G E O S F E R A S : C O N C E I T O S , D I N Â M I C A E

I N T E R A T I V I D A D E

P r o f . D r . J a m e s T o n y L e e

P r o f . D r . J e a n M a c h a d o

Belém - Pará

2020

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Disciplina: GEOSFERAS: CONCEITOS, DINÂMICA E INTERATIVIDADE

Profª. Me. José Fernando Pina Assis Coordenador Acadêmica do Curso - IG/UFPA

Prof. Dr. Francisco de Assis Matos de Abreu Coordenação de Cursos Lato Sensu - IG/UFPA

Universidade Federal do Pará Assessoria de Educação a Distância

MÓDULO II

Prof. Dr. James Tony Lee

Prof. Dr. Jean Machado

AEDI - UFPA 2020

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Sumário 1. Apresentação da disciplina .................................................................................... 1

2. Terra Global: origem e diferenciação planetária; formação das geosferas ...... 1

2.1. Teoria do Big Bang ............................................................................................ 1

2.2. A hipótese da Nebulosa ..................................................................................... 2

2.3. A formação do Sol ............................................................................................. 4

2.4. A formação dos planetas .................................................................................... 4

2.4.1. Os Planetas Interiores ................................................................................. 6

2.4.2. Os Planetas Exteriores ................................................................................ 6

3. Litosfera ................................................................................................................... 8

3.1. Sistema Geodínamo: Manto e Núcleos .............................................................. 8

3.1.1. Formação das camadas da Terra Primitiva ................................................. 8

3.1.2. A diferenciação da Terra ............................................................................ 9

3.2. Sistema Tectônico: Litosfera/Astenosfera – origem e funcionamento ............ 19

3.2.1. A deriva continental.................................................................................. 20

3.2.2. O ressurgimento da Teoria da Deriva Continental ................................... 22

3.2.3. Placas Tetônicas ....................................................................................... 25

3.3. ATIVIDADE 1 ................................................................................................ 32

3.4. Referências ....................................................................................................... 33

4. Hidrosfera ............................................................................................................. 34

4.1. Conceito ........................................................................................................... 34

4.2. Origem e evolução da Hidrosfera .................................................................... 34

4.2.1. A Hidrosfera no início .............................................................................. 35

4.2.2. A hidrosfera transitória ............................................................................. 37

4.2.3. A hidrosfera moderna ............................................................................... 37

4.3. Quantidade e distribuição da água na Terra ..................................................... 38

4.4. O ciclo Hidrológico ......................................................................................... 39

4.4.1. Processos envolvidos no ciclo .................................................................. 39

4.5. Rios .................................................................................................................. 41

4.5.1. Escoamento ............................................................................................... 41

4.5.2. Processos fluviais ..................................................................................... 43

4.5.3. Cargas fluviais, movimentos dos sedimentos, erosão e deposição........... 43

4.5.4. Vales, canais e planícies de inundação ..................................................... 45

4.5.4.1. Padrões morfométricos ......................................................................... 45

4.5.5. Redes de drenagens .................................................................................. 46

4.5.6. Deltas ........................................................................................................ 48

4.6. Geleiras ou Glaciares ....................................................................................... 49

4.6.1. Classificação das geleiras ou glaciais ....................................................... 50

4.6.2. Formação das geleiras .............................................................................. 51

4.6.3. Balanço de massa das mantas de gelo ...................................................... 51

4.7. Oceanos ............................................................................................................ 53

4.7.1. Geologia dos oceanos ............................................................................... 53

4.7.2. Sedimentação nos oceanos ....................................................................... 59

4.7.3. Linhas de Costa ........................................................................................ 60

4.8. ATIVIDADE 2 ................................................................................................ 63

4.9. Referências ....................................................................................................... 64

5. Atmosfera .............................................................................................................. 65

5.1. Composição e evolução ................................................................................... 65

5.2. Mudanças Climáticas ....................................................................................... 70

5.3. ATIVIDADE 3 ................................................................................................ 74

5.4. Referências ....................................................................................................... 75

6. BIOSFERA ............................................................................................................ 76

6.1. Conceito ........................................................................................................... 76

6.1.1. Surgimento da vida na Terra .................................................................... 77

6.1.2. Origem da Vida ........................................................................................ 77

6.1.3. Primeira vida na Terra: Procariontes ........................................................ 77

6.1.4. Evolução dos eucariotos ........................................................................... 78

6.1.5. Era Paleozoica: A Vida Explode .............................................................. 78

6.1.6. A Era Mesozóica ...................................................................................... 80

6.1.7. Era Cenozóica ........................................................................................... 81

6.2. Fontes de Energia na Biosfera ......................................................................... 83

6.3. Impactos humanos no meio ambiente global ................................................... 85

6.3.1. A atividade humana e a mudança global .................................................. 87

6.4. ATIVIDADE 4 ................................................................................................ 92

6.5. Referências ....................................................................................................... 93

1

1. Apresentação da disciplina

A disciplina Geosferas: conceitos, dinâmica e interatividade tem duração de 60h

e tem o objetivo de apresentar as geosferas da Terra através da descrição de suas

principais estruturas e processos dinâmicos de formação e controle.

A organização da apostila foi idealizada para uma leitura sequencial dos

capítulos e está estruturada em um capítulo introdutório (cap. 2) e quatro capítulos

temáticos (cap. 3-6). No capítulo introdutório serão apresentadas as hipóteses sobre a

origem do universo e a formação do sistema solar e dos planetas. No capítulo 3, serão

apresentados a estrutura da Terra, o seu sistema geodinâmico e as implicações destes

processos na litosfera. No capítulo 4 será apresentada a origem e evolução da hidrosfera

e seus principais processos estruturadores e os fenômenos relacionados à sua circulação

pelo planeta. No capítulo 5 será caracterizada a estrutura da atmosfera e seu contexto

nas relações com o clima. Por fim, no capítulo 6 abordaremos a evolução da biosfera,

que engloba todas as regiões onde há vida, ao longo da história do planeta e as

consequências das atividades antropogênicas recentes.

Ao final de cada capítulo temático, o discente encontrará uma atividade que

consiste em uma lista de questões de fixação. As respostas de cada atividade deverão ser

submetidas pela plataforma Moodle para correção as quais formarão o conceito do

discente ao final da disciplina.

2. Terra Global: origem e diferenciação planetária; formação das geosferas

É impossível o entendimento da origem do planeta Terra sem compreender a

origem do universo, baseado por vezes em mitologias de cunho religioso. Entretanto, a

ciência é corpo de conhecimentos sistematizados adquiridos via observação,

identificação, pesquisa e explicação de determinadas categorias de fenômenos e fatos,

formulados metódicos e racionalmente. Desta maneira, todo conceito fora deste

parâmetro será desconsiderado das definições que se sucedem.

2.1. Teoria do Big Bang

Consiste na explicação científica mais aceita, a qual considera que o universo

começou a partir de um ponto extremamente denso que, começou a se expandir acerca

de13 ou 14 bilhões de anos atrás a partir de uma explosão cósmica. Antes desse grande

momento de expansão, toda a matéria e energia estavam concentrados em um único

ponto de densidade inimaginável. Apesar do pouco conhecimento a respeito do que

ocorreu segundos após a denominada Grande Explosão, os astrônomos obtiveram um

entendimento geral dos bilhões de anos que se seguiram e, em um processo que ainda

continuar, o Universo expandiu-se e diluiu-se para formar galáxias e estrelas. Os

geólogos analisam os últimos 4,5 bilhões de anos, tempo que nosso sistema solar, com a

formação da nossa estrela (Sol) e os planetas e estrelas que nela orbitam evoluiu (Press

et al., 2006). Ou seja, os geólogos dependem do conhecimento da formação do sistema

solar para entender a formação da Terra primitiva, uma vez que a evolução da litosfera

(que será discutida posteriormente), juntamente com teorias de derivas continentais e

tectônica de placas (“Terra moderna”) não possuem uma correlação direta com a origem

do universo.

2

2.2. A hipótese da Nebulosa

Em 1755, uma teoria idealizada pelo filósofo Immanuel Kant, sugeriu que a

origem do sistema solar poderia ser traçada a partir da rotação de uma nuvem de gás e

poeira fina. Esta teoria foi desenvolvida pelo matemático francês Pierre-Simon de

Laplace. Ele calculou que, como todos os planetas estão no mesmo plano e giram em

torno do sol na mesma direção (com exceção de Vênus), eles só poderiam ter se

formado a partir de uma grande nuvem de gás interestrelar, que colapsou e deu origem

ao sol e aos planetas. A poucas décadas, astrônomos equipados com telescópios

modernos descobriram que o espaço exterior além do sistema solar não está vazio como

outrora imaginado. Foram registradas muitas nuvens do mesmo tipo que as que Kant

supôs, tendo denominado as mesmas de nebulosas. Além disso, identificaram que os

materiais que formam essa nuvem são predominantemente hélio e hidrogênio,

justamente os dois elementos que constituem quase tudo que é conhecido no universo,

com exceção de uma pequena fração do sol.

Como o sistema solar ficou com a forma elipsoidal a partir da nebulosa? Essa nuvem,

primariamente difusa, possuía uma rotação lenta e, graças a forças gravitacionais,

contraiu-se, resultando na atração entre os corpos devido suas massas (Press et al.,

2006). A contração acelerou a rotação das partículas e, esta rotação mais rápida, levou

ao achatamento da nuvem na forma de disco (Figura 1).

3

Figura 1: evolução do sistema solar. Press et al., 2006. Livro: Para entender a Terra, 4ª Ed.

4

2.3. A formação do Sol

A atração da gravidade levou a um acúmulo da matéria para o centro da

nebulosa, formando uma protoestrela, a precursora do Sol. Devido a compressão sobre

seu próprio peso, este material tornou-se cada vez mais denso e quente. Desta maneira,

a temperatura interna do proto-Sol elevou-se a milhões de graus de temperatura,

levando a fusões nucleares ocorrentes nos dias atuais. Tais fusões são a mesma que

ocorre com a bomba de hidrogênio, onde, quando átomos de hidrogênio são submetidos

a altas temperaturas, eles combinam-se (fundem-se) para formar hélio, em um processo

de transformação de massa em energia, postulada pela famosa equação de Albert

Einstein E = mc2, onde E é a quantidade de energia emitida pela conversão de massa

(m) e c equivale a velocidade da luz. Como a velocidade da luz é extremamente alta

(cerca de 300.000 Km/s), especialmente elevada ao quadrado, uma pequena quantidade

de matéria pode gerar uma grande quantidade de energia (Press et al., 2006)

2.4. A formação dos planetas

Apesar da maior parte da matéria da primeira nebulosa ter se concentrado no

proto-Sol, gases expelidos pela recém-formada estrela criou um grande disco elipsoidal

de gás e poeira, mais quente em sua região mais interna (onde mais matéria se

acumulou) do que nas regiões externas e menos densas. Uma vez formada esta

nebulosa, agora denominada de nebulosa solar, o disco passou por um forte

arrefecimento e muitos gases condensaram-se em suas formas líquidas ou sólidas (tal

como um vapor d’água que condensa em gotas na parte externa de um copo gelado e a

água solidifica em gelo quando esfria até o ponto de congelamento). Esta rápida

condensação, associada a uma atração gravitacional, causou a agregação de poeira e

material condensado por meio de colisões em pequenos blocos de escala quilométrica,

formando os planetesimais, cuja composição dependia da distância do sol. Por sua vez,

esses planetesimais colidiam-se entre si em um ambiente catastrófico, formando blocos

Figura 2: (a) nebulosa atrai elementos mais pesados para o centro, concentrando matéria em um

proto-Sol extremamente quente e denso; (b) fortes ventos da recém-formada estrela criam a

chamada nebulosa solar, em formato elipsoidal. Fonte: material IagUSP: Anjos, S. 2015.

5

maiores com tamanhos semelhantes ao da lua (Figura 4), com atrações gravitacionais

também maiores, que atrai colisão de novos materiais até formar os 9 planetas que

conhecemos atualmente. Mas será que são nove mesmo?

Observação: Por que Plutão deixou de ser um planeta?

http://www.ebc.com.br/infantil/voce-sabia/2015/07/por-que-plutao-deixou-de-ser-

considerado-um-planeta

Observação: Plutão deixou de ser um planeta. Veja os motivos no link descrito:

Observação: Afinal, quantos planetas possui o sistema solar?

https://super.abril.com.br/saude/afinal-quantos-planetas-tem-o-sistema-solar/

Observação: segundo estudos mais recentes, Plutão deveria voltar a ser considerado um

planeta. Veja no link: https://revistagalileu.globo.com/Ciencia/noticia/2018/09/plutao-

deveria-ser-considerado-planeta-de-novo-diz-estudo.html

Figura 3: demonstrando a evolução do sistema colar desde a nebulosa até a formação dos planetas Fonte:

apostilada da UFAM – autor dessconhecido.

Link: http://home.ufam.edu.br/ivaldo/Aulas/Geocronologia/Origem%20da%20Terra%202011.pdf

6

Uma vez formado os planetas, aqueles localizados em órbitas mais próximas ao

sol (planetas interiores) possuem diferenças marcantes em relação aqueles que se

formaram em órbitas mais longínquas (planetas exteriores).

2.4.1. Os Planetas Interiores

Os quatro planetas interiores, mais conhecidos como planetas terrestres ou

planetas rochosos são conhecidamente: Mercúrio, Vênus, Terra e Marte, sendo

constituídos de metais e rochas. Devido aos seus crescimentos terem ocorrido em

proximidade ao Sol, suas condições de formação foram tão quentes que a maioria dos

materiais voláteis não pôde ser retirada. Além disso, o fluxo de radiação e matéria

proveniente do sol projetou a maior parte do hidrogênio, hélio, água e de outros gases e

líquidos leves que havia nesses planetas. Metais densos, como o ferro e outras

substâncias pesadas constituintes de rochas que formaram os planetas interiores, foram

deixados para trás. Então, a partir da idade dos meteoritos, que golpeiam a Terra e são

oriundos de um período pré-planetário, deduz-se que os planetas interiores começam a

acrescer, a cerca 4,56 Bilhões de anos. Cálculos teóricos indicam que os planetas

interiores tenham crescido até os tamanhos atuais em um prazo de 100 milhões de anos,

um tempo que, em termos geológicos, é extremamente curto.

2.4.2. Os Planetas Exteriores

A maioria dos materiais voláteis expelidos da região dos planetas interiores foi

impelida para a parte mais externa e resfriada da nebulosa, possibilitando a formação de

planetas gasosos gigantes constituídos de gelo e gases (Júpiter, Saturno, Urano, Netuno)

e seus satélites. Estes planetas, embora tenham núcleos rochosos, são constituídos

prioritariamente por hidrogênio e hélio, tal como o sol, além de outros constituintes

leves da nebulosa solar.

Figura 4: figura esquemática da colisão de blocos espelhados na nebulosa solar que vieram a formar

os planetesimais. Fonte: material IagUSP: Anjos, S. 2015.

7

Figura 5: modelo da nebulosa explicitando a divisão do sistema solar entre planetas rochosos

(interiores) e gasosos (exteriores) Fonte: https://graveastronomia.wordpress.com/tag/planet-formation/

Figura 6: modelos de formação de planetas

rochosos (próximos ao Sol) e gasosos (mais

distantes do Sol). Fonte: material apostilado

da UFAM – autor dessconhecido. Link:

http://home.ufam.edu.br/ivaldo/Aulas/Geoc

ronologia/Origem%20da%20Terra%20201

1.pdf

8

Observação: a divisão entre os planetas rochosos e os gigantes gasosos é marcada por

uma extensão faixa de asteroides (Figura 7), cuja origem é desconhecida pela

comunidade astronômica, como observado no link abaixo:

http://agencia.fapesp.br/novo-modelo-para-formacao-de-cinturao-de-asteroides-e-

descrito/25059/

3. Litosfera

3.1. Sistema Geodínamo: Manto e Núcleos

3.1.1. Formação das camadas da Terra Primitiva

Evidentemente, a Terra primitiva não era nem um pouco similar a este planeta

que habitamos hoje, sendo um corpo celeste em condições de temperatura absurdamente

altas e que impossibilitavam a presença de vida nos primórdios de sua formação. Todo o

processo de modificação da Terra é denominado de diferenciação, que consiste na

transformação de blocos aleatórios de matéria primordial em um corpo cujo interior é

dividido em camadas concêntricas, que diferem entre si química e fisicamente. Esta

diferenciação ocorreu no começo da história da Terra, quando o planeta adquiriu calor

suficiente para se fundir (Press, et al., 2006).

Nos tempos iniciais da Terra, o planeta passou por um grande aquecimento e

consequente fusão, graças a enxurradas de colisões de planetesimais, que, ao colidir

com a Terra em uma velocidade típica de 15 a 20Km/s liberará energia equivalente a

100 vezes o seu peso em TNT2. Ou seja, quando esses corpos celestes colidiam com

nosso planeta, toda sua energia cinética era convertida em energia (lembre que, como

supracitado, essa energia é calculada pela equação E=mc2 e que, dada a alta

Figura 7: modelo atual do sistema solar. Notar a grande divisão entre planetas menores e rochosos e os

gigantes gasosos, marcada por um grande cinturão de asteroides. Fonte da imagem:

http://www.historiasefemeras.com/2015/11/sistema-solar.html

9

velocidade da luz, uma pequena massa é capaz de produzir uma grande quantidade de

energia) que seria equivalente a vários trilhões de bombas nucleares de 1 megaton

(apenas uma bomba dessas proporções é capaz de destruir uma cidade inteira). Estas

colisões levaram a duas consequências diretas: ejeção ao espaço de uma grande

quantidade de detritos e geração de calor que fundiu o que restou da Terra (Press, et al.,

2006).

Muitos cientistas acreditam que a formação da lua se deu a partir da agregação

destes detritos despejados no espaço (Figura 8) a partir de um grande impacto que, além

disso, teria acelerado o movimento de rotação da Terra e mudado seu eixo rotacional, a

cerca de 4,5 bilhões de anos atrás.

Observação: mesmo semelhante a teoria do grande impacto para a formação da lua, há

uma nova teoria que afirma que o satélite teria se formado a partir de múltiplos

impactos e posterior agregação dos materiais resultantes destes impactos. Ver link

abaixo:

https://www.istoedinheiro.com.br/estudo-contradiz-principal-teoria-de-formacao-da-lua/

3.1.2. A diferenciação da Terra

O formato inicial da Terra, como uma mistura de colisão de planetesimais e

restos da nebulosa solar, não se manteve por muito tempo. A grande colisão que deu

origem a lua teria causado a fusão de cerca de 30 a 65% do planeta, formando uma

camada externa marcado por um oceano de lava de quilômetros de espessura. Esse

agregado de elementos não ficou misturado por um longo período de tempo pois, por

diferença de densidade, o material mais pesado (ferro e níquel) mergulhou para o

interior para formar o núcleo e o material mais leve flutuou na superfície para formar a

crosta, fenômeno possível graças ao arrefecimento natural do planeta. Além disso, a

própria migração de material mais leve para a superfície levou consigo calor interno, de

onde ele pode se irradiar para o espaço, ajudando também no resfriamento do planeta.

Figura 8: simulação computadorizada da origem da lua por meio de um impacto de um corpo do tamanho

de marte. Fonte: Press et al., 2006

10

Com o resfriamento do planeta, grande parte dele solidificou-se e foi transformado em

um planeta zonado, dividido em três camadas principais: núcleo central, crosta e um

manto que fica entre os dois primeiros, como mostrado na figura 9 (Press et al., 2006)

Os tópicos posteriores serão dedicados a mostrar como se deu a formação, bem

como as peculiaridades químicas de cada geosfera interna da Terra. No entanto, antes

disso é importante nos dedicarmos a conhecer os métodos os quais os cientistas se

utilizam para tais determinações.

Uma das maneiras para se descobrir a composição do interior da Terra é por

amostras que, a partir de esforços tectônicos, ascenderam do interior da crosta terrestre

até a superfície. Desta maneira, geólogos conseguiram determinar a composição

química das rochas que formam o interior do planeta.

Mas como os cientistas sabem que estas rochas são representativas do interior da

Terra?

Convencionalmente é sabido que meteoritos vagam pelo espaço, sem a

possibilidade de fusões em grande escala que permitiram processos de diferenciação.

Ao se comparar estas rochas que caem esporadicamente na superfície terrestre com

outras submetidas a superfície, percebe-se uma grande similaridade química entre as

mesmas, especialmente com enriquecimento em ferro, níquel e presença de minerais

que se formam logo no começo da cristalização de um magma, como a olivina e

piroxênio. Uma dessas rochas representativas do interior da Terra chama-se peridotito,

mostrado na figura 10.

Apesar disso, essas rochas são encontradas de forma rara na natureza e, elas por

si só, não definem certas particularidades do interior da Terra, como a que

profundidades ocorrem às divisões entre crosta, manto e núcleo, bem como as

individualidades de cada geosfera.

Figura 9: a diferenciação da Terra primitiva gerou um planeta zoneado com um denso núcleo de ferro e

níveis (materiais extremamente densos), uma crosta com material mais leve e um manto residual e de

natureza plástica entre eles. Press et al., 2006

11

Dada às dificuldades de estudos diretos do interior da Terra, a sismologia teve

um papel preponderante para o conhecimento das divisões que a diferenciação terrestre

proporcionou ao nosso planeta.

Sismologia: é o estudo das ondas sísmicas, naturais ou artificiais, em sua propagação no

interior da Terra, passando por refrações, reflexões e mudanças de velocidade, segundo

as características do meio atravessado, principalmente a densidade e os parâmetros que

definem a compressibilidade e a rigidez dos materiais percorridos pelas ondas, além,

obviamente, do seu estado físico.

As ondas elásticas promovem uma deformação e, posteriormente, o

restabelecimento da morfologia inicial. Desta maneira, quanto maior o módulo elástico

do material, mais rápido será o restabelecimento da forma normal e maior a velocidade

de propagação da onda. A direção das ondas sísmicas muda em função das

características do meio, portanto, dependendo do tipo de material que esta onda está

ultrapassando, ela pode apresentar zonas de mais altas e mais baixas velocidades

(Figura 11).

