com magma quente. A totalidade do limite da placa do Pacífico apresenta-se cercada por longas cadeias de vulcões, conhecidos coletivamente como Círculo de Fogo do Pacífico. Onde a colisão se dá entre duas placas continentais, ou elas se fragmentam e se comprimem mutuamente ou uma mergulha sob a outra ou (potencialmente) sobrepõe-se à outra. O efeito mais dramático deste tipo de limite pode ser visto na margem norte da placa Indiana. Parte desta placa está a ser empurrada por baixo da placa Euro-asiática, provocando o levantamento desta última, tendo já dado origem à formação dos Himalaia e do planalto do Tibet. Causou ainda a deformação de partes do continente asiático a este e oeste da zona de colisão. Quando há convergência de duas placa de crosta oceânica, tipicamente ocorre a formação de um arco insular, à medida que uma placa mergulha sob a outra. O arco é formado a partir de vulcões que eruptam através da placa sobrejacente à medida que se dá a fusão da placa mergulhante. A forma de arco aparece devido à esfericidade da superfície terrestre. Ocorre ainda a formação de uma profunda fossa submarina em frente a estes arcos, na zona em que o bloco descendente se inclina para baixo. Bons exemplos deste tipo de convergência de placas são as ilhas do Japão e as Ilhas Aleutas, no Alasca. Causas do movimento das placas: Conforme foi referido acima, as placas movem-se graças à fraqueza relativa da astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária para produzir este movimento seja a dissipação de calor a partir do manto. Imagens tridimensionais do interior da Terra (tomografia sísmica), mostram a ocorrência de fenômenos de convecção no manto. A forma como estes fenômenos de convecção estão relacionados com o movimento das placas é assunto de estudos em curso bem como de discussão. De alguma forma, esta energia tem de ser transferida para a litosfera de forma a que as placas se movam. Há essencialmente duas forças que o podem conseguir: o atrito e a gravidade. Atrito: Atrito do manto: As correntes de convecção do manto são transmitidas através da astenosfera; o movimento é provocado pelo atrito entre a astenosfera e a listosfera. Sucção nas Fossas: correntes de convecção locais exercem sobre as placas uma força de arrasto friccional, dirigida para baixo, em zonas de subducção nas fossas oceânicas. ESTRUTURA GEOLÓGICA Estrutura Geológica: Nas áreas emersas, a crosta terrestre é formada por três tipos de estruturas geológicas, as quais são caracterizadas pelos tipos de rochas predominantes e o seu processo de formação, e pelo tempo geológico em que surgiram. Essas estruturas geológicas são os dobramentos modernos, os maciços antigos ( escudos cristalinos ), e as bacias sedimentares. Dobramentos Modernos:  são  os trechos da crosta terrestre de formação recente e, por essa razão, compostos por rochas mais flexíveis e maleáveis, situadas relativamente próximas às zonas de contato entre placas tectônicas (zonas convergentes). Devido à pressão de uma placa sobre a outra, esta parte da crosta dobra-se num processo lento e contínuo, dando origem às montanhas. As setas horizontais indicam as forças tectônicas, enquanto que a seta vertical indica o movimento de dobramento da crosta terrestre Maciços Antigos: também chamados escudos cristalinos, são os terrenos mais antigos da crosta terrestre. Datam da era Pré-Cambriana (Arqueozóica e Proterozóica) e são constituídos basicamente por rochas magmáticas e metamórficas. Nos maciços que se formaram na era Proterozóica  ocorrem as jazidas de minerais metálicos, como, por exemplo, as de ferro, ouro, manganês, prata, cobre, alumínio, estanho. A pressão do magma sobre estas estruturas  antigas provoca fraturas ou falhas na litosfera ( crosta terrestre ) e, posteriormente, o deslocamento vertical de grandes blocos, soerguendo e rebaixando a superfície. Bacias Sedimentares: começaram a se formar apenas na era Paleozóica. Resultam da acumulação de sedimentos provenientes do desgaste das rochas ; de organismos vegetais ou animais; ou mesmo de camadas de lavas vulcânicas solidificadas. É nestas estruturas que se formam importantes recursos minerais energéticos, como o petróleo e o carvão mineral. TERREMOTOS Na áreas próximas aos limites entre as placas ocorrem muitos terremotos e a atividade vulcânica é intensa. As grandes cadeias montanhosas da Terra, situadas nessas áreas, surgiram por causa da colisão (ou obducção) de placas, como a cordilheira