Figura 10: peridotito, rocha ultramáfica que sofreu poucos processos de diferenciação. Fonte:

https://pt.wikipedia.org/wiki/Peridotito

12

Há diferentes tipos de onda sísmica, entretanto, apenas as ondas de corpo

permitem o estudo do interior da Terra. As ondas de corpo são divididas em primárias

(ondas P) e secundárias (ondas S). As ondas P são mais rápidas, chegando antes das

ondas S nos detectores sísmicos, motivo que levou a denominação de primárias e

secundárias. Além disso, as ondas P são compressivas (comprimem e dilatam

progressivamente o corpo ao se propagarem) e longitudinais (direções paralelas à

direção de propagação com as ondas sonoras), se propagando tanto em sólidos quanto

em líquidos, enquanto as ondas S são cisalhantes (deformam progressivamente os

materiais que passam) e transversais (as vibrações são perpendiculares à direção de

propagação). As ondas S têm uma função primordial na definição do estado físico das

geosferas, uma vez que não se propagam em meio líquido, sendo úteis para

comprovar o estado sólido do manto e o estado líquido do núcleo externo (Figura 12).

A partir dos conhecimentos de ondas sísmicas, fica fácil a compreensão do seu

papel na determinação das camadas da Terra e o tipo de material que elas possuem, uma

vez que, caso não possuísse essa diferenciação, não teríamos respostas diferentes das

ondas sísmicas lançadas ao interior do planeta, como sugere a figura abaixo:

Figura 11: exemplos de intervalos de

velocidade das ondas P para alguns

materiais e rochas. Fonte: Teixeira et al.,

2000.

Figura 12: na primeira imagem vemos o perfil de velocidade de ondas sísmicas (Vp e Vs) e

densidade no interior da Terra; na segunda imagem temos um perfil de velocidade de onda P na

crosta e manto superior, em uma região continental. Fonte: Teixeira et al., 2000.

13

3.1.2.1. A Crosta Terrestre

Representa a primeira camada da Terra, com espessuras variando de 25 a 50Km

nos continentes e de 5 a 10Km nos oceanos e, as velocidades das ondas P nestas

camadas da Terra, varia de de 5,5 Km/s na crosta superior e 7 Km/s na crosta inferior.

Esta geosfera foi originada pela fusão primitiva da Terra, promovendo a formação dos

continentes, logo após o início do processo de diferenciação do nosso planeta. Além

disso, a fusão primitiva fez com que materiais mais leves se concentrassem nas camadas

externas e permitiu que os gases mais leves escapassem do seu interior, formando

grande parte da atmosfera e dos oceanos. Nos dias atuais, ainda vemos remanescentes

da nebulosa solar sendo expelidos através da emissão de gases primitivos em erupções

vulcânicas.

Nos continentes, as rochas são constituídas por materiais menos densos quando

comparados com o oceano, e relativamente mais ricos em sílica e empobrecidos em

teores de ferro e magnésio. Estas informações podem ser associadas com o modelo de

formação de crosta, considerando-se a existência de dois tipos de crosta: crosta

continental e crosta oceânica.

Antigamente, se imaginava que a crosta continental ocorresse por cima da crosta

oceânica, com uma crosta continental descontínua e uma crosta oceânica ocorrendo em

togo o globo terrestre. Entretanto, hoje os dados geológicos e geofísicos indicam que

elas possuem correlações laterais (Figura 14), inclusive colidindo entre si e gerando

grandes) terremotos em processos tectônicos chamados de subducção – assunto para

tópicos posteriores. Comparativamente, a crosta continental é muito mais antiga,

preservando partes que registram o início do planeta Terra. Por outro lado, a crosta

oceânica passa por processos de reciclagem crustal constantemente, raramente

possuindo idades superiores a 200 milhões de anos, devido ao elevado gradiente

geotermal o qual elas estão submetidas.

A formação dos continentes é relacionada ao magma que partiu do interior

fundido da Terra e se ascendeu a superfície, onde se enfriou e se solidificou para forma

a crosta rochosa. Esta crosta primitiva fundiu-se e se solidificou rapidamente,

Figura 13: a primeira imagem representa como as ondas sísmicas se comportariam caso a

Terra não fosse diferenciada e, na segunda imagem, temos um desenho simplificado do

comportamento real das ondas.

14

permitindo com que materiais mais leves se separassem dos mais pesados e

ascendessem ao topo, formando os núcleos primitivos dos continentes. Posteriormente,

a água e a chuva, além de outros constituintes da atmosfera, acabaram erodindo rochas,

causando forte processo de intemperismo (desagregação e/ou desintegração das rochas

continentais), formando sedimentos que se acumularam em camadas espessas,

formando praias, deltas e os assoalhos dos mares adjacentes. A repetição destes

processos da história de bilhões de anos da Terra, estruturou os continentes (Press et al.,

2006).

Observação: o mais antigo fragmento de mineral zircão encontrado na Terra, possui

idade de 4,3 a 4,4 bilhões de anos.

A crosta oceânica é de origem vulcânica, menos diferenciada, mais rica em

minerais de ferro e magnésio e possui menores teores de sílica quando comparada a

crosta continental. Essas peculiaridades se dão por sua origem ser diretamente

relacionada a fusão do manto pouco diferenciado, gerando uma crosta de composição

basáltica e de baixa espessura (5 a 10 Km – podendo variar de acordo com suas

referências, entretanto, sempre mais fina que a crosta continental). Desta maneira, pode-

se concluir que, por se encontrar em maior contato com o manto, o fluxo térmico desta

crosta também é maior. Além desses fatores, é importante ressaltar que, diferente da

crosta continental, que possui um grande espectro de composições químicas oriunda de

múltiplas fontes de formação de rochas, a crosta oceânica provém de uma única fonte,

sendo a maior parte gerada de magmatismo de cadeias meso-oceânicas.

Há duas correntes que tentam explicar a formação dos grandes oceanos no

planeta Terra. Alguns geólogos atribuem a colisões de planetesimais carregados de

voláteis, no passado catastrófico e de múltiplas colisões nos tempos da Terra primitiva.

Esses voláteis são principalmente gelo, dióxido de carbono e outros gases congelados.

Essas numerosas colisões teriam fornecido água e gases que, subsequentemente,

formariam nossos oceanos e nossa atmosfera (Press et al., 2006).

Figura 14: relação lateral da crosta continental e da crosta oceânica. Fonte:

https://amigopai.wordpress.com/2015/08/30/superficie-da-terra/

15

Outros geólogos acreditam no denominado “nascimento úmido” da própria

Terra. De acordo com essa teoria, os planetesimais que se agregaram para formar nosso

planeta já possuíam estes voláteis, provavelmente aprisionados em certos minerais,

assim como nitrogênio e carbono. Com o aquecimento da Terra e fusão destes minerais,

o vapor d’água e outros gases foram levados a superfície através de magmas (lembrar

que a na Terra primordial, a atividade vulcânica era intensa), sendo lançados na

atmosfera via atividade vulcânica. Esses gases, emitidos acerca de 4 bilhões de anos

eram constituídos pelas mesmas substâncias dos vulcões atuais - hidrogênio, dióxido de

carbono, nitrogênio, vapor d’água e outros gases (Figura 15). Quase todo o hidrogênio

teria escapado para o espaço, enquanto os outros gases pesados envolveram o planeta e

formaram a atmosfera. Esta atmosfera primitiva era destituída de oxigênio, que perfaz

21% da atmosfera atual. Esse volátil fora emitido a atmosfera a partir da evolução de

organismos fotossintéticos (Press et al., 2006).

Figura 15: atividade vulcânica contribuiu de maneira significativa com o lançamento de grandes

quantidades de vapor d’água, dióxido de carbono e outros gases para a atmosfera e os oceanos. A

fotossíntese de seres vivos retirou o dióxido de carbono da atmosfera e adicionou oxigênio, que não

constituía a atmosfera primordial. Fonte: Press, et al., 2006.

16

3.1.2.2. O Manto da Terra

O manto é a geosfera que se encontra entre o núcleo e a crosta terrestre, estando

na maior parte no seu estado sólido. Ele representa um material deixado em uma zona

intermediária depois de um material extremamente pesado que afundou e gerou o

núcleo da terra e um material mais leve que ajudou a constituir a crosta. No que diz

respeito às velocidades das ondas sísmicas, o manto apresenta uma grande diferença em

relação a crosta, justificando a indicação do limite Crosta-Manto como uma

descontinuidade, denominada descontinuidade de Mohorovicic. Além disso, ainda com

base no comportamento das ondas sísmicas que tendem a aumentar com a profundidade

desta geosfera, o manto tem sido subdividido em manto superior, manto inferior e uma

zona de transição entre eles. O aumento desta velocidade reflete, sobretudo, a

progressão da pressão que resulta em materiais mais compactos e em uma densidade

progressivamente maior. É de conhecimento que a densidade, uma das principais

responsáveis pela velocidade das ondas sísmicas aumenta de 3,2 g/cm3 para 3,7 g/cm3

na interface manto-crosta, aumentando mais ainda na direção do manto inferior (ver

figura 12). No manto superior (que chega a 400 Km de profundidade) há uma

peculiaridade muito relevante, pois, mesmo com o aumento da velocidade das ondas

sísmicas, há importantes oscilações, a ponto de ser reconhecida como uma zona de

baixa velocidade. Os geólogos e geofísicos imaginam que, nesta porção a temperatura

pode levar a uma mudança do estado físico (sólido para líquido), causando uma fusão

intercristalina, ou seja, uma pequena fusão entre grãos de cerca de 1% que torna esta

porção da crosta em um estado denominado de mush (nem sólido e longe de ser líquido,

como se fosse uma pasta de dente), sendo muito esta fusão muito relevante para a

tectônica de placas, pois possibilita que os continentes “naveguem” sobre o manto. A

parte do manto acima da zona de baixa de velocidade, juntamente com a crosta, forma a

litosfera, enquanto a zona de baixa velocidade, por apresentar esse comportamento

mecânico diferenciado, é reconhecida como astenosfera (Figura 16), na qual as rochas

encontram-se bem próximas do ponto de fusão.

17

A zona de transição corresponde a uma faixa entre 400 e 650 km de

profundidade, onde novamente se observam oscilações nas velocidades de ondas

sísmicas, explicadas através de uma mudança de composição com o aumento da

proporção em ferro.

O manto inferior é uma das camadas mais espessas da Terra, começando em 650

e indo até 2900 km de profundidade, com variações na densidade e na velocidade das

ondas sísmicas praticamente linerares, refletindo mudanças menos bruscas nas

características dos minerais. Apesar disso, nos últimos 300 Km de profundidade (2600

km até 2900 km, na descontinuidade de Gutemberg), há registros de comportamento

anômalo com nova diminuição das velocidades sísmicas. Essa faixa de baixa velocidade

é denominada de camada D (Figura 17).

Figura 16: comportamento das ondas sísmicas no interior da Terra. (a) notar as diferenças de

velocidade nas zonas de descontinuidades do globo; (b) observar as divisões em litosfera e

astenosfera e, os momentos em que comaça a haver fusões parciais de rochas inicialmente em estado

sólido, marcado pelo momento em que a linha da geoterma (vermelha) ultrapassa a curva de fusão

(em azul). Fonte: https://pt.slideshare.net/treis/descontinuidades-internas.

18

3.1.2.3. O Núcleo da Terra

Na passagem do manto inferior para o núcleo externo, observa-se um aumento

brusco na velocidade das ondas sísmicas e na densidade, não explicado unicamente pelo

empacotamento dos minerais, mas pela própria mudança de composição, de um material

mais silicático para um material mais metálico, rico em ferro e níquel e alguns

elementos um pouco mais leves para o núcleo externo (O, Na, Mg, S). O núcleo interno

possui densidade um pouco maior, compatível com uma composição de ferro e níquel

um pouco mais pura e, o estudo dos meteoritos fornecem evidências neste sentido.

Como supracitado, as ondas S não se propagam no núcleo externo e voltam a aparecer

no núcleo interno, indicando que o núcleo externo é líquido (lembre-se que essas ondas

não se propagam neste estado da matéria) e que o núcleo interno é sólido.

A temperatura do núcleo é elevadíssima a ponto de manter ferro e níquel

fundidos em sua parte externa e, apesar da temperatura ser ainda mais elevada no núcleo

interno (não se conhece o quão quente serie essa geosfera) a cerca de 5500 km de

profundidade, a pressão é tão mais elevada que a temperatura não é mais suficiente para

manter o material fundido.

A fase líquida do núcleo externo é fundamental para a existência de vida na

Terra, uma vez que ele possui um movimento convectivo, transformado em movimentos

Figura 17: desenho esquemático evidenciando as camadas da Terra e a velocidade das ondas sísmicas.

Notar que na interface Manto-Núcleo há uma drástica diminuição de velocidade, associada com a

camada D.

19

helicoidais pela rotação da Terra, que criam correntes elétricas e geram o campo

magnético terrestre, funcionando como um dínamo gigante (Figura 18).

Observação: O campo magnético terrestre impede a entrada de partículas com alta

velocidade vindas do Sol (vento solar). Ao atingirem o campo magnético da Terra, essas

partículas que compõem o chamado vento solar são defletidas por causa da carga

elétrica que possuem (Fonte: https://mundoeducacao.bol.uol.com.br/fisica/campo-

magnetico-terrestre.htm).

3.2. Sistema Tectônico: Litosfera/Astenosfera – origem e funcionamento

Ao contrário do que pensa o senso comum, a Terra é um planeta excessivamente

dinâmico, com grandes modificações na formação dos continentes, desde micro-

continentes espalhados no globo, até a aglutinação dos mesmos e formação de

superconinentes (apesar de o mais conhecido, o Pangea não é o único exemplo) e

fragmentação dos mesmos. Entretanto, nada disso seria possível se não fosse uma

correlação de vários fatores, dentre eles a intensa atividade magmática nos primórdios

da Terra que foi o start para a formação dos continentais e, como supracitado, o estado

plástico em que se encontra o manto da Terra, com cerca de 1 a 5% de fusão,

permitindo uma grande interação entre a litosfera e a astenosfera, mais especificamente

entre as crostas oceânicas e continentais com o manto da Terra, onde este serve como

“um rio para as crostas navegarem sobre ele”.

A grande revolução para na corrente de pensamento que levou a teoria de

tectônica de placa e sacudiu o mundo da geologia se deu na década de 1960. Antes

Figura 18: representação do campo magnético terrestre, gerado pela composição e dinâmica

do núcleo externo, que se comporta como um dipolo magnético gigante.

20

disso, durante 200 anos, os geólogos (cientistas da natureza) desenvolveram diversas

outras teorias tectônicas. No entanto, antes da descoberta da tectônica de placas, não se

conseguia explicar de modo satisfatório toda a variedade de processos geológicos.

3.2.1. A deriva continental

Este conceito é muito difundido e não começou apenas no século XX, pois no

final do sec. XVI e no séc. XVII, cientistas europeus perceberam que os continentes

americano, africano e europeu se encaixavam como peças de quebra cabeça em suas

linhas costeiras do oceano atlântico (Figura 19).

Em 1915, um meteorologista alemão, Alfred Wegener, escreveu um livro sobre

a fragmentação e deriva dos continentes. Neste livro, Wegener apresentou algumas

similaridades marcantes na estrutura geológica, bem como fósseis em lados opostos do

oceano atlântico (Figura 20), como o Mesosauros e o Glossopteris (um tipo de

giminoperma primitivo), plantas que ocorreram nos mais diferentes continentes,

inclusive sofrendo processo evolutivo similar, além de evidências de glaciação a cerca

de 300 milhões de anos encontrados no sudeste do Brasil, sul da África, Índia, oeste da

Austrália e Antártica (Figura 21). Com essas evidências, Wegener concluiu que estes

continentes, agora separados, teriam formando anteriormente um supercontinente, que

ele denominou de Pangea (em grego: todas as terras).

Figura 19: encaixe do “quebra cabeças” que dos continentes americanos, africano e

europeu, dando início ao princípio da Deriva Continental. Fonte:

https://www.slideshare.net/adrianacarvalho313371/teoria-da-deriva-continental-

28937669

21

Desta maneira, Wegener conseguiu reunir as evidências necessárias para

justificar a teoria da deriva continental. Entretanto, algumas perguntas não foram

respondidas, como: que forças seriam capazes de mover tão grandes blocos

continentais? Como duas crostas rígidas (continental e oceânica) deslizariam uma sob as

outras sem que fossem quebradas pelo atrito? Tais perguntas não eram respondidas,

pois, naquela época, as propriedades plásticas da astenosfera eram desconhecidas,

impedindo Wegener de explicar sua teoria. Em virtude a esses questionamentos, a teoria

de Wegener não foi levada a sério a época, sendo descartada do mundo científico.

Figura 20: fósseis de Mesosaurus encontrados no nordeste do Brasil e oeste da África,

corroborando com a hipótese que estes continentes estavam aglutinados em momentos

pretéritos da Terra. Fonte: Press et al., 2006.

Figura 21: evidências da deriva continental a

partir de glaciações em determinados pontos

(em branco). A linha vermelha pontilhada

simboliza onde teria ocorrido a quebra dos

continentes. Fonte: Teixeira et al., 2000..

22

3.2.2. O ressurgimento da Teoria da Deriva Continental

Ao contrário do que se pensava, a chave para se explicar a dinâmica da Terra

não se encontrava nos continentes, mas sim nos oceanos. Com a corrida armamentista

da segunda guerra mundial, foi necessário desenvolver equipamentos sonares que

permitiram traçar mapas detalhados o relevo do fundo oceânico, onde verificou-se que

estes são muito distintos do que se imaginara inicialmente, através do mapeamento da

dorsal mesoatlântica e o descobrimento de um vale profundo na forma de fenda, ou rifte

(Figura 22). Os geólogos descobriram que quase todos os terremotos ocorreram

próximos a esse vale de rifte, chagado a conclusão que o rifte é tectonicamente ativo.

Foi observado então, que a expansão do assoalho oceânico é ocasionada pela

convecção do manto da Terra, “empurrando e puxando os continentes”.

Figura 22: disposição da dorsal mesoatlântica. Notar que as rochas mais antigas (cores

quentes) se colocam no centro do corpo e são as rochas mais novas da dorsal, enquanto

que as cores frias são as rochas mais antigas e se colocam na borda do corpo.

23

Por volta das décadas de 1950 e 1960, com o surgimento e aperfeiçoamento da

geocronologia, houve a obtenção de importantes afirmações sobre as idades da crosta

oceânica, onde se soube que, ao contrário do que se estimava naquela época, a crosta

oceânica não compunha as rochas mais antigas do planeta, pelo contrário, suas idades

não ultrapassavam (referindo-se especificamente a dorsal meso-oceânica) 200 Ma

(milhões) de anos (Teixeira et al., 2000)

O estudo do magnetismo da Terra como fator que contribuiu para o conhecimento

sobre a deriva continental.

Estudos de paleomagnetismo revelaram que as posições primitivas dos pólos

magnéticos da Terra teriam mudado ao longo do tempo geológico em relação à posição

atual dos continentes. O eixo magnético da Terra coincidia com seu eixo de rotação e,

os dados paleomagnéticos poderiam indicar, ao invés de mudanças o eixo magnético,

um movimento relativo entre os continentes. Essas novas informações fizeram com que

geólogos e geofísicos pudessem considerar a teoria da deriva continental mais

seriamente (Teixeira et al., 2000)

A percepção que o assoalho oceânico está se expandindo foi corroborada por

Harry Hess, autor do livro “History of the Ocean Basins”, que, com base de dados

geológicos e geofísicos, propunha que as estruturas do fundo oceânico estariam

relacionadas a processos de convecção do interior da Terra (Figura 24), que seriam

originados pelo alto fluxo de calor emanado na dorsal meso-oceânica (marcada pelo

mais elevado gradiente geotermal do nosso planeta), que provoca ascensão de material

do manto, devido as elevadas temperaturas, que o deixam menos denso e provocam sua

subida para porções menos profundas do planeta. De acordo com o modelo estabelecido

por Hess, esse material, ao tocar a superfície, se movimentaria lateralmente e faria com

que o fundo oceânico se locomovesse para longe da dorsal. A fenda da dorsal não

cresce, devido ao preenchimento do material deixado por novas lavas basálticas que, ao

se solidificarem, formam um novo fundo oceânico (Teixeira et al., 20000.

Figura 23: distribuição das idades geocronológicas relativas da dorsal meso-atlântica. Observa-se que as

idades mais jovens estão mais no centro da dorsal e as mais antigas próximas a colisão com os continentes.

Fonte: Teixeira et al., 2000..

24

Além disso, outros geólogos reconheceram que o assoalho oceânico não era

apenas reciclado em suas dorsais, mas também em regiões de intensa atividade

vulcânica e sísmica ao longo da bacia do Oceano Pacífico, no denominado Círculo de

Fogo do Pacífico (Figura 25)

Figura 24: esquema de correntes de convecção atuante na dorsal meso-oceânica. Fonte: Teixeira

et al., 2000..

Figura 25: círculo de fogo do pacífico mostrando os vulcões ativos (em vermelho) e os abalos

sísmicos – terremotos (em preto). Fonte: Press, et al., 2006.

25

3.2.3. Placas Tetônicas

Em 1965, o geólogo canadense J. Tuzo Wilson descrever, pela primeira vez, a

tectônica em torno do globo por meio de placas rígidas movendo-se sobre a superfície

terrestre, caracterizando os três tipos de limite onde as placas separam-se, aproximaram-

se ou deslizam-se uma em relação às outras. Foi notado também, que todos os processos

de deformação atuais se encontram no limite dessas placas. Os elementos básicos da

teoria da tectônica de placas foram estabelecidos ao final de 1968 e por volta de 1970,

esta teoria tornou-se tão forte no mundo das geociências (Press et al., 2006).

De acordo om esta teoria, a litosfera rígida não é uma capa contínua, pelo

contrário, está fragmentada em um mosaico de doze placas fragmentadas em

movimento sob a superfície terrestre (Figura 26). Cada placa move-se em uma unidade

rígida distinta, cavalgando sob uma astenosfera que também está em movimento. Além

das placas maiores existe uma série e outras placas menores e algumas placas recebem o

nome de seu continente (Press et al., 2006).

- Os três grandes grupos de limites de placas são:

Limites Divergentes: as placas afastam-se e uma litosfera é criada, ou seja, a

área da placa aumenta.

Limites Convergentes: as placas juntam-se (colisão) e uma delas é reciclada,

retornando ao manto, ou seja, a área da placa diminui.

Limites Transformantes: as placas deslizam-se horizontalmente uma em

relação a outra, ou seja, não há perca e nem formação de massa.

Tais limites estão exemplificados nas placas tetônicas na figura 27, bem como o

modo de ocorrências delas. Nos próximos tópicos, falaremos sobre esses limites.

Figura 26: distribuição geográfica das placas tectônicas da Terra. Os números representam as

velocidades em cm/ano que essas placas estão se movimentando e as setas indicam a direção em que

elas estão migrando (Fonte: Teixeira et al., 2000.).

26

3.2.3.1. Limites de Placas Divergentes

São representados por riftes estreitos ocorrentes dentro de bacias oceânicas. A

divergência dentro dos continentes geralmente é mais complicada, ocorrendo em uma

área mais larga quando comparada aos oceanos. Onde esses limites são mais evidentes

são nas placas meso-oceânicas, onde ocorre afastamento da placa devido a fraturas

profundas distensivas, ocasionado uma descompressão (alívio de pressão) do manto e

Figura 27: configuração do mosaico atual dos limites e tipos de limites de placas. Setas em azuis na

mesma direção indicam ambiente convergente; setas vermelhas em direção opostas, indicam ambiente

divergente e, setas amarelas em sentidos de direção diferentes, indicam ambiente transformante. Os

números próximos a essas setas mostram a velocidade em cm/ano dessas placas.

27

permitem a mudança de estado, de sólido (manto) para líquido (magma), com a

consequente formação de magmas que ascendem que, ao esfriar, resulta na consolidação

de uma nova crosta oceânica, por isso podemos determinar que estes limites de placas

sejam construtivos, sendo marcada por um feição estratigráfica linear, as cadeias de

montanhas submarinas. A figura 28 mostra um exemplo deste limite de placas, onde a

expansão do assoalho oceânico está ocorrendo à medida que as placas Norte-Americana

e Eurasiana separam-se e um novo assoalho do Atlântico é criado por ascensão do

manto. A Islândia é um país formado graças a essa expansão do assoalho oceânico e

registra fortemente esse rifteamento (Figura 29).

Como supracitado, há mais dificuldades no riftemento de continentes, entretanto,

há ocorrências desses fenômenos geológicos, como no grande vale de rifte no leste

africano (Figura 28b e 30). Esses limites também são associados com vulcanismo,

terremotos, porém sobre uma zona mais larga do que nos casos de cadeias meso-

oceânicas. Outros exemplos de limites divergentes em continentes são o Mar Vermelho

e o Golfo da Califórnia, estes encontrados em estágios mais avançados de expansão.

Nestes casos, os continentes já se afastaram o suficiente para que um novo assoalho

oceânico tenham se formado entre eles e os vales em rifte foram inundados pelo oceano.

Figura 28: (a) rifteamento e expansão do assoalho oceânico na dorsal mesoatlântica criam uma cadeia

de montanhas onde se concentram falhas, terremotos e vulcões; (b) estágio inicial do rifteameno

separação de placas no leste da África, onde vales em rifte múltiplos estão distribuídos sobre uma

zona mais larga (Press et al., 2006)

28

Figura 29: expansão do assoalho oceânico que forma vários vales em rifte. Notar que essa

expansão é registrada em rochas da Islândia. Press et al., 2006.

Figura 30: (a) mar vermelho divide-se para formar os Golfos de Suez e Aqaba, resultado da

separação da Península Arábica da África; (b) Golfo da Califórnia, um oceano em processo de

abertura resultante de um rifte que está sendo alargado entre a Bacia da Califórnia e o México.

Press, et al., 2006)

29

3.2.3.2. Limites de Placas Convergentes

Um princípio aplicado na geologia muito relevante para o equilíbrio de formação

e destruição de crosta na Terra chama-se Princípio de Isostasia, que se trata de um

termo para se referir ao estado de equilíbrio gravitacional e suas alterações, entre a

litosfera e a astenosfera da Terra. Tal equilíbrio depende diretamente da densidade e/ou

peso da placa, que pode levar ao seu afundamento, ocorrendo, em outra parte do globo

uma subida, quando o peso diminui. Desta maneira, a produção periódica de crosta em

limites de placas divergentes é compensada pela destruição em zonas que ocorre

colisões entre placas. Em geral, na convergência, a placa de maior densidade mergulha

sob a outra, gerando processos de fusão parcial (devido ao atrito e a pressão que

aumenta com a profundidade aumentarem vertiginosamente a produção de calor) da

litosfera que mergulhou. Essas colisões formam as principais feições do relevo da Terra.

Essas colisões podem ser divididas de acordo com o tipo de placas que estão

colidindo, serão descritas a seguir e blocos diagramas representativos dessas colisões

estarão representes na figura 31:

Convergência oceano-oceano: quando as duas placas oceânicas estão envolvidas,

podem ocorrer processos de subducção. Apesar das placas terem, de maneira geral,

composições muito similares, elas podem possuir fortes diferenças de densidade,

especialmente quando uma placa oceânica mais antiga, mais hidratada que possuiu mais

tempo para acumular sedimentos em sua superfície, colide com uma placa oceânica

mais jovem e não tão densa. Desta forma, a placa oceânica mais antiga tende a descer

em direção ao manto, ocasionando aumento de pressão e, a água aprisionada em suas

rochas é comprimida e ascende à astenosfera acima da placa, causando fusão do manto

e gerando grandes cadeias de vulcões, denominadas arcos de ilha vulcânicos. Esse

encurvamento para baixo produz uma longa e estreita fossa marinha, que pode ser

exemplificada pela Fossa das Marianas, no oeste do pacífico, aonde o oceano chega a

imensas profundidades, 10km a mais do que a altura do Monte Everest (Press et al.,

2006).

Convergência oceano-continente: quando uma placa continental colide com uma placa

oceânica, ela cavalga sobre a mesma, uma vez que a crosta continental é mais leve que a

placa oceânica (que sofrerá subducção e afundará em direção ao manto). A crosta

continental, como resultado do impacto, ficará enrugada e será soerguida em um

cinturão de montanhas paralelo ao mar profundo. Tal como no processo de

convergência oceano-oceano, a água que levada pela crosta oceânica causa a fusão da

cunha do manto formação de vulcões nos cinturões de montanhas. Um exemplo dessa

convergência ocorre na costa oeste da América do Sul, onde a Placa oceânica de Nazca

subducta sob a Placa Sulamericana, de natureza continental, gerando uma imensa cadeia

de montanhas chamada de Andes (Press et al., 2006).

Convergência Continente-Continente: ocorre com a colisão de placas de dois

continentes, com consequências consideráveis, com terremotos extremamente violentos.

Um exemplo desse limite de placas é a colisão das placas Eurasiana e Indiana, onde a

primeira cavalga sobre a segunda, criando uma dupla espessura de crosta e formando a

cordilheira mais alta do mundo, o Himalaia (Press et al., 2006).

30

3.2.3.3. Limites de Placas Divergentes

São limites de placas onde umas deslizam-se uma sobre as outras e nenhuma

litosfera é destruída ou criada, por esse motivo também são chamadas de limites de

placas conservantes. Esses limites são tipicamente encontrados ao longo das dorsais

meso-oceânicas, onde o limite divergente tem sua continuidade quebrada, sendo

deslocado em um padrão semelhante a um escalonamento. A Falha de San Andreas

(Falha de Santo André), onde a Placa Pacífica desliza na Placa Norte-americana

configura um excelente exemplo de placa transformante (Figura 32). As rochas ao longo

das falhas de limites de placas transfomantes tendem a possui litologia (tipo de rocha) e

idades diferentes, devido terem se deslocado umas em relações a outra por milhões de

anos. Além disso, essas falhas transformantes podem conectar limites de placas

divergentes com convergentes e limites de placas convergentes com outros limites de

placas convergentes.

Figura 31: tipos de limites convergentes: (a) subducção de uma placa oceânica em uma margem

continental, formando um cinturão de montanhas na margem do continente; (b) subducção de uma

placa oceânica em outra placa oceânica, formando uma fossa profunda e um arco de ilha vulcânico; (c)

colisão entre dois continentes, causando espessamento crustal, formando altas montanhas. Fonte: Press

et al., 2006

31

Fgura 32: (a) vista para noroeste da Falha de San Andreas remontando a um limite de placas

transformane, entre a Placa Pacífica (à esquerda) e a Placa Norte-Americana (a direita). Press et al., 2006

32

3.3. ATIVIDADE 1

1 – Cite e explique as teorias cientificamente válidas para a origem do universo, do

sistema solar e planeta Terra, de maneira dissertativa e cronológica.

2 – Explique como se deu a diferenciação da Terra, explanando em seu texto a formação

de cada camada terrestre, bem como das camadas externas que a protegem.

3 – Cite e explique todos os métodos conhecidos para o estudo do interior da Terra.

4 – Cite e caracterize todas as camadas da Terra.

5 – Explique como Wegener determinou pela primeira vez a possibilidade da migração

de continentes. Por que esta teoria foi prontamente descartada e como ela voltou ser

considerada ?

6 – Como o estudo do magnetismo da Terra contribuiu para o conhecimento sobre a

deriva continental?

7 – Quais são os três grandes grupos de limites de placas tectônicas? Explique

detalhadamente cada um desses grupos.

33

3.4. Referências

TEIXEIRA, W; TOLEDO, M. C. M de; FAIRCHILD, T.R. & TAIOLI, F. (2000) –

Decifrando a Terra, Oficina de Textos, Editora do Brasil, São Paulo, 557 p.;

PRESS, F., GROTZINGER, J., SIEVER, R., JORDAN, T. H. Para Entender a Terra,

4. ed., Bookman. 2006, 624 p.

https://graveastronomia.wordpress.com/tag/planet-formation/

http://www.ebc.com.br/infantil/voce-sabia/2015/07/por-que-plutao-deixou-de-ser-

considerado-um-planeta

https://super.abril.com.br/saude/afinal-quantos-planetas-tem-o-sistema-solar/

https://revistagalileu.globo.com/Ciencia/noticia/2018/09/plutao-deveria-ser-

considerado-planeta-de-novo-diz-estudo.html

http://home.ufam.edu.br/ivaldo/Aulas/Geocronologia/Origem%20da%20Terra%202011

.pdf

http://www.historiasefemeras.com/2015/11/sistema-solar.html

https://www.istoedinheiro.com.br/estudo-contradiz-principal-teoria-de-formacao-da-lua/

https://pt.wikipedia.org/wiki/Peridotito

https://amigopai.wordpress.com/2015/08/30/superficie-da-terra/

https://pt.slideshare.net/treis/descontinuidades-internas

https://mundoeducacao.bol.uol.com.br/fisica/campo-magnetico-terrestre.htm

https://www.slideshare.net/adrianacarvalho313371/teoria-da-deriva-continental-

28937669

34

4. Hidrosfera

4.1. Conceito

O termo hidrosfera vem do grego: ὕδωρ hydōr, "água”e σφαῖρα sphaira,

"esfera". É a esfera da água, que compreende todos os oceanos, lagos, rios e a água

subterrâneas. Ela apresenta-se nos estados sólido, líquido e gasoso e pode ser

subdividida em água salgada e água doce, essa última mais propícia para consumo a

depender do seu estado de conservação. A hidrosfera é uma das divisões da biosfera.

Incluem-se na hidrosfera todos os organismos vivos que habitam na água ou dependem

dela e também todos os habitats aquáticos.

A água é vital para toda a vida do planeta. Participa dos processos de erosão e

intemperismo, tanto como um solvente dos minerais das rochas e do solo, quanto como

um agente de transporte que carrega os materiais dissolvidos e alterados. Ainda tem um

importante papel lubrificante, e nos movimentos de massa.

4.2. Origem e evolução da Hidrosfera

A origem da água no planeta Terra está relacionada à formação da Atmosfera,

com a degaseificação do planeta, fenômeno de liberação de gases por um sólido ou

líquido, quando este é aquecido ou resfriado. A teoria mais provável é de que a

formação do núcleo da Terra tenha resultado na fuga de uma atmosfera primitiva

original e sua substituição por uma derivada da perda de substâncias voláteis do interior

planetário.

Como a água chegou à superfície da Terra ainda é um questionamento que vem

sendo debatido com diferentes hipóteses. Alguns cientistas argumentam que grande

parte da água do planeta foi entregue por impactos de cometas e meteoros, já foi

comprovado que ambos corpos celestes contêm gelo. Outros cientistas afirmam que a

maior parte da água da Terra é proveniente de reações químicas no interior do planeta.

Uma vez que a superfície do planeta tivesse esfriado o suficiente, a água contida nos

minerais do material agregado e liberada em profundidade poderia escapar para a

superfície e, em vez de ser perdida para o espaço, resfriada e condensada para formar a

hidrosfera inicial (Figura 1). Uma grande Terra fresca certamente serviu como uma

armadilha melhor para a água do que um pequeno corpo quente, pois quanto menor a

temperatura, menor a probabilidade de escape de vapor de água, e quanto maior a massa

planetária, mais forte sua atração gravitacional por vapor de água. Se a maior parte da

desgaseificação ocorreu durante a formação do núcleo ou pouco depois, ou se houve

uma desgaseificação significativa do interior da Terra ao longo do tempo geológico,

esta informação permanece incerta.

35

Figura 1: Exemplo de como a atividade vulcânica primitiva pode ter contribuido com o

lançamento, para a atmosfera e os oceanos, de grandes quantidades de vapor d'água,

dióxido de carbono e outros gases e, para os continentes, de materiais sólidos. Press et

al., 2006. Livro: Para entender a Terra. 4ª Ed. Capítulo 1.

É provável que a hidrosfera tenha atingido seu volume atual no início da história

da Terra, e desde então houve apenas pequenas perdas e ganhos. Os ganhos seriam de

desgaseificação contínua da Terra; A taxa atual de desgaseificação da água “juvenil”

(água gerada sob a forma de vapor observada atualmente em erupções vulcânicas) foi

determinada como sendo apenas 0,3 km cúbicos (cerca de 0,07 milha cúbica) por ano. A

perda de água na alta atmosfera é causada pela fotodissociação, a quebra das moléculas

de vapor de água em hidrogênio e oxigênio devido à energia da luz ultravioleta. O

hidrogênio é perdido no espaço e o oxigênio fica para trás. Apenas cerca de 4,8 × 10-4

km cúbicos (cerca de 0,0005 milha cúbica) de vapor de água são atualmente destruídos

a cada ano por fotodissociação. Esta baixa taxa pode ser facilmente explicada: as

temperaturas muito baixas da atmosfera superior resultam em uma armadilha de frio a

uma altitude de cerca de 15 km, onde a maioria do vapor de água condensa e retorna a

altitudes mais baixas, escapando da fotodissociação. Desde a formação inicial da

hidrosfera, a quantidade de vapor de água na atmosfera foi regulada pela temperatura da

superfície da Terra - daí o seu balanço de radiação. Temperaturas mais altas implicam

em maiores concentrações de vapor de água atmosférico, enquanto temperaturas mais

baixas sugerem níveis atmosféricos mais baixos.

4.2.1. A Hidrosfera no início

Acredita-se que os gases liberados da Terra durante a sua história inicial,

incluindo o vapor de água, tenham formado a atmosfera primitiva da Terra. A sequência

36

de eventos que ocorreram quando a crosta foi resfriada é difícil de reconstruir, mas

supõe-se que abaixo de 100 °C toda a água teria se condensado, e os gases ácidos teriam

reagido com os minerais ígneos originais para formar sedimentos e uma hidrosfera

inicial dominada por um oceano salgado. Se as taxas de reação química forem

consideradas lentas em relação ao resfriamento, uma atmosfera de 600 °C conteria,

juntamente com outros compostos, vapor de água, dióxido de carbono e cloreto de

hidrogênio (HCl). A água, portanto, teria se condensado em um oceano quente cedo.

Nesse estágio, o cloreto de hidrogênio teria se dissolvido no oceano, mas a maior parte

do dióxido de carbono permaneceria na atmosfera. Este oceano ácido primitivo teria

reagido vigorosamente com os minerais da crosta, dissolvendo a sílica e os cátions e

criando um resíduo composto principalmente de minerais de argila aluminosa que

formariam os sedimentos das primeiras bacias oceânicas (Figura 2).

Figura 2: Gases primitivos presentes na atmosfera primitiva da Terra, os quais também

foram responsáveis pelo surgimento do oceano salgado. Fonte: Enciclopédia Britannica

https://www.britannica.com/science/hydrosphere/Origin-and-evolution-of-the-

hydrosphere

Seja qual for a teoria correta, após a superfície da Terra ter esfriado a 100 °C,

levaria apenas um curto período de tempo para que os gases ácidos remanescentes

fossem consumidos em reações envolvendo minerais de rocha ígnea. A presença de

cianobactérias (no registro fóssil de rochas com mais de três bilhões de anos atesta o

fato de que a superfície da Terra já havia esfriado a temperaturas inferiores a 100 °C) e

a neutralização dos ácidos voláteis originais tinha ocorrido já nesse período. Então, se a

maior parte da desgaseificação das substâncias voláteis primárias do interior da Terra

ocorresse cedo, o cloreto liberado pela reação do ácido clorídrico com os minerais da

rocha seria encontrado nos oceanos ou em depósitos de evaporação, e os oceanos teriam

uma salinidade e volume comparáveis àqueles de hoje. Esta conclusão baseia-se no

pressuposto de que não houve mudanças drásticas nas proporções de voláteis liberadas

através do tempo geológico.

A equação da reação química que leva à formação dos primeiros oceanos pode

ser escrita na forma: minerais primários de rocha ígnea + voláteis de ácido + H2O →

rochas sedimentares + oceanos + atmosfera. Deve-se notar a partir dessa equação

que, se todos os ácidos voláteis e H2O foram liberados no início da história da Terra e

nas proporções encontradas hoje, então o total original de rochas sedimentares

37

produzido em massa seria igual ao do presente, e a salinidade e o volume do oceano

estariam próximos dos de hoje também. Se, por outro lado, a desgaseificação fosse

linear com o tempo, então a massa de rochas sedimentares teria se acumulado a uma

taxa linear, assim como o volume oceânico. A salinidade dos oceanos, no entanto,

permaneceria praticamente a mesma se as proporções de voláteis desgaseificadas não

mudassem com o tempo. A situação mais provável é a apresentada aqui - a saber, que a

grande desgaseificação ocorreu cedo na história da Terra, após a qual pequenas

quantidades de voláteis foram liberadas episódica ou continuamente pelo restante do

tempo geológico. O teor de sal dos oceanos com base nas proporções constantes de

voláteis liberados dependeria principalmente da proporção de cloreto de sódio preso em

evaporitos ao dissolvido nos oceanos. Se todo o cloreto de sódio nos evaporitos fosse

adicionado aos oceanos hoje, a salinidade seria aproximadamente dobrada. Este valor dá

uma ideia da máxima salinidade que os oceanos poderiam ter atingido ao longo do

tempo geológico.

4.2.2. A hidrosfera transitória

Neste período, os oceanos podem ser pensados como uma solução que resultou

de uma lixiviação ácida de rochas basálticas e, como a neutralização dos gases ácidos

voláteis não se restringiu principalmente às áreas terrestres como é hoje, grande parte

dessa alteração pode ter ocorrido por processos submarinos. Ambientes deposicionais

anaeróbios com pressões internas de dióxido de carbono de cerca de 10−2,5 atmosfera

prevaleceram, e a própria atmosfera deficiente de oxigênio pode ter tido uma pressão de

dióxido de carbono próxima a 10-2,5 atmosfera. Se esta hipótese se confirmar, então o

pH da água oceânica era menor do que o da água do mar moderna e a

concentração de cálcio era maior; Além disso, a água dos primeiros oceanos estava

provavelmente saturada em relação à sílica amorfa - aproximadamente 120 partes por

milhão (ppm).

4.2.3. A hidrosfera moderna

É provável que a hidrosfera tenha atingido suas características químicas

modernas de cerca de 1,5 bilhão a 2 bilhões de anos atrás. Com relação à salinidade dos

oceanos modernos, já se pensou que estes representavam, simplesmente, o

armazenamento de sais (isto é, compostos que se formam quando parte de um ácido é

substituído por um metal ou algo parecido com um metal) derivado do intemperismo

das rochas e transportado para os oceanos processos fluviais. Com o crescente

conhecimento da idade da Terra, no entanto, logo se percebeu que, na taxa atual de

entrega de sais para o oceano ou mesmo em taxas muito reduzidas, o teor total de sal e a

massa de sais individuais nos oceanos poderiam ser alcançado em intervalos de tempo

geologicamente curtos em comparação com a idade do planeta. Tornou-se, então,

evidente que os oceanos não são apenas um acumulador de sais. Pelo contrário, à

medida que a água evapora dos oceanos, juntamente com algum sal, os sais introduzidos

devem ser removidos sob a forma de minerais depositados em sedimentos marinhos.

Assim, o conceito de oceanos como um sistema químico mudou de um acumulador

simples para um sistema de estado estacionário em que as taxas de influxo de

materiais são iguais às taxas de fluxo de saída. O conceito de estado estacionário

38

permite que o influxo varie com o tempo, mas a entrada seria correspondida pela

variação quase simultânea e igual do efluxo.

Parece que a melhor descrição da composição moderna da água do mar é a de

um sistema químico em um estado quase estacionário dinâmico. Alterações na

composição podem ocorrer ao longo do tempo, mas o sistema sempre parece retornar a

uma composição de estado estável no tempo. Em outras palavras, desde 1,5 bilhão a 2

bilhões de anos atrás, as mudanças químicas evolutivas na hidrosfera têm sido pequenas

quando vistas contra a magnitude da mudança anterior.