do Himalaia, ou pelo processo de subducção, como a cordilheira dos Andes. O atrito entre as placas tectônicas produz acúmulo de pressão e descarga de energia, que se propaga em forma de ondas sísmicas. A propagação dessas ondas provoca a vibração das rochas e grande impacto nas áreas de montanhas próximas à região de atrito. Os terremotos podem ser medidos quanto à sua magnitude e à intensidade. A magnitude: é a quantidade de energia liberada no foco do sismo, sendo medida a partir de uma escala estabelecida pelo sismólogo norte-americano Charles Richter. Essa escala - escala Richter - começa no grau zero e, teoricamente, não tem um limite superior. Ela também é logarítmica, ou seja, um terremoto de magnitude 5, por exemplo, produz efeitos 10 vezes maiores que um outro de magnitude 4. O terremoto mais violento já registrado atingiu 9,2 graus, no Japão, em 1992, liberando um milhão de vezes mais energia que a bomba atômica lançada sobre Nagasaki. Não houve mortes porque a região atingida era desabitada. A intensidade: baseia-se na constatação dos efeitos provocados pelo terremoto na superfície, que, provavelmente, vão ser menores à medida que se distancie do seu epicentro. A escala de intensidade sísmica mais utilizada é a de Mercalli modificada, que varia de I (danos mínimos) a XII (danos máximos), quando ocorre o desaparecimento quase total de vestígio de construção humana; objetos lançados para o alto, formam-se grande fendas no terreno e consideráveis transformações no relevo. De todas as áreas sujeitas a terremotos no mundo, o Japão e a Califórnia (Estados Unidos) são as mais bem preparadas para enfrentar sismos. Isso decorre do próprio nível de desenvolvimento desses países, de suas condições econômicas, que possibilitam investimentos em pesquisas no setor de construção civil, no treinamento da população, nos equipamentos para previsão de tremores, na manutenção de cientistas etc. VULCANISMO Vulcão é uma estrutura geológica criada quando magma, gases e partículas quentes (como cinzas) escapam para a superfície terrestre. Eles ejetam altas quantidades de poeira, gases e aerossóis na atmosfera, podendo causar resfriamento climático temporário. São freqüentemente considerados causadores de poluição natural. Tipicamente, os vulcões apresentam formato cônico e montanhoso. A erupção de um vulcão é considerada um grave desastre natural, por vezes de conseqüências planetárias. Assim como outros desastres dessa natureza, são imprevisíveis e causam danos indiscriminados. Entre outras coisas, tendem a desvalorizar os imóveis localizados em suas vizinhanças, prejudicar o turismo e consumir a renda pública e privada em reconstruções. No nosso planeta os vulcões tendem a se formar junto das margens das placas continentais. no entanto existem exceções quando os vulcões ocorrem em zonas chamadas de hot spots (pontos quentes). Por outro lado, os arredores de vulcões, formados de lava resfriada, tendem a ser compostos de solos bastante férteis para a agricultura. A palavra "Vulcão" deriva do nome do deus do fogo na mitologia romana Vulcano (e, em grego, Hefestos). A ciência que estuda os vulcões designa-se por vulcanologia. Tipos de vulcão Uma das formas de classificação dos vulcões é através do tipo de material que é eruptido, o que afeta a forma do vulcão. Se o magma eruptido contém uma elevada percentagem em sílica (>65%) a lava é chamada de félsica ou "ácida" e tem a tendência de ser muito viscosa (pouco fluida) e por isso solidifica rapidamente. Os vulcões com este tipo de lava têm tendência a explodir devido ao fato da lava facilmente obstruir a chaminé vulcânica. O Monte Pelée na Martinica é um exemplo de um vulcão deste tipo. Se, por outro lado, o magma é relativamente pobre em sílica (<52%)é chamado de máfico ou "básico" e causa erupções de lavas muito fluidas capazes de escorrer por longas distâncias. Um bom exemplo de uma escoada lávica máfica é a do Grande Þjórsárhraun (Thjórsárhraun) originada por uma fissura eruptiva quase no centro geográfico da Islândia há cerca de 8000 anos. Esta escoada percorreu cerca de 130 quilômetros até ao mar e cobriu uma área com 800 km². Vulcão-escudo: O Havaí e a Islândia são exemplos de locais onde podemos encontrar vulcões que expelem enormes quantidades de lava que gradualmente constroem uma montanha larga com o perfil de um escudo. As escoadas lávicas destes vulcões são geralmente muito quentes e fluidas, o que contribui para ocorrerem