4.3. Quantidade e distribuição da água na Terra

Águas oceânicas compõem a maior parte da hidrosfera atual. A massa total de

água nos oceanos é igual a cerca de 50% da massa de rochas sedimentares existentes

atualmente e cerca de 5% da massa da crosta terrestre como um todo. A quantidade de

água na atmosfera a qualquer momento é trivial, equivalente a cerca de 13.000

quilômetros cúbicos de água líquida, ou cerca de 0,001% do total na superfície da Terra.

Esta água, no entanto, desempenha um papel importante no ciclo da água (Figura 3).

Atualmente, o gelo retém pouco mais de 2% da água da Terra e pode ter

representado 3% ou mais durante a altura das glaciações da época do Pleistoceno (2,6

milhões a 11.700 anos atrás). Embora o armazenamento de água em rios, lagos e

atmosfera seja pequeno, a taxa de circulação de água através do sistema de chuva-rio-

oceano-atmosfera é relativamente rápida. A quantidade de água descarregada a cada ano

nos oceanos da terra é aproximadamente igual à massa total de água armazenada em

qualquer instante em rios e lagos.

A umidade do solo é responsável por apenas 0,005% da água na superfície da

Terra. É essa pequena quantidade de água, no entanto, que exerce influência mais direta

na evaporação dos solos. A biosfera, embora principalmente H2O em composição,

contém muito pouco da água total na superfície terrestre, apenas cerca de 0,00004 por

cento, mas a biosfera desempenha um papel importante no transporte de vapor de água

de volta para a atmosfera pelo processo de transpiração.

Figura 3: A distribuição de água na Terra. Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para entender

a Terra. 4ª Ed. Capítulo 13.

39

4.4. O ciclo Hidrológico

A água na superfície terrestre realiza um movimento cíclico entre os diversos

reservatórios: do oceano para a atmosfera pela evaporação, de volta para a superfície

por meio da chuva e, então, para os rios e aqüíferos por meio do escoamento superficial,

retornando aos oceanos. Esta movimentação da água é denominada como “Ciclo

Hidrológico”

4.4.1. Processos envolvidos no ciclo

O ciclo da água na superfície da Terra é composto de vários processos. Nesse

processo, a água muda entre os três estados da matéria: líquido (água), gasoso (vapor

d'água) e sólido (gelo). Essas transformações impulsionam parte dos principais fluxos

de um reservatório para outro no ciclo hidrológico.

O calor do Sol, controla o ciclo hidrológico, principalmente pela evaporação da

água do oceano, transportando-a como vapor d'água na atmosfera. Sob certas condições

de temperatura e umidade, o vapor d'água condensa-se em minúsculas gotas que

formam as nuvens e, então, precipita-se como chuva ou neve sobre os oceanos e

continentes. O vapor de água desempenha duas funções principais: (1) é importante para

o balanço de radiação da Terra, pois a sua presença mantém a superfície planetária mais

quente do que seria o caso, e (2) é a fase principal da parte ascendente do ciclo da água.

Quando o vapor de água se transforma diretamente em cristais de gelo, ocorre

uma precipitação por neve ou granizo. Este processo é responsável pela geração e

manutenção de um importante reservatório, representado pelas geleiras nas calotas

polares e cumes de montanhas.

Parte dessa precipitação retorna para a atmosfera por evaporação direta, que se

soma ao vapor de água sobre o solo e com aquele liberado pela atividade biológica dos

organismos vivos. Estes processos todos representam a evapotranspiração, onde temos

a evaporação direta pela radiação solar e ventos, e uma transpiração causada pelos

vegetais. Em florestas tropicais (clima quente e úmido) o fenômeno da

evapotranspiração é responsável por devolver a atmosfera até 70% da precipitação. Em

ambiente glaciais, o retorno da água a atmosfera se dá por sublimação do gelo.

Então, uma massa de ar na superfície da Terra que é exposta a um corpo de

água, pode ganhar água por evaporação ou perder água por precipitação, dependendo da

sua umidade relativa. Se o ar é insaturado, com uma umidade relativa inferior a 100%,

ele recebe vapor de água porque a taxa de evaporação excede a taxa de condensação. Se

o ar estiver supersaturado, com uma umidade relativa maior que 100%, a massa de ar

perde vapor de água porque a taxa de precipitação excede a da evaporação.

Nos oceanos, o ar está quase sempre próximo da saturação, enquanto nos desertos,

onde o suprimento de umidade é limitado, o ar está muito abaixo dos valores de

saturação do vapor de água. Geralmente, o conteúdo atmosférico de vapor de água

diminui no interior dos continentes, mas essa diminuição é modificada pelas condições

de chuva, pela presença ou ausência de altas montanhas, grandes lagos, florestas

extensas e pântanos e pelas direções predominantes do vento. Ventos horizontais e

movimentos de massa de ar transferem vapor de água do oceano para a terra. Embora os

40

processos não sejam completamente separáveis, a transferência horizontal de vapor de

água raramente faz com que o vapor sofra condensação, enquanto os movimentos

verticais são os mais importantes no processo de condensação.

A condensação depende fortemente da temperatura média da superfície da Terra,

porque o conteúdo de vapor de água do ar é fortemente dependente da temperatura. O

resfriamento ou mistura deste ar resulta na condensação do vapor e precipitação como

gotas de água ou como cristais de gelo se a temperatura do ar estiver abaixo de 0 °C (32

°F). Quando formadas pela primeira vez, as gotas de água ou os cristais de gelo são

muito pequenos, na ordem de 10-2 a 10-3 cm de diâmetro, e flutuam livremente na

atmosfera. Em grandes quantidades, essas gotas de água e cristais de gelo produzem

uma nuvem. Todas as nuvens são formadas como resultado do resfriamento abaixo do

ponto de orvalho, a temperatura na qual a condensação começa quando o ar é resfriado a

pressão constante e conteúdo constante de vapor de água.

A condensação de vapor de água na atmosfera contém sais fortemente solúveis

(principalmente de origem oceânica), sólidos fracamente solúveis ou insolúveis (poeira)

e gases dissolvidos. As partículas de aerossol de poeira e sal marinho no ar podem atuar

como locais de condensação, servindo como núcleos para unir inicialmente algumas

moléculas de água e induzindo a condensação do ar supersaturado.

Da água que se precipita nos continentes, uma parcela pode ser retida sobre

folhas e caules, em regiões florestadas, sofrendo evaporação novamente, a este processo

se dá o nome de interceptação. A interceptação é responsável por diminuir o impacto

das gotas de chuva sobre o solo, reduzindo sua ação erosiva.

Uma vez atingido o solo, este pode ser encharcado pela infiltração, o processo

pelo qual a água penetra na rocha ou no solo pelos espaços das juntas ou dos pequenos

poros entre as partículas, pela ação da gravidade. Parte dessa água do subsolo evapora

através do solo superficial. Outra parte é absorvida pelas raízes das plantas, transportada

para as folhas e retomada à atmosfera por meio da transpiração - a liberação de vapor

d'água pelas plantas. Outra parte da água subterrânea pode, ainda, retomar à superfície

pelas nascentes que jorram para os rios e lagos, quando a capacidade de absorção de

água pela superfície é superada e o excesso de água inicia o processo de escoamento

superficial, impulsionado também pela força da gravidade levando esta água a zonas

mais baixas em altitude.

Esta água que escoa superficialmente, é gradualmente coletada pelos rios e

lagos. A água da chuva que flui sobre a superfície, pode, também, temporariamente

infiltrar-se nas formações próximas à superfície e em seguida retornar para sua origem.

O ciclo hidrológico tem uma aplicação prática no estudo dos recursos hídricos,

que visa avaliar e monitorar a quantidade de água disponível na superfície da Terra. A

unidade geográfica utilizada para esses estudos recebe o nome de bacia hidrográfica, e

nada mais é do que uma área de captação da água de precipitação demarcada por

divisores topográficos e onde toda água captada converge para um único ponto de saída,

o exutório. Desta forma, a bacia hidrográfica funciona como um sistema físico, que nos

permite quantificar o ciclo da água através da equação geral do balanço hídrico:

P − E − Q (±∆S) = 0

41

P = volume de água precipitado sobre a área da bacia;

E = volume que voltou à atmosfera por evaporação e transpiração;

Q = volume total de água escoado pela bacia durante um intervalo de tempo;

A figura 4 mostra todos os processos envolvidos no ciclo da água, bem como o balanço

do fluxo total entre os reservatórios no ciclo.

Figura 4: O ciclo hidrológico. Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para entender a Terra. 4ª

Ed. Capítulo 13.

4.5. Rios

Um rio é um curso natural de água corrente, geralmente de água doce, que

flui para um oceano, mar, lago ou outro rio. Em alguns casos, um rio deságua no solo e

se torna seco no final de seu curso sem atingir outro corpo de água (Curry, 1972). Dada

a sua capacidade de erosão, transporte e deposição, os rios são os principais agentes de

transformação da paisagem agindo continuamente modelando o relevo.

4.5.1. Escoamento

A água, nos rios, move-se de acordo com certas características básicas da

dinâmica de fluidos. Neste caso, podemos observar dois tipos de escoamento usando

linhas de movimento chamadas de linhas de corrente:

Fluxo laminar: É também chamado de escoamento laminar ou um escoamento

que está num regime laminar. No regime laminar, o fluido se move em

camadas sem que haja mistura e variação de velocidade. As partículas movem-se

de forma ordenada, mantendo sempre a mesma posição relativa. As linhas de

corrente são retas ou levemente curvas, correm paralelas umas às outras, não

havendo mistura ou cruzamento de camadas (Figura 5).

42

Figura 5: Exemplo do comportamento das linhas de corrente em um fluido em regime

laminar de escoamento. Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para entender a Terra. 4ª Ed.

Capítulo 14.

Fluxo turbulento: o escoamento de um fluido em que as partículas se misturam

de forma não linear, isto é, de forma caótica com turbulência e redemoinhos. O

padrão de movimento é mais complexo, e as linhas de corrente se misturam

(Error! Reference source not found.).

Figura 6: Exemplo do comportamento das linhas de corrente em um fluido em regime

turbulento de escoamento. Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para entender a Terra. 4ª Ed.

Capítulo 14.

Mas como a água dos rios escoa, de fato? Tanto o fluxo laminar, quanto o fluxo

turbulento, dependem de 3 fatores: sua velocidade (taxa de movimento), sua geometria

(ou, no caso, principalmente sua profundidade) e sua viscosidade (medida da resistência

de um fluido ao movimento).

A maioria dos cursos d'água na natureza tende a apresentar fluxo turbulento, pois

a água além de apresentar baixa viscosidade nos limites comuns de temperatura da

43

superfície terrestre, também possui um rápido movimento, e grandes profundidades.

Porém, é facilmente observável que um mesmo rio, possua os dois fluxos ao longo de

sua distribuição (Figura 7)

Figura 7: Fluxo Iaminar e fluxo turbulento. A fotografia mostra a transição do fluxo

laminar para o turbulento na trajetória da água numa placa plana, revelada com o uso de

pigmento. O fluxo vai da esquerda para direita. Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para

entender a Terra. 4ª Ed. Capítulo 14.

4.5.2. Processos fluviais

Os rios trabalham através de processos fluviais, estes processos alternam-se no decorrer

do tempo e, espacialmente, são definidos pela distribuição da velocidade e da

turbulência do fluxo dentro do canal. De acordo com a granulação das partículas

(tamanho e forma) e das características da própria corrente, os processos fluviais

incluem o movimento de sedimentos e erosão ou deposição no leito do rio.

4.5.3. Cargas fluviais, movimentos dos sedimentos, erosão e deposição

As correntes fluviais podem transportar a carga sedimentar de diferentes

maneiras (suspensão, saltação e rolamento) (Figura 8). Os fluxos laminares da água

podem levantar e carregar somente as partículas menores, leves, de tamanho argila.

Enquanto, que os fluxos turbulentos, dependendo de suas velocidades, podem mover

partículas que variam desde o tamanho argila até seixo e calhau. À medida que a

turbulência levanta as partículas do leito do rio, o fluxo carrega-as para jusante. A

turbulência também faz as partículas grandes rolarem ou deslizarem sobre o leito.

A carga de suspensão do rio inclui todo o material suspenso no fluxo de forma

temporária ou permanente. Sua carga de fundo é o material que o rio carrega adiante

sobre o leito, por deslizamento ou rolamento. A velocidade com que partículas de vários

pesos, em suspensão na corrente, depositam-se até o fundo é chamada de velocidade de

decantação. Pequenos grãos de silte e argila são facilmente levantados pela corrente e

decantam lentamente, de modo que eles tendem a permanecer em suspensão. A

velocidade de decantação de partículas grandes, tais como de areia média e grossa, é

muito mais rápida. Entretanto, a maioria dos grãos grandes fica suspensa na corrente

somente por um pequeno intervalo de tempo antes de se depositar.

44

Figura 8: Carga de sedimentos em processos fluviais. Fonte: http://geography.name/the-

work-of-streams-and-stream-gradation/. Acessado em: 20/12/2018.

A água líquida é o principal agente de erosão na Terra. Chuva, rios, inundações,

lagos e o oceano levam pedaços de terra e areia e lentamente levam o sedimento. Com

níveis de água altos e durante as inundações, os rios podem até escavar e cortar as

margens de sedimentos inconsolidados, os quais deslizam no fluxo e são carregados

adiante. O processo pelo qual os rios desgastam seu leito a montante, mais do que a

jusante, é chamado de erosão remontante. Essa erosão geralmente acompanha o

alargamento e o aprofundamento dos vales e pode ser extremamente rápida - de até

vários metros num tempo de poucos anos, em solos facilmente erosíveis.

As chuvas produzem quatro tipos de erosão do solo: erosão por escoamento,

erosão laminar, erosão de riacho e erosão da ravina. As ravinas - sulcos feitos por

correntes pequenas que erodem solos moles e rochas frágeis - desenvolvem-se em

direção montante das terras mais altas. De modo que, a erosão é o estágio no qual as

partículas do solo são transportadas através de grandes canais. As ravinas carregam

água por breves períodos de tempo durante a chuva ou o derretimento da neve, mas

aparecem como pequenos vales ou fendas durante as estações secas.

Um dos principais meios que um rio utiliza para fragmentar e erodir as rochas é

a lenta abrasão. A areia e os seixos da carga fluvial criam uma ação de jato de areia que

desgasta continuamente até mesmo as rochas mais duras. Sobre certos leitos de rios,

seixos e calhaus girando dentro de remoinhos desgastam o substrato, gerando marmitas

profundas – buracos arredondados e profundos, nos quais o seixo se acumula.

Associado, ao desgaste natural da correnteza da água, à força da abrasão,

também pode ocorrer a erosão por intemperismo. O intemperismo químico, que altera

os minerais da rocha e a fragiliza nas juntas e fraturas, ajuda a destruir o substrato dos

leitos dos rios, da mesma maneira como ele atua na superfície. O intemperismo físico

pode ser violento, quando a colisão de matacões e o impacto menor, porém constante,

dos seixos e da areia trincam a rocha ao longo das fraturas. Tais impactos no canal de

um rio fragmentam a rocha muito mais rápido que o lento intemperismo que ocorre na

encosta suave de um morro.

45

4.5.4. Vales, canais e planícies de inundação

Um vale é tipicamente uma área de baixa altitude cercada por áreas mais altas,

como montanhas ou colinas. Os vales são geralmente formados pela atividade fluvial,

onde a ação da água corrente causa a erosão do terreno. No entanto, os vales podem ser

formados por outros processos geológicos.

Um vale fluvial abrange toda a área entre os topos das encostas de ambos os

lados do rio. Com níveis mais altos da água, o rio ocupa a maior parte do canal. Em

vales abertos, uma planície de inundação - uma área plana adjacente ao nível do topo

do canal estende-se em ambos os lados do rio. Ela é a parte do vale que é inundada

quando o rio extravasa suas margens, carregando com ele silte e areia para além do

canal principal.

No fundo do vale, encontra-se o canal do rio, que é um sulco através do qual a

água corre, ele é responsável por abrir caminho no fundo do rio. A morfologia dos

canais é o principal atributo considerado na classificação de um rio. A classificação

pode se dar através de padrões morfométricos e através do regime de transporte de

carga;

4.5.4.1. Padrões morfométricos

Esta classificação baseia-se em quatro padrões básicos caracterizados em função

de parâmetros morfométricos, como sinuosidade, grau de entrelaçamento, e relação

entre a largura e profundidade do rio.

A sinuosidade é definida como a relação entre o comprimento do talvegue

(linha que une os pontos mais baixos do canal fluvial) e comprimento do vale. O grau

de entrelaçamento mede o número de barras ou ilhas no canal, por comprimento de

onda desse canal, medido ao longo do talvegue; por fim, a relação entre largura e

profundidade também vai atuar na discriminação dos canais de um rio, dentre outras

características. De forma que são reconhecidos os seguintes padrões para rios (Figura

9):

1.1.1.1 Canal Retilíneo

Os canais retilíneos presentes na natureza são extremamente raros e,

representam alguns trechos controlados por falhas tectônicas. A condição básica para a

existência de um canal reto é a presença de um leito rochoso que ofereça igualdade de

resistência à atuação das águas. Mesmo que o canal seja reto, sua topografia pode variar

bastante, apresentando ao longo do rio, pequenas ilhas ou barras de sedimentos mais

elevados.

1.1.1.2 Canal meadrante

Os meandros são comuns em rios que fluem em declives suaves de planícies ou

terras baixas, onde os canais tipicamente cortam sedimentos inconsolidados - areia fina,

silte ou argila - ou substrato rochoso facilmente erodível. Os meandros em uma planície

de inundação migram em períodos de muitos anos, erodindo a margem externa das

curvas,onde a corrente é mais forte, alternando sua posição de um lado para o outro no

sentido jusante, num movimento serpenteante, à medida que o lado externo da margem

46

é erodido, barras curvas de areia, chamadas de barras de meandro ou de pontal, são

depositadas ao longo da margem interna,onde a corrente é mais lenta.

Às vezes desigualmente, os laços podem crescer cada vez mais próximos uns

dos outros até que o rio toma um atalho até o próximo arco, geralmente durante uma

inundação vigorosa. O rio assume um curso noyo e mais curto, como aquele mostrado,

no seu caminho abandonado, ele deixa para trás um lago em crescente - um laço com a

forma de crescente preenchido com água.

1.1.1.3 Canais entrelaçados

Certos rios têm muitos canais ao invés de apenas um. Um rio entrelaçado é

aquele em que o canal subdividi-se numa rede entrecruzada de canais, os quais se

reencontram, num padrão parecido com tranças de cabelo.

1.1.1.4 Canais anastomosados

Se caracteriza por apresentar grande volume de carga detrítica, ocasionando

sucessivas ramificações ou múltiplos canais que subdividem e se reencontram,

separados por ilhas ou barras arenosas.

Todos os tipos de canais fluviais podem ser resumidos na figura 9.

Figura 9: Tipos de canais fluviais, adaptados de Miall e colaboradores, 1977. Fonte:

Teixeira, W.; Fairchild, T.R.; Toledo, M.C.; Taioli, F. ed. Decifrando a Terra (capítulo

14). São Paulo, Oficina de Textos. p.285-301.

4.5.5. Redes de drenagens

Um rio seguindo desde sua foz até a nascente, invariavelmente divide se em

tributários cada vez menores formando redes de drenagem que mostram um padrão

ramificado característico. Segundo Christofoletti, 1974, os padrões de drenagem podem

ser classificados como (Figura 10):

• Dendrítica: lembra a configuração de uma árvore. É típica de regiões

onde predomina rocha de resistência uniforme;

47

• Treliça: composta por rios principais consequentes correndo

paralelamente, recebendo afluentes subsequentes que fluem em direção transversal aos

primeiros. O controle estrutural é muito acentuado, devido à desigual resistência das

rochas. A extensão e a profundidade dos leitos serão maiores sobre rochas menos

resistentes, dando formação a vales ladeados por paredes de rochas mais resistentes.

Este tipo é encontrado em regiões de rochas sedimentares estratificadas, assim como em

áreas de glaciação;

• Retangular: variação do padrão treliça, caracterizado pelo aspecto

ortogonal devido às bruscas alterações retangulares nos cursos fluviais. Deve-se à

ocorrência de falhas e de juntas na estrutura rochosa;

• Paralela: também chamada "cauda equina", ocorre em regiões de

vertentes com acentuada declividade, ou onde existam controles estruturais que

favoreçam a formação de correntes fluviais paralelas;

• Radial: pode desenvolver-se sobre vários tipos e estruturas rochosas,

como por exemplo, em áreas vulcânicas e dômicas;

• Anelar: típica de áreas dômicas (Relativo a domo: Estrutura anticlinal

fechada com forma circular a ovalada, com camadas mergulhando, a partir de uma zona

central, divergentemente em todos os sentidos, à semelhança de uma abóboda); a

drenagem acomoda-se aos afloramentos das rochas menos resistentes.

48

Figura 10: Classificação dos padrões de drenagens em rios. Fonte: Christofoletti,

A., 1974. Geomorfologia.

4.5.6. Deltas

Os rios podem terminar por desaguar em um lago ou oceano, misturando-se com

a água do entorno, e - sem poder mais descer pelo terreno abaixo - gradualmente

perdem seu ímpeto para mover-se adiante. Como o assoalho do lago ou do oceano

submerge em águas mais profundas longe da praia, todo o material depositado, de

vários tamanhos, forma uma plataforma deposicional chamada de delta.

Quando um rio se aproxima de seu delta, onde o perfil do declive é quase

nivelado com o mar, ele inverte seu padrão de drenagem ramificada do curso superior.

Ao invés de coletar mais água de seus tributários, ele descarrega água por meio dos

distributários - canais menores que se ramificam à jusante a partir do canal principal e

que recebem água e sedimentos, para serem por eles distribuídos. Os materiais

depositados no topo do delta, tipicamente areia, formam um pacote de camadas de topo.

A jusante, na frente externa do delta, areia fina e silte são depositados para formar um

pacote de camadas frontais, que lembra uma estratificação cruzada de grande proporção.

Espalhando-se sobre o assoalho marinho, avante das camadas frontais, está o pacote de

49

camadas basais, finas e horizontais, compostas de lama, que são soterradas à medida

que o delta continua a crescer.

Figura 11: Um grande delta marinho típico, com muitos quilômetros de extensão.

Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para entender a Terra. 4ª Ed. Capítulo 14.

4.6. Geleiras ou Glaciares

Um bloco de gelo é uma rocha, uma massa de grãos cristalinos de gelo mineral,

e, como tal, é duro, tem origem, idêntica à das rochas ígneas: da mesma forma que os

sedimentos, o gelo deposita em camadas na superfície terrestre e pode acumular-se por

grandes espessuras. À semelhança das rochas metamórficas, ele é transformado pela

recristalização sob pressão. O gelo glacial forma-se pelo soterramento e pelo

metamorfismo do "sedimento" neve. Apesar disso, um bloco de gelo é menos denso que

a maioria das rochas conhecidas e sua temperatura de fusão é extremamente baixa

(centenas de graus menor que as temperaturas nas quais a maioria dos minerais se

funde).

Uma geleira ou glaciar (Figura 12) é uma massa, normalmente de tamanho

continental e limites bem definidos, que se movimenta por ação da gravidade. O gelo

das geleiras é o maior reservatório de água doce sobre a Terra, e perde em volume total

de água apenas para os oceanos. As geleiras cobrem uma vasta área das zonas polares

mas ficam restritas às montanhas mais altas nos trópicos.

50

Figura 12: Geleira Perito Moreno na Patagônia. Fonte:

https://pt.wikipedia.org/wiki/Geleira#cite_note-5 Luca Galuzzi Acessado em:

20/12/2018

Quando as temperaturas se mantêm abaixo do ponto de congelamento, a neve

caída muda sua estrutura pela recristalização, já que a evaporação e a recondensação da

água formam grânulos de gelo menores, espessos e de forma esférica. Este tipo de neve

recristalizada é conhecido por nevado. À medida que a neve vai se acumulado, as

camadas mais profundas são submetidas às pressões cada vez mais intensas. Quando as

camadas de gelo e neve têm espessuras que alcançam várias dezenas de metros, o peso é

tal, que o nevado começa a desenvolver cristais de gelo maiores. O equilíbrio entre a

diferença do que se acumula na parte superior e o que derrete na parte mais profunda

recebe o nome de equilíbrio glacial.

4.6.1. Classificação das geleiras ou glaciais

Existem várias classificações das geleiras, muitas se baseiam no formato,

localização, tipo de espalhamento e como se dá a distribuição da temperatura. A

classificação mais básica utilizada é baseada na sua distribuição por altitude:

Glaciares de vale, ou alpinas ou de altitude: ocupam depressões formadas nas

altas cadeias de montanhas; esses rios de gelo formam-se nas frias altitudes das cadeias

montanhosas, onde a neve se acumula, comumente, em vales preexistentes, e fluem

declive abaixo pelo substrato rochoso dos vales. Uma geleira de vale geralmente ocupa

toda a largura do vale e pode soterrar o substrato rochoso, no qual assenta sua base, sob

centenas de metros de gelo. Em climas mais quentes de latitude baixa, as geleiras de

vale podem ser encontradas somente nas cabeceiras dos vales dos picos montanhosos

mais altos.

51

Glaciares continentais ou de latitude: ocupam áreas continentais ou ilhas

próximas dos pólos, ocupando, inclusive o mar. Geleiras continentais são espessos

mantos de gelo que cobrem grande parte de um continente e movem-se de forma

extremamente lenta.

4.6.2. Formação das geleiras

Uma geleira inicia com uma abundante precipitação de neve no inverno que não

derrete no verão seguinte. A neve é lentamente convertida em gelo e, quando este fica

espesso o suficiente, começa a fluir.

Para uma geleira se formar, as temperaturas devem ser baixas o suficiente para

manter a neve sobre o terreno durante todo o ano. Essas condições ocorrem em latitudes

altas (regiões polares e subpolares) e altas altitudes (montanhas). As grandes altitudes

são frias, os primeiros 10 km da base da atmosfera tornam-se cada vez mais frios à

medida que aumenta a altitude acima do solo. A altitude da linha de neve - onde acima

dela a neve não se derrete totalmente no verão - varia.

Mesmo em climas quentes, as geleiras também podem se formar, caso as

montanhas sejam suficientemente altas. Próximo ao equador, as geleiras somente se

formam em montanhas cujas altitudes ultrapassam 5.500 m. Essa altitude mínima

decresce em direção aos pólos, onde a neve e o gelo se mantêm a cada ciclo anual,

mesmo ao nível do mar.

A neve e a formação de geleiras necessitam tanto de umidade como de chuva,

ventos carregados de umidade tendem a precipitar a maior parte de sua neve na vertente

da cadeia montanhosa na qual sopra o vento (barlavento).

4.6.3. Balanço de massa das mantas de gelo

4.6.3.1. Acumulação

A neve, logo após precipitar-se, é uma massa fofa de flocos soltos, com

empacotamento aberto. À medida que os pequenos e delicados cristais de gelo

permanecem por algum tempo no chão, eles se retraem e se tornam grãos. Durante essa

transformação, a massa de flocos de neve compacta-se para formar neve granular densa.

À medida que maior quantidade de neve se soterra e precipita a antiga, a neve granular

vai aumentando sua compactação para uma forma homogeneamente mais densa,

chamada de nevado. O ulterior soterramento e envelhecimento produz gelo glacial duro

à medida que os grãos menores se recristalizam, cimentando todos os demais grãos.

Todo esse processo pode levar somente alguns poucos anos para se completar,

embora um período de 10 a 20 anos seja o mais provável. Uma geleira típica cresce um

pouco no inverno, à medida que a neve cai na sua superfície. A quantidade de neve

anualmente adicionada à geleira é a sua acumulação

52

Figura 13: Estágios na transformação de cristais de neve, primeiro em gelo granular,

depois em nevado e, finalmente, em gelo glacial. Fonte: Press et al., 2006. Livro: Para

entender a Terra. 4ª Ed. Capítulo 14.

4.6.3.2. Ablação

Quando o gelo se acumula até atingir uma espessura suficiente para dar início ao

seu deslocamento, a formação da geleira está completa. O gelo, assim como a água, flui

encosta abaixo sob a atração da gravidade. O gelo move-se descendo um vale entre

montanhas ou a partir do centro de um manto de gelo continental, que tem a forma geral

de um domo. Em ambos os casos há a extensão da geleira para as altitudes mais baixas,

onde as temperaturas são mais quentes.

A quantidade total de gelo que uma geleira perde a cada ano é chamada de ablação. Os

mecanismos responsáveis pela perda do gelo são:

Derretimento: à medida que o gelo derrete, a geleira perde material.

Desprendimento de iceberg: Pedaços de gelo descolam-se e formam icebergs quando

uma geleira alcança a linha de costa.

Sublimação: Em climas frios, o gelo pode passar diretamente do estado sólido para o

gasoso.

Erosão eólica: Ventos fortes podem erodir o gelo, principalmente por derretimento e

sublimação.

A maior parte da retração glacial que resulta do aquecimento e derretimento ocorre na

região da borda da geleira. Assim, mesmo que uma geleira esteja avançando encosta

53

abaixo ou radialmente a partir de seu centro, a borda de gelo pode estar se retraindo. Os

dois mecanismos pelos quais as geleiras perdem a maior parte do gelo são o

derretimento e o desprendimento de icebergs.

4.7. Oceanos

O oceano é a área que mais se destaca no planeta, cobrindo mais de 70% de sua

superfície. No entanto, até a década de 1950, as informações, principalmente sobre o

fundo do oceano eram extremamente limitadas. Com o desenvolvimento de

instrumentos modernos, a compreensão da diversidade da topografia do fundo do

oceano melhorou dramaticamente, foi descoberto o sistema global de cordilheiras

oceânicas, uma forma de relevo elevada e larga que fica 2 a 3 quilômetros mais alta que

as bacias oceânicas adjacentes e é a característica topográfica mais longa da Terra.

A palavra oceano pode ser aplicada tanto para os cinco principais oceanos

(Pacífico, Atlântico, Índico, Ártico e Antártico) quanto ao corpo úmido de água

conectada, que poderia ser denominado Oceano Global. O termo mar inclui os oceanos

e corpos menores de água de certa forma secundários em relação ao oceano global.

Assim, o Mar Mediterrâneo está estreitamente conectado ao Oceano Atlântico através

do Estreito de Gibraltar e com o Oceano Índico pelo canal de Suez. Outros mares, como

o Mar do Norte e o Oceano Atlântico, estão conectados de forma mais aberta. No

oceano global, a composição química geral da água do mar (a água salgada de oceanos e

mares), se mantém constante durante o ano todo em todo o oceano global. O equilíbrio

mantido pelos oceanos é determinado pela composição geral das águas dos rios que

adentram, pela composição dos sedimentos levados até eles e pela formação de novos

sedimentos do próprio oceano. Sabe- se que, os processos oceânicos figuram entre os

maiores agentes transportadores de calor do planeta, controlando o clima e contribuindo

na distribuição espacial dos processos intempéricos e erosivos.

4.7.1. Geologia dos oceanos

Se toda a água pudesse ser drenada das bacias oceânicas, seria observada uma

grande variedade de características, incluindo picos vulcânicos, trincheiras profundas,

planícies extensas, cordilheiras lineares e grandes planaltos. De fato, a topografia seria

quase tão diversa quanto a dos continentes.

4.7.1.1. O Assoalho Oceânico

A natureza complexa da topografia do fundo do oceano não se desdobrou até a

histórica viagem de três anos e meio do HMS Challenger (1872 – 1876), o primeiro

levantamento sistemático batimétrico do oceano.

Batimetria (bathos = profundidade, metry = medição) é a medição das

profundezas do oceano, bem como o mapeamento da forma ou topografia do fundo do

oceano. Os primeiros dispositivos que usavam o som para medir a profundidade da

água, chamados eco-sonda (Figura 14), foram desenvolvidos no início do século XX.

Uma eco-sonda funciona da seguinte forma: transmite uma onda sonora (chamada ping)

para a água, a fim de produzir um eco, que quando ricochetear em qualquer objeto,

54

como um grande organismo marinho ou o fundo do oceano, o eco refletido é

interceptado por um receptor sensível e um relógio registra com precisão o tempo de

viagem em frações de segundo. Usando a velocidade das ondas sonoras na água - cerca

de 1500 m/s - e medindo o tempo necessário para que o pulso de energia alcance o

fundo do oceano e retorne, a profundidade pode ser calculada:

Profundidade = ½ (1500 m / s * Tempo de viagem do eco).

Figura 14: Funcionamento de uma Eco-sonda. Fonte: Lutgens et al., 2016.

Livro: Essentials of Geology. 13ª ed. Capítulo 10.

Após a Segunda Guerra Mundial, Instrumentos em forma de torpedo rebocados

atrás de navios enviam um ventilador de som que se estende em ambos os lados do

caminho do navio. Ao combinar faixas de dados do sonar sidescan, os oceanógrafos

produziram as primeiras imagens fotográficas do fundo do mar. Embora o sonar

sidescan forneça vistas valiosas do fundo do mar, ele não fornece dados batimétricos

(profundidade da água). Essa desvantagem foi resolvida com o desenvolvimento de

instrumentos multifeixe de alta resolução (Figura 15Error! Reference source not

found.). Esses sistemas usam fontes sonoras montadas no casco que emitem um

ventilador e gravam reflexos do fundo do mar através de um conjunto de receptores com

foco estreito, direcionados a diferentes ângulos. Em vez de obter a profundidade de um

único ponto a cada poucos segundos, essa técnica permite que um navio de pesquisa

mapeie uma faixa do fundo do oceano com dezenas de quilômetros de largura. Além

disso, esses sistemas coletam dados batimétricos de alta resolução que podem distinguir

profundidades que diferem em menos de 1 m.

55

Figura 15: Sonar sidescan e Sonar multifeixe (multibean sonar). Fonte:

Lutgens et al., 2016. Livro: Essentials of Geology. 13ª ed. Capítulo 10.

Outra inovação tecnológica que levou a uma melhoria a compreensão do fundo

do mar envolve medir a forma da superfície do oceano a partir do espaço. Depois de

compensar as ondas, marés, correntes e efeitos atmosféricos, os cientistas descobriram

que a superfície da água não é perfeitamente "plana". Como estruturas maciças como

montes submarinos e cordilheiras exercem atração gravitacional mais forte que a média,

elas produzem áreas elevadas no oceano superfície. Por outro lado, cânions e trincheiras

criam leves depressões.

Os satélites equipados com altímetros de radar são capazes de medir diferenças

sutis no nível do mar, fazendo quicar microondas na superfície do mar (Figura 16).

Esses dispositivos podem medir variações tão pequenas quanto alguns centímetros.

56

Figura 16: Satélite com altímetro de radar. Fonte: Lutgens et al., 2016.

Livro: Essentials of Geology. 13ª ed. Capítulo 10.

4.7.1.2. Regiões Oceânicas

A partir da tectônica de placas foi possível entender as distinções básicas entre a

geologia continental e a oceânica. Diferenças essas, como o assoalho oceânico que não

tem montanhas dobradas e falhadas como a dos continentes. Sendo essas modificações

regidas pela tectônica de placas restrita ao falhamento e ao vulcanismo localizados nas

dorsais mesoceânicas e nas zonas de subducção. Da mesma forma, as correntes do mar

profundo podem erodir e transportar sedimentos, mas não modificar de maneira

eficiente os planaltos e as colinas de rochas basálticas que formam a crosta oceânica.

Devido a deformação tectônica, o intemperismo e a erosão são mínimos na maior parte

do fundo oceânico, e os processos construtivos de vulcanismo e sedimentação dominam

a geologia dos oceanos. Estes possuem diversas feições geológicas, constituindo-se das

margens continentais (em que se encontra a plataforma continental, possuindo uma

suave inclinação, o talude continental, mais íngreme e, em alguns casos um sopé

continental), o assoalho oceânico, que é renovado constantemente e o sistema de

cordilheiras oceânicas.

57

Figura 14: Perfil esquemático de uma margem continental Fonte: Decifrando a terra

A margem continental é a zona de transição entre a bacia oceânica e o

continente. A plataforma continental é a parte do continente que está submersa. O talude

é o fim da plataforma, sendo que há um grande acúmulo de sedimentos, transportados

principalmente por correntes de turbidez, que são misturas de sedimentos e água

fluentes ao longo do assoalho oceânico, por ser mais densa que a água do mar livre de

sedimentos. O sopé continental é o local em que a crosta oceânica se encontra com a

crosta terrestre, sua principal característica é a existência de cânions e leques

submarinos, que são acumulações de sedimentos em forma de cones.

A superfície oceânica conta com dorsais meso-oceânicas, linhas vulcânicas,

fossas, cânions, falhas, arcos de ilhas, montanhas submersas e margens continentais.

Porém a visualização destas características não pode ser realizada diretamente,

excluindo-se áreas litorâneas, por conta da luz solar alcançar até ou pouco mais 100

metros, excluindo-se áreas litorâneas, sendo assim, a visualização das áreas profundas é

realizada principalmente através da utilização de poderosos sonares, sendo a emissão e

recebimento das ondas refletidas o princípio fundamental desse sistema, a bordo de

navios oceanográficos. Os sonares mais recentes são capazes de reconstruir uma

imagem detalhada do fundo oceânico, revelando assim a existência de vulcões, falhas.

A dorsal meso oceânica é a mais impressionante formação que existe no

assoalho oceânico, ela se estende por todo o oceano atlântico, com comprimento total de

84 mil Km e com largura de cerca de mil Km. Essa área tem como característica

intensas atividades sísmicas e vulcânicas, sendo a vulcânica a principal responsável pelo

assoalho oceânico.

O assoalho oceânico, longe das dorsais meso-oceânicas, é formado por colinas,

planaltos, bacias sedimentares e montes submarinos. As colinas são formadas

principalmente por falhamento normal da crosta oceânica basáltica à medida que a

mesma se move a partir do vale. Essas planícies são as superfícies sólidas mais planas

da Terra. Devido a sua estabilidade tectônica, elas têm sido seriamente consideradas

como os possíveis repositórios de dejetos gerados por humanos, incluindo materiais

radioativos. São encontradas principalmente nas encostas dorsais oceânicas e possuem

cerca de 100 metros de altura, o fundo do mar também possui inúmeros montes, sendo

que a maioria é submersa. Porém há aquelas que possuem grande altura e chegam a

58

ultrapassar a superfície da água, quando isto ocorre há a formação das chamadas ilhas

vulcânicas

Figura 15: Topografia do fundo do oceano, respectivamente, Monte

submarino Loihi, a sudeste da grande ilha do Havaí e A plataforma

continental (topo), o talude (área central e superior), a elevação continental

(embaixo, à esquerda) na costa da Nova Inglaterra e Um perfil do vale em

rifte da Dorsal Mesoatiântica na área FAMOUS (Estudo Submarino

Mesoceânico Franco-Americano French-American Mid-Ocean

UnderseaStudy). Fonte: Livro Decifrando a Terra. Cap 13

A plataforma ocidental muda sua topografia para um declive bem mais

acentuado, caracterizando outra feição, conhecida por talude continental. Esta região é

caracterizada por uma rampa coberta de sedimentos finos, tipo lama, e alcança

profundidades variáveis entre 1.600 e 3.600 metros, dependendo da região. O talude

continental termina na chamada elevação continental, que nada mais é do que o sopé do

talude, coberto por material deslizado, com declive suave, e que representa a transição

para a feição oceânica: chamada de planície abissal ou assoalho oceânico.

A elevação continental normalmente se situa entre 2 ou 3 km de profundidade e

consiste num leque de sedimentos lamosos e arenosos, que se estende para as bacias

oceânicas principais; já as planícies abissais podem atingir 4 a 6 km de profundidade

abaixo do nível do mar. São as zonas mais aplainadas de toda a superfície oceânica

terrestre, mas podem apresentar elevações isoladas, geralmente vulcões relativamente

isolados ou associados; estes podem emergir acima da linha d’água, formando as ilhas

oceânicas de origem vulcânica, como as do arquipélago Fernando de Noronha ou do

Havaí.

Nos fundos oceânicos, há trincheiras ou fossas oceânicas, que são feições

alongadas e com grande profundidade e declividade; que ocorrem apenas em algumas

zonas dos oceanos, geralmente aquelas onde são frequentes os terremotos. Não ocorrem

59

na costa brasileira, mas são comuns ao redor do Oceano Pacífico, como a fossa oceânica

existente ao longo do assoalho oceânico frontal no lado ocidental da América do Sul

(Chile-Bolívia- Equador); podem ter milhares de quilometros de comprimento e até 11

km de profundidade.

4.7.2. Sedimentação nos oceanos

A sedimentação, encontrada em grande parte do fundo do mar onde houve

pesquisas, modifica as estruturas formadas pela tectônica de placas e cria sua própria

topografia, em locais de rápida decomposição. O sedimento é principalmente: lama e

areia terrígenas erodidas dos continentes e conchas bioquímicamente precipitadas de

organismos que habitam no mar. Em áreas próximas a zona de subducção, sedimentos

derivados de cinzas vulcânicas e derrames de lava são abundantes. Já em braços

tropicais do mar, onde ocorre evaporação intensa, são depositados os sedimentos

evaporíticos.

4.7.2.1. Sedimentos em mares continentais

Este sedimento do tipo terrígeno é produzido através das ondas e marés na

plataforma continental. As ondas de grandes tempestades e furações movimentam os

sedimentos em profundidade rasas e moderadas da plataforma.

A distribuição dos sedimentos é feita pelas ondas e correntes, trazidos em longos

cordões de areia e camadas de silte e lama através dos rios. Já a sedimentação

bioquímica é feita por acumulação de camadas de conchas de carbonato de cálcio,

mariscos, e outros organismos que vivem em águas rasas. A maioria dos organismos

não toleram águas lamosas e são encontrados apenas onde o material terrígeno ocorre

em pouca quantidade ou está ausente.

4.7.2.2. Sedimentos de mar profundo

Longe das margens continentais, as partículas terrígenas finas e aquelas

precipitadas por processos bioquímicos, que se encontram suspensas na água,

depositam-se lentamente da superfície para o fundo. Os sedimentos denominados como

pelágicos, são encontrados em mar aberto e caracterizam-se pela sua deposição a uma

grande distância das margens continentais, pelo seu lento assentamento deposicional e

fino tamanho de grãos. Os materiais terrígenos são argilas de coloração castanhas e

acinzentadas, estas, se acumulam no fundo do mar em uma taxa baixa, de poucos

milímetros a cada mil anos. Cerca de 10%, pode ser levada pelo vento até o oceano

aberto. As carapaças de carbonato de cálcio de indivíduos viventes do mar estão entre

os sedimentos pelágicos mais abundantes. As carapaças de foraminíferos, pequenos

animais que flutuam na superfície das águas do mar, caem no mar após a morte de seus

ocupantes. Nesses locais, acumulam- se como vasas foraminíferas, que são sedimentos

arenosos e siltosos compostos de carapaças de foraminíferos. Outras vasas de carbonato

são formadas de microrganismos diferentes, denominados de cocólitos.

60

Figura 16: linha sísmica do offshore sul da ilha de Lombok (Indonésia). Fonte:

http://homepage.ufp.pt/biblioteca/Estratigrafia%20Sequencial/Pages/PageS.html.

Acessado em: 01/09/2019

4.7.3. Linhas de Costa

As linhas de costa correspondem ao limite entre continente e oceano, no qual

podemos observar o movimento constante das águas oceânicas e seus efeitos no litoral.

A linha de costa é sem dúvida uma das feições mais dinâmicas do planeta. Sua posição

no espaço muda constantemente em várias escalas temporais (diárias, sazonais,

seculares e milenares).

Embora possa não ser óbvio, a linha de costa está sendo constantemente

modificada pelas ondas. Bater forte erode a terra. A atividade das ondas também move

os sedimentos em direção e para longe da costa, bem como ao longo dela. Essa

atividade às vezes produz bancos de areia estreitos e frágeis ilhas ao largo que

frequentemente mudam de tamanho e forma, à medida que as ondas da tempestade vão

e vêm.