escoadas longas. O maior vulcão deste tipo na Terra é o Mauna Loa, no Havaí, com 9000 m de altura (assenta no fundo do mar) e 120 km de diâmetro. O Monte Olimpus em Marte é um vulcão-escudo e também a maior montanha do sistema solar. Cones de escórias: São os tipos mais simples e mais comuns de vulcões. Esses vulcões são relativamente pequenos, com alturas geralmente menores que 300 metros de altura. Formam-se pela erupção de magmas de baixa viscosidade, com composições basálticas ou intermediárias. Estratovulcões: Também designados de "compostos", são grandes edifícios vulcânicos com longa atividade, forma geral cônica, normalmente com uma pequena cratera no cume e flancos íngremes, construídos pela intercalação de fluxos de lava e produtos piroclásticos, emitidos por uma ou mais condutas, e que podem ser pontuados ao longo do tempo por episódios de colapsos parciais do cone, reconstrução e mudanças da localização das condutas. Alguns dos exemplos de vulcões deste tipo são El Teide na Espanha, o Monte Fuji no Japão, o Cotopaxi no Equador, o Vulcão Mayon nas Filipinas e o Monte Rainier nos EUA Por outro lado, esses edifícios vulcânicos são os mais mortíferos do nosso planeta, envolvendo a perda da vida de aproximadamente 264000 pessoas desde o ano de 1500. Caldeiras ressurgentes: São as maiores estruturas vulcânicas da Terra, possuindo diâmetros que variam entre 15 e 100 km². À parte de seu grande tamanho, caldeiras ressurgentes são amplas depressões topográficas com uma massa elevada central. Exemplos dessas estruturas são a Valles (EUA), Yellowstone (EUA) e Cerro Galan (Argentina). Vulcões submarinos: São aqueles que estão abaixo da água, muitas vezes são bastante comuns em certos fundos oceânicos, principalmente na dorsal meso-atlântica. São responsáveis pela formação de novo fundo oceânico em diversas zonas do globo. Um exemplo deste tipo de vulcão é o vulcão da Serreta no Arquipélago dos Açores. Activos, dormentes ou extintos? Não existe um consenso entre os vulcanologistas para definir o que é um vulcão "ativo". O tempo de vida de um vulcão pode ir de alguns meses até alguns milhões de anos. Por exemplo, em vários vulcões na Terra ocorreram várias erupções nos últimos milhares de anos mas atualmente não dão sinais de atividade. Alguns cientistas consideram um vulcão ativo quando está em erupção ou mostra sinais de instabilidade, nomeadamente a ocorrência pouco usual de pequenos sismos ou novas emissões gasosas significativas. Outros consideram um vulcão ativo aquele que teve erupções históricas. É de salientar que o tempo histórico varia de região para região. Enquanto que no Mediterrâneo este pode ir até 3000 anos atrás, no Pacífico Noroeste dos Estados Unidos vai apenas a 300 anos atrás. Vulcões dormentes são considerados aqueles que não se encontram atualmente em atividade (como foi definido acima) mas que poderão mostrar sinais de perturbação e entrar de novo em erupção. Os vulcões extintos são aqueles que os vulcanólogos consideram pouco provável que entrem em erupção de novo, mas não é fácil afirmar com certeza que um vulcão está realmente extinto. As caldeiras têm tempo de vida que pode chegar aos milhões de anos, logo é difícil determinar se um irá voltar ou não a entrar em erupção, pois estas podem estar dormentes por vários milhares de anos. Por exemplo a caldeira de Yellowstone, nos Estados Unidos, tem pelo menos 2 milhões de anos e não entrou em erupção nos últimos 640000 anos, apesar de ter havido alguma atividade há cerca de 70000 anos. Por esta razão os cientistas não consideram a caldeira de Yellowstone um vulcão extinto. Pelo contrário, esta caldeira é considerada um vulcão bastante ativo devido à atividade sísmica, geotermia e à elevada velocidade do levantamento do solo na zona. Segue abaixo alguns exemplos de grandes erupções:  79 a.c -Vesúvio (Itália): A cidade de Pompéia é soterrada sob uma chuva de cinzas e mata seus 20 mil habitantes. 1815 - Tambora (Indonésia): Recorde mundial do volume de matérias expelidas: 180 mil metros cúbicos.Morreram 82 mil pessoas. 1883 - Krakatoa (Indonésia): Dois terços da ilha destruída, 36 417 mortos numa explosão 7 mil vezes mais potente  que a bomba de Hiroshima. 1963-1967 - Surtsey (Islândia): A erupção submarina deu origem a uma ilha de 2,8 Km2. 1991 - Pinatubo (Filipinas): A erupção deixa 300 mil pessoa desabrigadas e 875 mortas. 1991 - Unzendake (Japão): A explosão mata 38 pessoas, incluindo três vulcanólogos.