4.7.3.1. Ondas do oceano

As ondas do oceano podem transportar energia de uma tempestade distante no

mar por vários milhares de quilômetros. É por isso que, mesmo em dias calmos, o

oceano ainda tem ondas que atravessam sua superfície. As ondas geradas pelo vento

fornecem a maior parte da energia que molda e modifica as linhas costeiras. Onde a

terra e o mar se encontram, as ondas que podem ter viajado desimpedidas por centenas

ou milhares de quilômetros de repente encontram uma barreira que não lhes permite

avançar mais e deve absorver sua energia. Em outras palavras, a costa é o local onde

uma força praticamente irresistível confronta um objeto quase imóvel. O conflito que

resulta é interminável e às vezes dramático.

61

Características das Ondas

A maioria das ondas oceânicas obtém sua energia e movimento do vento.

Quando uma brisa é inferior a 3 quilômetros por hora, apenas pequenas ondas são

exibidas. Em velocidades de vento maiores, ondas mais estáveis se formam e avançam

gradualmente com o vento.

As características das ondas oceânicas são ilustradas na Figura 17Error!

Reference source not found., que mostra uma forma de onda simples e sem quebra. O

topo das ondas é conhecido como crista, e vale é o nível da água parada (nível que a

água ocuparia se não houvesse ondas). A distância vertical entre a calha e a crista é

chamada de altura da onda, e a distância horizontal entre as cristas sucessivas (ou

calhas) é o comprimento de onda. O tempo necessário para uma onda completa - um

comprimento de onda - passar por uma posição fixa é o período da onda.

Figura 17: Informações de uma onda básica. Crest = Crista da onda; trough = vale;

Wave height = amplitude da onda; Wavelength = comprimento da onda. FONTE:

Lutgens et al., 2016. Livro: Essentials of Geology. 13ª ed. Capítulo 17.

A altura, o comprimento e o período que são eventualmente alcançados por uma

onda dependem de três fatores: (1) a velocidade do vento, (2) a quantidade de tempo

que o vento sopra e (3) a busca ou a distância que o vento percorreu em águas abertas.

Como a quantidade da energia transferida do vento para a água aumenta, a altura e a

inclinação das ondas também aumentam. Eventualmente, chega-se a um ponto crítico

em que as ondas crescem tão altas que caem, formando ondas que quebram o oceano,

chamadas de ondas brancas.

Quando a amplitude e a duração máxima da onda são atingidas para uma

determinada velocidade do vento, diz-se que as ondas estão "totalmente desenvolvidas".

A razão pela qual as ondas não podem mais crescer é que elas estão perdendo tanta

energia através da quebra, quanto estão recebendo do vento. Quando o vento para ou

muda de direção ou quando as ondas deixam a área tempestuosa onde foram criadas, as

ondas continuam sem relação com os ventos locais.

4.7.3.2. Marés

A subida e descida do mar duas vezes ao dia é denominada marés, são

conhecidas dos marinheiros e de moradores litorâneos à milhares de anos. Muitos

observadores notaram a relação entre a posição e as fases da lua, as alturas de marés e as

62

horas do dia em que a água alcança o nível de maré mais alto. No entanto, foi somente à

partir do século XVII, quando Isaac Newton formulou a lei da gravidade, que foi

possível entender que as marés resultam no empuxo gravitacional da lua e do sol nas

águas dos oceanos.

Figura 18: Ação do sol e da lua sobre as marés. . Livro Decifrando a Terra . Capítulo 17

63

4.8. ATIVIDADE 2

1. Quanto da superfície da Terra os oceanos cobrem? Qual a porcentagem do

suprimento de água da Terra, que os oceanos representam?

2. Um sistema fluvial consiste em três zonas, com base no processo dominante

que opera em cada zona. No diagrama a seguir, combine cada processo com

uma das três zonas: produção de sedimentos (erosão), deposição de sedimentos,

transporte de sedimentos.

3. Descreva e esboce a evolução de um meandro, incluindo como um lago se

forma.

4. Explique por que os vales em forma de V geralmente contêm corredeiras e / ou

cachoeiras.

5. Por que o gelo glacial faz parte da hidrosfera, e não da geosfera (ou litosfera)?

6. Descreva dois componentes do movimento glacial.

7. O derretimento é uma das maneiras pelas quais o gelo glacial se esgota. De que

outra maneira o gelo se perde de uma geleira? Qual é o termo geral para perda

de gelo de uma geleira?

64

4.9. Referências

Curry, R. R. 1972. Rivers – a geomorphic and chemical overview p. 9 -31. Em R. T.

Oglesby, C. A. Carlson e J. A. McCann [ed]. River Ecology and man. Academic Pres,

NY 465 p.

Encyclopædia Britannica. Hydrosphere. Disponível em:

https://www.britannica.com/science/hydrosphere . Acessado em: 26/03/2019

Gegraphy name. Disponível em: http://geography.name/the-work-of-streams-and-

stream-gradation/. Acessado em: 20/12/2018.

Lutgens, Frederick K.; Tarbuck, Edward J.; Tasa, Denis. 2016. Essentials of geology.

13e. | Hoboken, New Jersey: Pearson Education

Ml ALL, A.D. 1977. A review of the braided-rivers depositional environment. Earth

Science Review, 13(1):1-62.

National Geographic. Hydrosphere. Disponível em:

https://www.nationalgeographic.org/encyclopedia/hydrosphere/ . Acessado

em:17/01/2019

PRESS, F.; GROTZINGER, J.; SIEVER, R.; JORDAN, T. H. Para Entender a Terra.

Tradução: MENEGAT, R. (coord.). 4a edição. Porto Alegre: Bookman, 2006.

TEIXEIRA, W.; TOLEDO, C.; FAIRCHILD, T.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. São

Paulo: Oficina de Textos, 2000.

Wikipédia. Disponível em: https://pt.wikipedia.org/wiki/Geleira#cite_note-5 Luca

Galuzzi Acessado em: 20/12/2018

65

5. Atmosfera

5.1. Composição e evolução

Como discutido em tópicos anteriores, a Terra tem 4,5 bilhões de anos e foi

sujeita a diferentes processos de diferenciação que vêm proporcionando mudanças

substanciais em sua composição crustal até os dias de hoje. Tais mudanças também são

refletidas na atmosfera. Diante deste aspecto, é importante observar que processos

geológicos intensos nos estágios iniciais do planeta (vulcanismos de altas magnitudes,

gradiente geotérmico alto, etc) que foram se tornando menos hostis com o resfriamento

do planeta, bem como o surgimento de seres vivos fotossintetizantes, foram

extremamente relevantes para a origem e evolução composicional da atmosfera. Para

entender o seu processo de mudança composicional ao longo do tempo geológico,

primeiro devemos nos ater a alguns conceitos básicos, explicitados abaixo.

O que é a Atmosfera?

É uma camada gasosa que envolve e acompanha a Terra devido as forças

gravitacionais. É composta por diversos gases importantes para a vida, como o oxigênio

(elemento mais abundante no planeta), nitrogênio e gás carbônico, que formam uma

mistura transparente, incolor e inodora chamada de ar atmosférico. Além desses gases,

há também vapor d’água, partículas em pó, micro-organismos, etc. Há uma diferença na

composição química dentro da atmosfera, tendendo a uma diferenciação, onde na parte

mais próxima a superfície estão os gases mais pesados e mais acima, se concentram os

gases mais leves. Desta maneira, a atmosfera possui a seguinte subdivisão:

1) Troposfera: atinge cerca de 10 a 12 Km de altitude e concentra 75% dos gases e

80% da umidade atmosférica, sendo a camada onde ocorre as perturbações

atmosféricas. Pode chegar em temperaturas de 60ºC negativos nas porções de

maior altitude, chamada de tropopausa.

2) Estratosfera: Entende a partir da troposfera até cerca de 50km. Não se formam

nuvens e o vapor d’água é praticamente inexistente, porém, é uma camada

importante por haver presença de ozônio, responsável por filtrar a maior parte

dos raios ultravioletas emitidos pelo sol. A temperatura, começa a aumentar,

podendo chegar a 2ºC.

3) Mesosfera: início da camada denominada atmosfera superior, chegado a 80 km

de altitude. Diferentemente da estratosfera, a temperatura tende a diminuir com a

altitude (ar mais rarefeito), podendo atingir 90ºC negativos no limite superior. 4) Ionosfera (termosfera): grande camada que se prolonga da mesosfera até cerca

de 600km. O ar é muito rarefeito e carregado por íons (por isso usa-se o nome

ionosfera). É nessa camada que os meteoros se desintegram, podendo atingir

temperatura de 1000ºC em sua porção superior, dada a ação muito elevada das

radiações ultravioletas da luz solar (por isso também se usa o nome termosfera).

5) Exosfera: camada mais externa da atmosfera terrestre, começando com

aproximadamente 600km de altitude e com limites superiores imprecisos. A

inexistência de ar proporciona temperaturas superelevadas, superiores a 1000ºC.

66

Composição da Atmosfera

Como supracitado, o ar atmosférico é constituído por diferentes gases sem um

limite superior em um sentido físico, verificando-se apenas uma progressiva rarefação

do ar com o aumento da altitude. Entretanto, convencionalmente para estudos de

meteorologia, entende-se que a atmosfera deva possuir aproximadamente 80 a 100 km

de espessura, representando 1,6% do raio médio de nosso planeta. Apesar disso, para

estudos meteorológicos, a porção importante da atmosfera se restringe a apenas 0,3% do

raio do nosso planeta, justificando a preocupação em preservá-la (Silva, et al., 2009).

Para entender os processos físicos que ocorrem na atmosfera, se faz necessário

conhecer sua composição. Nesta análise composicional, é interessante separar a análise

do vapor d’água devido sua concentração variar bastante ao longo das camadas da

atmosfera, alterando a proporção dos demais constituintes, uma vez que, quanto

Figura 1: divisão da atmosfera terrestre.

Fonte: https://mundoeducacao.bol.uol.com.br/geografia/atmosfera-terrestre.htm

67

menores suas proporções, obtém-se o chamado “ar seco”, cuja composição média é

praticamente constante a partir de 25 km de altitude (Tabela 1) (Silva, et al., 2009).

A Importância dos Principais Gases da Atmosfera:

Nitrogênio: elemento mais abundante da atmosfera, porém, não desempenha um papel

tão relevante em termos químicos e energéticos. Entretanto, na alta atmosfera, absorve

um pouco de energia solar, passando à forma atômica.

Oxigênio e Ozônio: do ponto de vista biológico, o oxigênio apresenta um papel

fundamental, tornando possível a vida aeróbia da Terra, relacionando-se a ele a

oxigenação de compostos orgânicos, além de proporcionar a formação de ozônio. O

Ozônio, por sua vez, graças as propriedades radioativas que possui, é um dos gases mais

importantes da atmosfera. O ozônio é um dos gases que regem a temperatura do planeta.

Se ele estivesse em pequenas quantidades na atmosfera, haveria um excesso de radiação

solar ultravioleta atingindo a superfície terrestre, causando grandes queimaduras na

epiderme dos seres vivos, aumentando drasticamente a incidência de câncer de pele.. Por outro

lado, se a concentração de ozônio aumentasse, ao ponto de absorver toda a radiação

ultravioleta solar, não haveria formação de vitamina D no organismo animal; por

68

consequência, a formação óssea ficaria prejudicada. O conhecimento dos perigos

causados pela ação humana tem provocado protestos e movimentos de alerta em todo o

mundo. Diversos órgãos governamentais ou não-governamentais têm produzido

materiais didáticos e/ou educacionais, em geral baseados em avaliações do

Intergovernmental Panel on Climate Change – IPCC (traduzindo, Painel

Intergovernamental de Mudanças Climáticas) (Silva et. al., 2009).

Vapor D’Água: a quantidade presente na atmosfera é em torno de 4% e tende a diminuir

com a altitude e pode ao longo do globo terrestre, com as região tropicais (úmidas) com

vapor d’água chegando em média a 40 g por quilograma de ar seco e, nas regiões mais

polares, esta cifra decai para 0,5g pro quilograma de ar seco. Apesar das insignificantes

concentrações, o vapor d’água é importantíssimo por interferir na distribuição da

temperatura da Terra, participando ativamente dos processos de absorção e emissão de

calor para a atmosfera e transferindo calor latente de evaporação de uma região para

outra, o qual é liberado como calor sensível, quando o vapor condensa. Adicionalmente,

é o único constituinte da atmosfera que muda de estado em condições naturais,

consequentemente, sendo responsável pela origem das nuvens e por uma extensa série

de fenômenos atmosféricos (chuva, neve, orvalho, etc).

Gás Carbônico: do total de dióxido de carbono, cerca de 98% é dissolvido nos oceanos

sob a forma de bicarbonato e o restante se encontra na atmosfera. A concentração varia

bastante com a localização, estando mais presente em zonas fortemente industrializadas,

nos aglomerados urbanos. Há um intercâmbio entre gás carbônico, atmosfera e os seres

vivos (respiração e fotossíntese), os materiais da crosta (combustão e oxidação) e os

oceanos. Cerca de 90% dos vegetais não provém do solo, mas sim da atmosfera.

Evolução da Atmosfera – Atmosfera Primitiva

A Terra primitiva, referindo-se em termos crustais, era bem diferente da

dinâmica da Terra atual e, sua camada gasosa não se faz diferente. Estima-se que a

atmosfera primitiva era extremamente redutora (desprovida de oxigênio ou em

concentrações incipientes), semelhante a atmosfera de vênus, dominada por dióxido de

carbono. Ainda se discute se a atmosfera primitiva era totalmente desprovida de

oxigênio ou se era apenas fracamente redutora, com alguns autores defendendo sua

oxidação desde os estágios iniciais.

O período do Hadeano (4,57 – 3,58 bilhões de anos) é um período constituído de

uma atmosfera em processo de degaseificação das rochas que se acumularam a partir de

pêndulos planetesimais. Estima-se que a atmosfera era constituída de 98% de CO2,

1,9% de N2 e o restante de H2O, H2, NH3, CH4 e gases nobres (ou seja, uma atmosfera

constituída principalmente de nitrogênio e dióxido de carbono), provenientes do intenso

vulcanismo da época e de colisões catastróficas com meteoros de alta energia. Como a

Terra não tinha condições de reter parte do hidrogênio molecular, este componente

atmosférico teria sido rapidamente perdido durante o período, juntamente com a maior

parte dos gases originais. A atmosfera neste momento teria sido caracterizada como um

laboratório químico gigantesco, produtor de gases livres com condições similares à

mistura de gases liberados hoje por vulcões, que continua a apoiar uma química abiótica

(Follmann & Brownson, 2009). Os oceanos surgiram no hadeano a cerca de 200

69

milhões de anos depois da formação da Terra e mediam aproximadamente 100ºC,

criando um ambiente extremamente redutor, com pH de aproximadamente 5,8,

tornando-se cada vez mais neutro. Apesar do intenso vulcanismo e da existência de

pequenas placas tectônicas, tem sido sugerido que a Terra no hadeano era um local de

pouca água e pouca ou nenhuma crosta continental, em um ambiente extremamente

caótico e uma hidrosfera exposta a grandes escalas de radiações ultravioletas (Rosing et

al, 2006).

Evolução da Atmosfera – O Grande Evento Oxidativo

Com supracitado, a atmosfera primitiva consistia em um ambiente extremamente

redutor, dada as condições de sua estruturação inicial, marcada por intenso vulcanismo e

bombardeamento de planetesimais. O processo gradual de resfriamento da Terra

propiciou o aparecimento das primeiras formas de vida, entre elas, as cianobactérias,

uma das responsáveis pelo aumento dos níveis de oxigênio atmosféricos. Esses seres

passaram a extrair elétrons da água ao invés de H2S, possibilitando a liberação de

oxigênio gasoso. O aumento gradual de concentração de oxigênio gasoso, foi

denominado de “o grande evento oxidativo” há cerca de 2 bilhões de anos atrás (Lyons,

et al., 2014) e não foi registrada apenas na atmosfera, como levou a um

“enferrujamento” da Terra, levando a formação de grandes Formações Ferríferas

Bandadas (BIF – siga em inglês), como as ocorrentes na Província Mineral de Carajás

(Figura 2).

Figura 2: Formação Ferrífera Bandada.

Fonte: https://www.geologando.com.br/2017/08/04/formacao-ferrifera-bandada/

70

Entretanto, esse start inicial para a produção de oxigênio atmosférico não foi

suficiente para esta camada gasosa chegar em concentrações semelhantes aos dias

atuais, necessitando de mais 1,5 bilhão de anos para que isso ocorresse. Assim, até que a

taxa desse gás se estabilizasse, os únicos organismos capazes de se desenvolver foram

as bactérias, uma vez que os organismos aeróbios multicelulares só conseguem se

desenvolver no nível atual de oxigênio atmosférico.

O aumento na concentração atmosférica de oxigênio também trouxe duas outras

consequências: i) a seleção natural levou à eliminação de várias espécies que não se

adaptaram à toxicidade do gás; ii) formou-se a camada de ozônio, um escudo protetor

contra os raios ultravioleta do sol. A explosão populacional das cianobactérias

consolidou um novo tipo de metabolismo, a respiração aeróbia, criando condições para

um novo estágio evolutivo: a célula nucleada, característica dos seres eucariontes, por

volta de 1,4 bilhão de anos atrás.

5.2. Mudanças Climáticas

As mudanças climáticas são um fato muito recorrente e difundido no mundo

científico atual, causando intensa preocupação a humanidade e gerando grandes

encontros de líderes mundiais em acordos internacionais a fim de evitar a aceleração do

aquecimento da superfície do planeta Terra. Entretanto, apesar de convencionalmente se

pensar em aquecimento global relacionado a ação antrópica, há diversos estudos que

vão na contramão desta ideologia, atribuindo este aquecimento a ações naturais do

sistema Terra. As duas teorias de aquecimento global (ação antrópica ou ocorrência

natural) serão abordadas neste tópico.

O aquecimento global é um fenômeno climático de larga extensão, aumentando

a temperatura média da superfície global, provocado por fatores internos ou externos.

Os fatores internos estão relacionados a fatores climáticos inconstantes, devido a

variáveis como a atividade solar, composição físico-química da atmosfera, o tectonismo

e o vulcanismo. Fatores externos são antropogênicos e relacionados a emissões de gases

estufa, por queima de combustíveis fósseis, principalmente carvão e derivados do

petróleo.

O Efeito Estufa:

Os gases responsáveis pelo efeito estufa (clorofluorcarbono (CFC), ozônio(O3),

metano (CH4), óxido nitroso (N2O) e o dióxido de carbono (CO2) absorvem uma parte

da radiação infravermelha emitida pela superfície da Terra e irradiam, por sua vez, uma

parte da energia de volta para a superfície (Fig.3). Como resultado direto, a superfície

recebe quase o dobro de energia da atmosfera em comparação com a energia recebida

do sol, aquecendo o planeta. Este aquecimento é importantíssimo para a vida como

conhecemos na Terra, entretanto, o aumento deste aquecimento em proporções

elevadas, podem ocasionar mudanças ambientais inimagináveis para a estabilidade do

planeta (Silva e Paula, 2009). O Painel Intergovernamental para Mudanças Climáticas

(IPCC – sigla em inglês) descreveu em seu relatório em 2007, que a concentração de

CO2 na atmosfera de 280 ppm em 1750 para 379 ppm em 2005 (aumento de 35,35%),

além dos aumentos da concentração de CH4 (148%) e N2O (18,15%).

71

Mudanças Climáticas – Ação Antrópica

Grande parte do aquecimento observado durante os últimos 50 anos é atribuído a

um aumento nas concentrações de gases estufas de origem antropogênica, registrando-

se em um período de 100 anos um aumento médio na temperatura global dos

continentes de 0,85 C, nos oceanos de 0,55ºC e da temperatura média global de

0,7ºC. Além disso, alguns modelos climáticos projetam que as temperaturas

globais da superfície aumentarão na ordem de 1,1 a 6,4 ºC, acarretando em uma

subida média do nível do mar de 9 a 88cm (IPPC, 2007). Apesar de parecer

pouco, este aumento do nível do mar acarretará em impactos ambientais e sócio-

econômicos como: risco de imersão de ilhas planas, portos e terrenos agrícolas;

salinização de águas potáveis superficiais; mudanças no padrão de precipitação,

que pode ocasionar grande cheias e períodos mais intensos de seca, podendo

acelerar o processo de desertificação.

Levantamento de dados de satélite com sensores gravimétricos notaram

que as geleiras da Groenlândia (segunda maior fonte de água doce do planeta),

estão derretendo em uma taxa de 1,8 mm ao ano. Tal fato, associado ao

aquecimento médio global, estima-se que em 2100, grande parte da Groenlândia

esteja derretida, resultando em uma elevação do nível do mar em cerca de 3 ou

4m (Overpeck et al. 2006).

Figura 3: Esquema de efeito estufa. Fonte: Silva e Paula, 2009.

72

Mudanças Climáticas – Ocorrência Natural

Desde sua origem, o planeta Terra vem passando por intensas

modificações que levaram a várias mudanças climáticas, algumas delas,

ocasionaram extinções em massa, evidenciado pelos abundantes registros fósseis.

Os cientistas que defendem mudanças climáticas por ocorrência natural se

baseiam através do desenvolvimento de ciclos de aquecimento global (períodos

glaciais e interglaciais – figura 4) devido a atuação combinada dos diversos

fatores internos.

Ao longo da história da Terra, temos exemplos da ciclicidade de

temperatura do planeta. Durante 345 milhões de anos da Era Paleozoica, a

temperatura média do planeta era superior a atual, evidenciado por fósseis de

vegetais ocorrentes tipicamente em um clima quente e úmido. Além disso, as

regiões polares não eram totalmente encobertas por geleiras, em período

imediatamente posterior a uma glaciação Siluriano-Ordoviciano.

Adicionalmente, outra glaciação mais intensa (agora no período Permiano-

Carbonífero 345 – 280 milhões de anos atrás) cobriu parte do supercontinente

Gondwuana.

Na Era Mesozoica (225 – 65 Ma [milhões de anos]), a temperatura média

do planeta era duas vezes maior que nos tempos atuais, atingindo marcas de 30 a

33ºC e, nas regiões polares, poderiam variar entre 8 e 10ºC (altas em relação às

Figura 4: gráfico exibindo os ciclos de Milankovitch evidenciando as variações de CO2, CH4

e insolação ao longo no tempo geológico. Notar a relação com as diferentes temperaturas e

suas variações ao longo do período glacial e interglacial (Oliveira et al., 2017).

73

temperaturas negativas registradas no período atual). Neste mesmo período, o

nível de CO2 atingiram valores quatro vezes superiores em relação ao final da

Revolução Industrial, com temperaturas médias superiores a 38ºC nos trópicos e

próximo a 10ºC nos polos, com níveis de insolação de 3 a 6% superior ao atual

(Silva e Paula, 2009).

No final do Cretáceo, houve um grande resfriamento da crosta terrestre

devido um impacto de um asteroide no México que teria originado uma espessa

nuvem de poeira, impedindo a incidência de raios solares no planeta, levando um

uma intensa extinção em massa (Silva e Paula, 2009).

A Era Cenozoica iniciou-se com um período quente. Entretanto, o fim do

Período Terciário é marcado por glaciações quartenárias, ocasionando mudanças

rápidas e cíclicas ao longo deste período. Nos últimos 6 mil anos, a temperatura

média da Terra aumentou em cerca de 2 a 3ºC e, durante o último milênio, houve

grandes variações de temperatura, como no denominado “Período quente

medieval” e a pequena idade do gelo (figura 5).

No último milênio, houve um ínfimo resfriamento no hemisfério norte,

acompanhado de um brusco aquecimento do globo, gerando o um gráfico com

uma curva denominada por ambientalistas de “Taco de hóquei”, gerando um

grande alarde por parte do IPCC e denunciado pela comunidade ambientalista

como prova definitiva do aquecimento global ocasionado por ação antrópica.

Entretanto, já fora dos holofotes sensacionalistas da imprensa mundial,

pesquisadores notaram sérias incongruências no gráfico apresentado, sendo

julgado por muitos cientistas como um relatório falso, chamando a atenção a não

inserção dos ciclos do período quente medieval e a pequena idade do gelo

demonstrados no gráfico da figura 5. Não obstante Mcintyre & Mckitrick (2003)

e Wegman et al. (2006) concluíram que o modelo matemático apresentado

apresentava inúmeros erros, uma vez que o padrão de “taco de hóquei” não

mudava independentemente dos dados nele inseridos.

Figura 5: curva de variação de temperatura do último milênio (IPCC, 1990).

74

5.3. ATIVIDADE 3

1 – O que é atmosfera? Qual sua importância para origem e manutenção de vida na

Terra?

2 – Cite e defina composicionalmente cada camada da atmosfera.

3 – Disserte sobre a composição inicial da Terra e como se deu sua evolução até a

composição que ela apresenta nos dias atuais.

4 – Do que se trata o efeito estufa?

5- Cite e explique os modelos mais aceitos para a causa das mudanças climáticas e

como elas podem impactar no nosso dia-a-dia.

75

5.4. Referências

Follmann, Hartmut; Brownson, Carol (November 2009). “Darwin’s warm little pond

revisited: from molecules to the origin of life”. Naturwissenschaften (Berlin: Springer-

Verlag) 96 (11): 1265–1292.

IPCC. Intergovernmental Panel on Climate Change. eds. 2007. Climate change 2007:

The physical science basis. Contribution of working group I to the fourth assessment

report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge: Cambridge

Univ. Press. 996p.

Lyons, T.W.; Reinhard, C.T. E Planavsky, N.J. The rise of oxygen in Earth’s early

ocean and atmosphere. Nature, v. 506, n. 7488, p. 307-315, 2014.

Masters, G. M. Introduction to enviromental engineering and science. 2nd. ed. New

Jersey: Prentice-Hall, 1997.

Mcintyre S., Mckitrick R. 2003. Corrections to the Mann et. al. (1998) proxy data base

and northern hemispheric average temperature series. Energy & environment,

14(6):751-771.

Overpeck J.T., Otto-Bliesner B.L., Miller G.H., Muhs D.R., Alley R.B., Kiehl J.T.

2006. Paleoclimatic evidence for future ice-sheet instability and rapid sea-level rise.

Science, 311(5768):1747-1750.

Rosing, Minik T.; Bird, Dennis K.; Sleep, Norman H.; et al. (22 March 2006). “The rise

of continents—An essay on the geologic consequences of photosynthesis” (PDF).

Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology (Amsterdam, the Netherlands:

Elsevier) 232 (2–4): 99–113.

Silva, F.M., Chaves, M.C., Lima, Z.M.C., 2009. Geografia Física II – Atmosfera

Terrestre.

Silva, R.W.C., Paula, B.L., 2009. Causa do aquecimento global: antropogênica versus

natural

Wegman E.J., Scott D.W., Said Y.H. 2006. Ad hoccommittee report on the ‘hockey

stick’ global climate reconstruction. Wegman Report. 91 p.

Sites:

https://mundoeducacao.bol.uol.com.br/geografia/atmosfera-terrestre.htm

76

6. BIOSFERA

6.1. Conceito

Biosfera (do grego βίος, bíos= vida; e σφαίρα, sfaira = esfera; esfera da vida) ou

ecosfera é o conjunto de todos os ecossistemas da Terra, sendo o maior nível de

organização ecológica. Ela inclui a biota e os compartimentos terrestres com os quais a

biota interage (litosfera, hidrosfera, criosfera e atmosfera), assim como seus processos e

inter-relações, ou seja, é tudo aquilo que está diretamente relacionado aos seres vivos e

o meio ambiente, é a região do planeta Terra onde é possível a existência de vida.

É justamente na biosfera que acontecem as interações entre os seres vivos e

esses com os elementos naturais em diferentes lugares do mundo, dessa forma cada

região do planeta possui aspectos particulares de luminosidade, relevo, clima,

vegetação, água entre outros. Sendo constituída por três elementos naturais de extrema

importância para a vida na Terra. A hidrosfera que representa a esfera das águas,

composta por toda água existente no planeta em diferentes lugares como em rios, lagos,

geleiras, oceanos e mares. A atmosfera consistindo na esfera dos gases, que corresponde

ao conjunto de gases que envolvem a Terra, juntamente a hidrosfera possuem tem forte

influência na composição dos climas devido à dinâmica da atmosfera e seus fenômenos.

E por último, a litosfera corresponde ao conjunto, principalmente a partir de rochas e

solos, onde encontramos diversos tipos de minérios.

Figura 20: Biosfera Fonte: https://www.grupoescolar.com/pesquisa/biosfera.html.

Acessado em :06/09/2019

Os complexos processos de interação permitiram também a evolução e o

desenvolvimento da espécie humana, assim criando interações em que a humanidade

sobrevive extraindo materiais indispensáveis e transformando o ambiente em que vive,

de acordo com a sua capacidade técnica. Desta maneira, foi permitido ao homem

aumentar a capacidade de apropriação dos recursos, mas também deteriorou as

condições ambientais com implicações adversas a nível planetário.

77

6.1.1. Surgimento da vida na Terra

Os fósseis mais antigos fornecem evidências de que a vida na Terra foi

estabelecida há pelo menos 3,5 bilhões de anos. Fósseis microscópicos semelhantes às

cianobactérias modernas foram encontrados em depósitos ricos em sílica em todo o

mundo.

6.1.2. Origem da Vida

Os requisitos para a vida, além de um ambiente hospitaleiro, incluem as

matérias-primas químicas encontradas em moléculas essenciais, como proteínas. As

proteínas são feitas de compostos orgânicos chamados aminoácidos. Os primeiros

aminoácidos podem ter sido sintetizados a partir de dióxido de carbono e nitrogênio,

ambos abundantes na atmosfera primitiva da Terra. Alguns cientistas sugerem que esses

gases poderiam ter sido facilmente reorganizados em moléculas pela luz ultravioleta.

Outros pesquisadores ainda sugerem que os aminoácidos chegaram "prontos", entregues

por asteróides ou cometas que colidiram com uma jovem Terra. A evidência para essa

hipótese vem de um grupo de meteoritos, chamados de condritos carbonáceos, que

contêm aminoácidos compostos orgânicos.

Ainda outra hipótese propõe que o material orgânico necessário para a vida

provém do metano e do sulfeto de hidrogênio que são expelidos das fontes hidrotermais

do fundo do mar (black smoke). Também é possível que a vida tenha se originado em

fontes termais semelhantes às aqueles no parque nacional de Yellowstone.

6.1.3. Primeira vida na Terra: Procariontes

Os primeiros organismos conhecidos foram procariontes simples de célula única

(semelhantes às bactérias e micróbios). Nos procariontes, o DNA não é segregado do

resto da célula em um núcleo. A evolução da fotossíntese: a capacidade de usar a

energia obtida da luz solar para converter dióxido de carbono nas moléculas orgânicas

nas quais os seres vivos se baseiam foi um grande triunfo na história da vida foi. Essas

fontes abundantes de energia e compostos de carbono teriam permitido que a vida se

tornasse mais difundida e abundante.

A fotossíntese das cianobactérias antigas, um tipo de procarionte, contribuiu

para o aumento gradual do nível de oxigênio, primeiro no oceano e depois na atmosfera.

Esses primeiros organismos, que começaram a habitar a Terra há cerca de 3,5 bilhões de

anos, transformaram o planeta drasticamente. As evidências fósseis da existência dessas

bactérias microscópicas incluem esteiras em camadas distintas, chamadas

estromatólitos, compostas de material viscoso secretado por esses organismos, além de

78

sedimentos presos (Figura 18).

Figura 18: Registro fóssil de um estromatólito. FONTE: Lutgens et al., 2016. Livro:

Essentials of Geology. 13ª ed. Capítulo 19.

6.1.4. Evolução dos eucariotos

Os fósseis mais antigos de organismos mais avançados, chamados eucariotos,

têm cerca de 2,1 bilhões de anos. As células eucarióticas têm sua genética material

segregado em um núcleo, e são mais complexos de outras maneiras que seus

precursores procarióticos. As algas verdes, um dos primeiros organismos multicelulares,

continham cloroplastos (usados na fotossíntese) e eram os prováveis ancestrais das

plantas modernas. Os primeiros animais marinhos primitivos não apareceram até um

pouco mais tarde, talvez 600 milhões de anos atrás. Evidências fósseis sugerem que a

evolução orgânica progrediu em um ritmo lento até o final do Pré-Cambriano. Naquela

época, os continentes da Terra eram praticamente áridos e os oceanos eram povoados

principalmente por organismos minúsculos, muitos pequenos demais para serem vistos

a olho nu. No entanto, foi montado o cenário para a evolução de plantas e animais

maiores e mais complexos.

6.1.5. Era Paleozoica: A Vida Explode

O período Cambriano marca o início da era paleozoica, um período de tempo

que viu o surgimento de uma variedade espetacular de novas formas de vida. Todos os

principais grupos de invertebrados (animais sem espinha dorsal) se espalharam durante

o período Cambriano, incluindo água-viva, esponjas, vermes, moluscos e artrópodes.

Essa enorme expansão da biodiversidade é frequentemente chamada de explosão

cambriana.

6.1.5.1. Formas de vida paleozoicas iniciais

O período cambriano foi a idade de ouro dos trilobitas, mais de 600 gêneros

desses catadores e tratadores de lodo floresceram em todo o mundo (Figura 19).

Figura 19: Fóssil de um Trilobita. FONTE: Lutgens et al., 2016. Livro: Essentials of

Geology. 13ª ed. Capítulo 19.

O período ordoviciano marcou o aparecimento de cefalópodes, um grupo de

moluscos móveis altamente desenvolvidos que se tornaram os principais predadores de

79

seu tempo. Enquanto isso, os peixes aperfeiçoaram um esqueleto interno como uma

nova forma de apoio. Os peixes revestidos de armadura que evoluíram durante o

Ordoviciano continuaram a se adaptar. Suas placas de armadura afinavam para escamas

leves que aumentavam sua velocidade e mobilidade. Outros peixes evoluíram durante o

Devoniano, incluindo tubarões primitivos com esqueletos de cartilagem e peixes ósseos

- os grupos nos quais muitos peixes modernos são classificados. Os peixes, os primeiros

grandes vertebrados, provaram ser nadadores mais rápidos que os invertebrados e

possuíam sentidos mais agudos e cérebros maiores. Eles se tornaram grandes

predadores do mar, e é por isso que o período devoniano é frequentemente chamado de

"Era dos Peixes".

6.1.5.2. Vertebrados mudam para terra

Durante o Devoniano, um grupo de peixes chamado de peixe com nadadeiras

lobadas (Sarcopterygii) começou a se adaptar aos ambientes terrestres. Como muitos

outros peixes que vivem em águas pobres em oxigênio, os peixes com nadadeiras

lobadas usavam pulmões para complementar suas brânquias para respirar. Eles também

tinham barbatanas robustas com um esqueleto interno. No final do Devoniano, os peixes

com nadadeiras lobadas haviam evoluído para anfíbios que respiravam ar, que tinham

pernas fortes, mas ainda mantinham uma cabeça e cauda semelhantes a peixes (Figura

20).

Figura 20: Comparação entre um exemplar de peixe com nadadeira lobada e um tipo de

anfíbio primitivo. FONTE: Lutgens et al., 2016. Livro: Essentials of Geology. 13ª ed.

Capítulo 19.

Durante o período do Mississipi, alguns anfíbios desenvolveram características

que lhes permitiam ter uma reestruturação mais completa para a vida completamente

fora da água, tornando-se assim os primeiros répteis. Estes, incluíram pulmões

melhorados para estilos de vida ativos e pele “impermeável” que evitou a perda de

fluidos corporais. A característica mais importante, foi o desenvolvimento de ovos

cobertos de casca colocado em terra, que eliminou completamente a necessidade por

água para o desenvolvimento dos indivíduos, e isto foi um grande passo evolutivo. O

80

ovo reptiliano possui um líquido aquoso dentro, que se parece muito com a água do mar

em produtos químicos e composição.

6.1.5.3. A Grande Extinção do Permiano

No final do período do Permiano, ocorreu uma extinção em massa, na qual um

grande número de espécies da Terra se extinguiu. Durante essa extinção em massa, 70%

de todas as espécies de vertebrados que habitavam a terra e talvez 90% de todos os

organismos marinhos foram dizimados; foi a mais grave das cinco extinções em massa

que ocorreu nos últimos 500 milhões de anos.

Uma série de erupções vulcânicas, ocorridas há 250 milhões de anos, pode ter

sido o fator decisivo para o fim da maior parte das formas de vida na Terra, na época. A

liberação de grandes quantidades de dióxido de carbono provavelmente gerou um

período de aquecimento acelerado do efeito estufa, enquanto a emissão de dióxido de

enxofre é creditada por produzir grandes quantidades de chuva ácida e condições de

baixo oxigênio no ambiente marinho. Essas mudanças drásticas no ambiente

provavelmente colocam estresse excessivo em muitas formas de vida da Terra.

Esta foi a mais grave das cinco extinções em massa que ocorreu nos últimos 500

milhões de anos. Cada extinção causou estragos na biosfera existente, destruindo um

grande número de espécies. Em cada caso, no entanto, os sobreviventes criaram novas

comunidades biológicas, muitas vezes mais diversas. Portanto, extinções em massa

foram responsáveis também, por diversificar a vida na Terra, pois os poucos

sobreviventes resistentes acabaram preenchendo os nichos ambientais deixados pelas

vítimas.

6.1.6. A Era Mesozóica

As formas de vida que existiam no início da era mesozóica foram os

sobreviventes da grande extinção do Permiano.

Em terra, as condições favoreceram organismos que poderiam se adaptar a

climas mais secos. Um desses grupos de plantas, gimnospermas, produziu sementes

"nuas" expostas a folhas modificadas que geralmente formam cones. Ao contrário das

primeiras plantas a invadir a terra, as gimnospermas produtoras de sementes não

dependiam de água para fertilização, como as samambaias mais primitivas.

Consequentemente, eles poderiam se expandir facilmente para habitats mais secos,

tornando-se rapidamente as árvores dominantes do Mesozóico.

Entre os animais, os répteis se adaptaram prontamente ao ambiente mais seco do

Permiano e Triássico. Os primeiros répteis eram pequenos, mas formas maiores

evoluíram rapidamente, principalmente os dinossauros. Alguns répteis desenvolveram

características especializadas que lhes permitiram ocupar ambientes drasticamente

diferentes. Um grupo, os pterossauros, ficou no ar. Ainda não se sabe como os maiores

pterossauros conseguiam voar- alguns dos quais tinham asas medindo mais de 8 metros

e pesando mais de 90 kg.

Outros répteis voltaram para o mar, incluindo plesiossauros e ictiossauros que

comem peixe (Figura 21). Esses répteis tornaram-se nadadores proficientes, respirando

por meio de pulmões, em vez de guelras.

81

Figura 21: Fóssil e imagem reproduzida de um Ictiossauro. Fonte: FONTE: Lutgens et

al., 2016. Livro: Essentials of Geology. 13ª ed. Capítulo 19.

Por quase 160 milhões de anos, os dinossauros floresceram. No entanto, no final

do mesozóico, os dinossauros, como muitos outros répteis, foram extintos. Grupos

seletos de répteis sobreviveram aos últimos tempos, incluindo tartarugas, cobras,

crocodilos e lagartos. Os enormes dinossauros que habitaram a terra, os plesiossauros

marinhos e os pterossauros voadores ficaram conhecidos apenas através do registro

fóssil.

Os limites entre divisões na escala de tempo geológico representam tempos de

mudanças geológicas e / ou biológicas significativas. De especial interesse é a fronteira

entre a era mesozóica ("meia-vida") e a era cenozóica ("vida recente"), cerca de 66

milhões de anos atrás. Durante essa transição, cerca de três quartos de todas as espécies

de plantas e animais morreram em outra extinção em massa. Esse limite marca o fim da

era em que os dinossauros e outros grandes répteis dominavam a paisagem e o começo

da era em que os mamíferos assumiam esse papel.

6.1.7. Era Cenozóica

Durante o Cenozóico, os mamíferos substituíram os dinossauros como os

vertebrados proeminentes em terra. Entre as plantas, as angiospermas (plantas com

flores), que apareceram e começaram a se diversificar durante o mesozóico posterior,

passaram a dominar a maioria dos ambientes terrestres. O desenvolvimento de plantas

com flores influenciou fortemente a evolução de aves e mamíferos que se alimentam de

sementes e frutos, além de muitos grupos de insetos.

Mamíferos e dinossauros coexistiram por quase 100 milhões de anos, mas

permaneceram em sua maioria pequenos e provavelmente noturnos. Após a extinção

dos dinossauros de 66 milhões de anos atrás, ocorreu uma transição de um grupo

dominante para outro, que é claramente visível no registro fóssil.

Os mamíferos são únicos em ter pelos e amamentar seus filhotes com leite.

Como as aves, eles são "de sangue quente", mantendo uma temperatura corporal alta e

constante. Com o desaparecimento dos grandes répteis mesozóicos, os mamíferos

cenozóicos se diversificaram rapidamente. As muitas formas que existem hoje

82

evoluíram de pequenos mamíferos primitivos que foram caracterizados por pernas

curtas; pés chatos, com cinco dedos; e cérebros pequenos. Seu desenvolvimento e

especialização tomaram quatro direções principais: aumento de tamanho, aumento da

capacidade cerebral, especialização de dentes para acomodar dietas mais diversificadas

e especialização de membros para estar melhor equipado para um estilo de vida ou

ambiente específico.

Dois grupos de mamíferos, os marsupiais e os placentários, evoluíram durante o

mesozóico. Os grupos diferem, principalmente, em seus modos de reprodução. Os

marsupiais jovens nascem vivos em um estágio muito inicial de desenvolvimento. No

nascimento, os pequenos e imaturos entram na bolsa da mãe para mamar e completar

seu desenvolvimento. Hoje, os marsupiais são encontrados principalmente na Austrália,

onde seguiram um caminho evolutivo separado, amplamente isolado dos mamíferos

placentários. Os marsupiais modernos incluem cangurus, gambás e coalas.

Os mamíferos placentários, por outro lado, desenvolvem-se no corpo da mãe por

um período muito maior, de modo que o nascimento ocorre quando os filhotes são

relativamente maduros. Os membros deste grupo incluem a maioria dos mamíferos

modernos, incluindo os humanos.

Evidências fósseis e genéticas sugerem que, há 6,5 milhões de anos atrás,

primatas, evoluíram se ramificado da linhagem levando aos modernos chimpanzés. O

Homo sapiens se originou na África há cerca de 200.000 anos e começou a se espalhar

pelo mundo. Os fósseis mais antigos conhecidos da espécie humana fora da África

foram encontrados no Oriente Médio e datam de 115.000 anos atrás. Sabe-se que os

seres humanos coexistiram com os neandertais e outras populações pré-históricas, com

restos encontrados na Sibéria, China e Indonésia. Além disso, há evidências genéticas

crescentes de que nossos ancestrais cruzaram com membros de alguns desses grupos.

Há 36.000 anos, os seres humanos estavam produzindo pinturas rupestres espetaculares

na Europa. E cerca de 28.000 anos atrás, todas as populações pré-históricas de

homininos, exceto o Homo sapiens, morreram.

Durante a rápida diversificação de mamíferos da era cenozóica, algumas

espécies se tornaram muito grandes. Por exemplo, na época do Oligoceno, evoluiu um

rinoceronte sem chifres com quase 5 metros de altura. É o maior mamífero terrestre

conhecido por existir. Muitas dessas grandes formas eram comuns há 11.000 anos. No

entanto, uma onda de extinções tardias do pleistoceno eliminou rapidamente muitos

desses animais da paisagem. A América do Norte experimentou a extinção de

mastodontes e mamutes, ambos parentes dos elefantes modernos. Além disso, felinos

com dentes de sabre, castores gigantes, grandes preguiças, cavalos, bisões gigantes e

outros morreram. Na Europa, as extinções do Pleistoceno tardio incluíam rinocerontes

lanudos, grandes ursos das cavernas e alces irlandeses. Ainda não há consenso sobre as

razões dessas extinções mais recentes de grandes mamíferos. Como esses grandes

animais sobreviveram a vários grandes avanços glaciais e períodos interglaciais, é difícil

atribuir suas extinções às mudanças climáticas. Alguns cientistas levantam a hipótese de

que os humanos primitivos aceleraram o declínio desses mamíferos, caçando

seletivamente formas grandes. O que marcaria o impacto do estabelecimento humano na

Biosfera, desde milhões de anos atrás.

83

6.2. Fontes de Energia na Biosfera

Todo recurso natural é um bem que provém da natureza e que o homem pode

usufruir para suprir suas necessidades, sendo classificado em recurso natural renovável

ou não renovável em função da capacidade de esgotamento. Os recursos naturais não

renováveis se encontram na natureza em quantidades limitadas e não podem ser

recolocados pelo homem ou renovados pelo próprio ambiente após utilização, como por

exemplo: o petróleo, os minerais (carvão de pedra, xisto etc.). Já os recursos naturais

renováveis são recursos naturais que, após serem explorados, podem retornar a níveis de

estoque anteriores a curto/médio prazo espontaneamente ou por intervenção humana,

como por exemplo a energia solar, o ar, a água e os vegetais.

A energia é um recurso indispensável ao funcionamento do mundo e no

desenvolvimento da sociedade, sendo necessária para a produção de bens. E para suprir

as necessidades energéticas, se é utilizado majoritariamente fontes energéticas não

renováveis, como:

O carvão vegetal (formado normalmente pela carbonização da lenha, chamado

também de carvão de lenha), o carvão mineral é considerado uma rocha orgânica

combustível, e é o mais abundante dos combustíveis fósseis, com reservas da ordem de

um trilhão de toneladas. Sendo bastante explorada para a geração de energia em usinas

térmicas à carvão mineral. Portanto, é um carvão fóssil originado de vegetais

submetidos a uma carbonização e foram cobertos por argilas, areias etc. Ocorrendo o

aumento de temperatura e a pressão sobre a matéria, assim eliminando o oxigênio e o

hidrogênio encontrados no carbono. Nesse tipo de carvão, pode-se encontrar também

material inorgânico misturado ao orgânico.

Os maiores impactos ambientais do carvão resultam de sua mineração, que afeta

principalmente os recursos hídricos, o solo e o relevo de áreas próximas, causando

impactos a biosfera. A pirita encontrada no carvão desencadeia reações de acidificação

do solo proveniente da oxidação, gerando a degradação da paisagem. Da mesma

maneira que gera, mudanças na composição química de água, ocorrendo o aumento no

teor do sulfato, como consequência há a acidificação das águas, solubilização de metais

pesados e o rebaixamento dos níveis freáticos.

O petróleo é um líquido escuro e viscoso constituído por uma mistura de

hidrocarbonetos (hidrogênio + carbono) e outros compostos orgânicos e inorgânicos em

menor quantidade, por possuir diferentes componentes é possível a utilização do

petróleo na produção de muitos produtos com as mais diversas finalidades. Pode ser

encontrado no fundo dos oceanos e nas camadas inferiores da terra, quando restos de

animais e vegetais depositados há milhares de anos são cobertos lentamente por

sedimentos, formando as rochas sedimentares (calcário e arenito). Em função das

condições de temperatura e pressão do local, seus componentes foram se transformando

– através de sequências de reações complexas – em petróleo. O resultado desse processo

é uma rocha compacta que liberou hidrocarbonetos líquidos e/ou gasosos.

O gás natural é formado por uma mistura de hidrocarbonetos onde se encontra

em maior concentração o metano, seguido do etano e pequenas quantidades de propano,

butano, gás nitrogênio e dióxido de carbono, podendo ou não estar associada ao

petróleo. Sua origem provém da decomposição de matéria orgânica retirada entre as

84

camadas rochosas, onde foram depositados sedimentos que com o passar do tempo

foram comprimidos pelo peso das camadas dos mesmos. Normalmente, os gases, que

são menos densos, ocupam a parte superior da rocha porosa, depois se situam os

petróleos e, por último, a água, na parte inferior.

Figura 21: Esquema ilustrado de um depósito de petróleo. Fonte:

https://www.coladaweb.com/quimica/combustiveis/o-petroleo. Acessado em:

05/09/2019

A utilização do petróleo oferece riscos para o meio ambiente desde o processo

de extração até seu o consumo, apresentando grande potencial de degradar o meio

ambiente em diferentes níveis: solo, água, ar e, desta forma, atingir todos os seres vivos.

À exemplo de derramamento de óleo; desastre ecológico; poluição ambiental;

degradação ambiental; desmatamento; impacto sobre ecossistemas marinhos e

terrestres; potencial poluidor de praias, de costões rochosos, de manguezais, de águas

oceânicas, das águas, dos rios; poluição do ar; estresse ambiental; alteração dos

ecossistemas; mudanças no ecossistema marinho/ costeiro; super exploração de recursos

naturais.

Na etapa final, na qual os derivados de petróleo são utilizados como fontes de

energia há liberação de gases responsáveis pela intensificação do efeito estufa. Dentre

os derivados do petróleo, dois possuem uma maior relevância no tocante a poluição:

gasolina e diesel. A queima de gasolina nos motores dos automóveis produz, em maior

quantidade, dióxido de carbono (CO2) e água (H2O). Como a queima não é total; há

ainda a produção de monóxido de carbono (CO); óxidos de nitrogênio (NOx) e dióxido

de enxofre (SO2). Mesmo que o efeito seja considerado um fenômeno natural para gerar

a manutenção da terra, porém com o aumento da emissão de gases provenientes da

queima de combustíveis fosseis contribuem com uma parcela significativa para o

agravamento do efeito estufa e assim o aquecimento global.

Os movimentos dos gases ocorrem da atmosfera para os oceanos, e dos oceanos

para a atmosfera. Cerca de um terço do CO2 é transferido para os oceanos, o qual é

utilizado para fotossíntese. Outra troca importante entre os oceanos e a atmosfera é

85

caracterizada pelo ciclo da água que ao ser evaporada transforma-se em vapor de água e

é libertado para a atmosfera contribuindo para o efeito estufa. Com o aquecimento

global, haverá um aumento da temperatura da água dos oceanos e, como o dióxido de

carbono dissolve-se melhor na água fria, esse aumento na temperatura irá reduzir a

capacidade dos oceanos de absorver dióxido de carbono, acentuando o efeito de estufa.

Em contra partida, um de seus derivados, o gás natural, apresenta alta qualidade

energética por suas propriedades físicas e químicas e a utilização do gás natural tem

sido de grande importância já que a demanda por combustíveis não poluentes tem sido

muito grande para preservar o meio ambiente. Sendo considerado o combustível fóssil

de queima mais limpa, especialmente quando usado em substituição a outras fontes de

energia mais poluentes.

Na busca por fontes de energias limpas, a energia nuclear pode ser considerada

uma boa opção quando levada em consideração que no processo de fissão do urânio, é

liberado uma quantidade de energia 3 milhões de vezes maior que a queima de

combustíveis fosséis, capaz de mover turbinas para a geração de eletricidade. Apesar de

ser uma fonte energia sustentável, em contrapartida os rejeitos radioativos gerados ainda

possuem má destinação, e quando manuseados de forma incorreta podem provocar os

piores acidentes do mundo e com efeitos ambientais duradouros.

6.3. Impactos humanos no meio ambiente global

A terra passou por processos internos que resultou em um ambiente ideal para

sobrevivência: Os oceanos, solos ricos, ar respirável e um clima favorável. O homem

pré-histórico foi quem sobreviveu a este ambiente e níveis de subsistência. Com isso,

houve uma melhora na qualidade da vida da humanidade, foram começando a criar

técnicas para poder extrair e utilizar os recursos do planeta, estes, criaram riqueza e

conforto pois, foi disponibilizado materiais e a energia necessária para processar

comida, construir estruturas, transportar coisas e manufaturar bens de todos os tipos, O

uso de recursos finitos da terra, sem considerar a fragilidade do planeta, podendo

ocasionar a exaustão desses recursos e à acumulação de resíduos danosos. Pode,

também, desencadear mudanças climáticas com graves consequências. O desafio para a

espécie humana é usar de forma sábia os recursos para garantir um futuro sustentável.

Os humanos vêm interferindo no meio ambiente pelo desmatamento, pela

agricultura e por outros tipos de uso do solo ao longo de toda a história, mas os efeitos

nos tempos antigos eram restritos ao habitat regional. A sociedade atual afeta o meio

ambiente em uma escala inteiramente nova: nossas atividades podem ter consequências

globais.

Explorações de novas áreas, grandes progressos tecnológicos, que ocasionaram

uma maior produção de alimentos em área cultivada devido ao uso intenso de

fertilizantes, agrotóxicos e sementes desenvolvidas em laboratório entre outras

características de desenvolvimento exigem um consumo cada vez maior de matérias-

primas tanto minerais, como energéticas. O consumo de energia por habitante parece

aumentar dependendo do estágio de desenvolvimento em que a sociedade se encontra,

conforme mostram as figuras a seguir, levando a supor que, quando os povos se

desenvolvem, cresce a demanda de energia per capta.

86

Figura 22: Consumo de energia em relação ao índice de desenvolvimento humano, que

leva em conta, expectativa de vida, mortalidade infantil, grau de escolaridade e poder de

compra da população. Livro Decifrando a Terra. Capítulo 24, pg 519

Paralelamente, o processo de ocupação de novas áreas para a garantia de

suprimento das necessidades da humanidade leva à domesticação e criação de algumas

espécies animais, protegidas e utilizadas com alimento, enquanto outras, consideradas

daninhas são extintas, provocando perda irreversíveis à biodiversidade do planeta e

causando desequilíbrios ecológicos.

Com a evolução agrícola, as civilizações que povoaram a Europa, o

Mediterrâneo, a Ásia menor, a Índia e o Leste Asiático modificaram por completo os

territórios ocupados, explorando seus bosques e transformando-os em campos agrícolas.

De maneira coerente o modelo de colonização adotado pelos europeus nas Américas e

África, e particularmente no Brasil a partir do século XVIII, baseia- se no

desmatamento de extensas áreas florestadas para exploração da madeira. A área

desmatada pode ser abandonada ou, eventualmente, ocupada por pastos e por uma

pecuária extensiva que, à medida que são disponibilizados melhores meios de

comunicação, progride para uma agricultura intensiva. A extração d floresta e sua

substituição por uma vegetação rasteira, frequentemente utilizada de forma inadequada,

leva à maior exposição do solo, que passa a ser mais suscetível aos agentes erosivos,

com sua consequente desestruturação e perda da capacidade de absorção da água, o que

provoca maior escoamento superficial, assim, intensificando a erosão. A perda de solo

causará de forma complementar o assoreamento dos rios e lagos e chegando nas

plataformas continentais dos oceanos.

87

Figura 23: Assoreamento do rio causado por uso impróprio do solo. Livro Decifrando a

Terra. Capítulo 24, pg 520

Com a exaustação do solo, as populações procurarão novas áreas que sofrerão o

mesmo processo de ocupação e degradação. Nas áreas em que a agricultura intensiva é

implantada, quase sempre associadas a técnicas de irrigação, o desequilíbrio ecológico

se faz presente, obrigando ao uso excessivo de fertilizantes e agrotóxicos. Estas práticas

são extremamente agressivas ao solo, podendo levar à sua salinização. Além disso,

podem ocasionar a contaminação tanto das águas superficiais como das subterrâneas,

tornando inviável o aproveitamento da região por longo tempo, ou mesmo

permanentemente, visto que as águas subterrâneas deslocam- se a velocidades muito

baixas, e não se renovam facilmente.

Devido a necessidade de maior produtividade da área cultivada obriga a uma

modernização e progressiva mecanização da agricultura, o que cria um problema social

grave na medida em que os trabalhadores rurais do trabalho rural tradicional, fazendo

que uma grande quantidade se mude para áreas urbanas à procura de novas

oportunidades.

6.3.1. A atividade humana e a mudança global

A expressão mudança global entrou no vocabulário mundial à medida que

aumentaram as evidências de eu as emissões das atividades humanas poderiam alterar a

química da atmosfera, com desastrosas consequências em toda a parte, entre estas:

extinção em massa devido a chuva ácida, exposição crescente aos raios ultravioleta

devido à depleção do ozônio estratosférico e aquecimento global devido ao incremento

do efeito estufa.

O reconhecimento dessas críticas consequências potenciais tem motivado as

nações e trabalharem juntas para reduzir os efeitos adversos de uma mudança ambiental

global. Os governos têm criado novas regulamentações voltadas para as problemáticas

ambientais regionais e novos tratados têm sido formulados para reduzir os impactos

humanos nos geossistemas globais.

88

As três questões listadas acima são diferentes em escopo e magnitude. A chuva

ácida é um problema de escala regional, embora possa ter consequência de nível global

se não for diminuída. A depleção do ozônio estratosférico foi um problema de escala

global, cuja causa foi devida ao uso do cloro-flúor-carbono (CFC) de origem industrial,

encontrados atualmente, bastante regulamentado por tratados internacionais, por sinal

foi o primeiro sucesso de gestão ambiental global. Em comparação, parece haver pouca

concordância do que se deve fazer em relação ao aquecimento global e aos aspectos

ligados à mudança climática induzida pela atividade humana.

6.3.1.1. Chuva Ácida

Em muitas áreas industrializadas, o ar se encontra poluído com gases que

contém enxofre, como o dióxido de enxofre. Esses gases são emitidos pelas chaminés

de usinas termoelétricas que queimam carvão contendo grandes quantidades de pirita

(sulfeto de ferro, FeS2), por siderúrgicas que utilizam minérios de sulfeto e por algumas

fábricas. O carvão extraído das regiões leste e meio-oeste dos Estados Unidos contém

maior quantidade desses poluentes que o carvão minerado nos estados do oeste. Embora

os vulcões e os pântanos costeiros também lancem gases de enxofre na atmosfera, mais

de 90% destes emitidos no leste da américa do Norte têm origem

Os gases de enxofre a atmosfera reagem com o oxigênio e com a água da chuva

para formar ácido sulfúrico. Este é muito mais forte que o ácido carbônico formado pelo

dióxido de carbono e a água da chuva. Parte do ácido nítrico é formado da mesma

maneira a partir dos gases do óxido de nitrogênio (NO) emitidos pelas chaminés e

escapamento de automóveis. Em pequenas quantidades desses ácidos transformas a

chuva comum em chuva ácida.

Embora não cause nenhum dano à pele humana, a chuva ácida causa muitos

danos à organismos delicados e rochas, como por exemplo, se atingir rios e lagos

frágeis, pode vir a causar a morte de peixes em massa, danos em monumentos, pinturas,

entre outros prejuízos (Figura 22).

89

Figura 22: Um monumento antes e depois da deterioração causada pela chuva ácida.

FONTE: Livro Para Entender a Terra 4ª Ed. Capítulo 23.

6.3.1.2. Redução do Ozônio Estratosférico

Próximo à superfície terrestre, o gás ozônio (O3+) é um importante constituinte

de smog. Ele arruína a saúde, danifica as plantações e corrói materiais. O ozônio

superficial forma-se quando a luz solar interage com os óxidos de nitrogênio e com

outros resíduos químicos dos processos industriais e do escapamento dos automóveis.

Diferente do ozônio estratosférico, localizado de 10 a 50 km acima da superfície.

Nesta região, a radiação solar ioniza o gás oxigênio (O2) em ozônio, formando uma

camada que protege a terra da radiação UV, que causa danos nas células que as

absorvem. Câncer de pele, catarata deterioração do sistema imunológico e redução das

plantações podem ser atribuídos a uma excessiva exposição aos raios UV.

Evidências científicas apontam que substâncias fabricadas pelo homem

contribuíram destruindo a camada de ozônio. Em 1977, cientistas britânicos detectaram

pela primeira vez a existência de um buraco na camada de ozônio sobre a Antártida.

Hoje sabe-se, que a camada de ozônio na Terra não é homogênea, mas desde essa

descoberta, esses buracos foram monitorados, descobrindo-se, que estes estavam

aumentando progressivamente.

Diversas substâncias químicas acabam destruindo o ozônio quando reagem com

ele. Tais substâncias contribuem também para o aquecimento do planeta, conhecido

como efeito estufa. A lista negra dos produtos danosos à camada de ozônio inclui os

óxidos nítricos e nitrosos expelidos pelos exaustores dos veículos e o CO2 produzido

pela queima de combustíveis fósseis, como o carvão e o petróleo. Mas, em termos de

efeitos destrutivos sobre a camada de ozônio, nada se compara ao grupo de gases

chamado clorofluorcarbonos, os CFCs.

O processo de destruição do ozônio estratosférico se dá por meio da emissão de

gases contendo cloro e bromo. Esses gases ficam acumulados na baixa atmosfera, por

90

não serem reativos e por não serem rapidamente removidos pela chuva nem pela neve.

Uma vez que esses gases sobem para a estratosfera, sofrem a ação da radiação

ultravioleta liberando radicais livres que reagem com as moléculas de ozônio, formando

uma molécula de oxigênio (O2) e uma molécula de óxido de cloro (CIO), provocando a

destruição do O3. O CIO tem vida curta e rapidamente reage com um átomo de oxigênio

livre, liberando radical livre que volta a destruir outra molécula de O3. Um único radical

livre de cloro é capaz de destruir 100 mil moléculas de ozônio, o que provoca a

diminuição da Camada de Ozônio e prejudica a filtração dos raios UV.

6.3.1.3. Mudanças Climáticas Globais

Clima refere-se ao estado da atmosfera em um determinado momento e local.

Popularmente, pensa-se que o termo é definido simplesmente como “clima médio”, mas

essa definição é inadequada porque variações e extremos também são partes

importantes de uma descrição climática. A Terra é um sistema complexo que consiste

em muitas partes interagindo. Devemos reconhecer que existe um sistema climático que

deriva sua energia do Sol e inclui a atmosfera, hidrosfera, geosfera, biosfera, todas as

esferas trocam energia e umidade entre si. Essas trocas vinculam a atmosfera às outras

esferas, de modo que o todo funciona como uma unidade interativa extremamente

complexa.

6.3.1.3.1. Mudanças Climáticas ao longo da história da Terra

No passado (dezenas a centenas de milhões de anos), o clima da Terra foi

caracterizado como oscilando entre uma “estufa” ou uma “casa de gelo”. Durante os

tempos de estufa, pouco ou nenhum gelo foi encontrado nos dois pólos, e climas

temperados relativamente quentes são encontrados mesmo em altas latitudes. Durante as

condições “frias”, o clima global é frio o suficiente para suportar camadas de gelo em

um ou ambos os pólos. O clima da Terra mudou gradualmente entre essas duas

categorias apenas algumas vezes nos últimos 542 milhões de anos. Durante esse

período, conhecido como o período fanerozóico (“vida visível”), o ambiente e o clima

são relativamente bem documentados porque os fósseis são abundantes.

Existem várias hipóteses para explicar as mudanças climáticas. Vários ganharam amplo

apoio, apenas para perdê-lo e, às vezes, para recuperá-lo. Algumas explicações são

controversas. Isso é de se esperar, porque os processos atmosféricos planetários são tão

grandes e complexos que não podem ser reproduzidos fisicamente em experimentos de

laboratório. Em vez disso, o clima e suas mudanças devem ser simuladas

matematicamente (modeladas), usando computadores poderosos.

6.3.1.3.2. Causas Naturais das Mudanças Climáticas

O movimento das placas litosféricas gradualmente move os continentes da Terra

para mais perto ou mais longe do equador. Embora essas mudanças nas placas sejam

muito lentas, elas podem ter um impacto no clima ao longo de milhões de anos. A

movimentação de massas terrestres também pode levar a mudanças significativas na

circulação oceânica, o que influencia o transporte de calor ao redor do mundo.

Alterações na forma da órbita, variações no ângulo que o eixo da Terra faz com o plano

de sua órbita e a oscilação do eixo causam flutuações na distribuição sazonal e

91

latitudinal da radiação solar. Essas variações, por sua vez, contribuíram para os

episódios glaciais-interglaciais alternados da Idade do Gelo.

A hipóteses que erupções vulcânicas explosivas podem alterar o clima da Terra

foi proposta pela primeira vez há muitos anos. Isto é ainda considerada uma explicação

plausível para alguns aspectos variabilidade climática. Erupções explosivas emitem

enormes quantidades de gases e detritos de granulação fina na atmosfera. As maiores

erupções são suficientes poderosas injetar material alto na atmosfera, e ventos fortes no

ar espalham pelo globo, onde permanece por muitos meses ou até anos. O material

vulcânico suspenso filtra uma parte da radiação solar recebida, que por sua vez reduz as

temperaturas na troposfera.

Atividade vulcânica intensa pode liberar o dióxido de carbono, que é um dos

gases responsáveis pelo efeito estufa que aquece o planeta, existem evidências

geológicas consideráveis de que o Cretáceo Médio foi um período de uma taxa

incomumente alta de atividade vulcânica. Essa característica foi associada ao calor do

período, que estava entre os mais quentes da longa história da Terra.

O impacto humano no Clima Global

Os seres humanos contribuem para as mudanças climáticas globais. Grande parte

da adição de dióxido de carbono e outros gases de efeito estufa à atmosfera é decorrente

da ação humana na Terra. A influência humana no clima regional e global não começou

apenas com o início do período industrial moderno. Há boas evidências de que as

pessoas vêm modificando o ambiente em extensas áreas há milhares de anos. O uso do

fogo e o pastoreio excessivo de terras marginais por animais domesticados reduziram a

abundância e a distribuição da vegetação. Ao alterar a cobertura do solo, os seres

humanos modificaram fatores climáticos importantes como o albedo da superfície, as

taxas de evaporação e os ventos da superfície.

A queima de combustível fóssil e as mudanças no uso do solo desde a revolução

industrial causaram uma grande poluição na atmosfera por CO2 e o aumento de outros

gases- estufa. Reconhecendo os problemas potenciais que essa tendência traz para a

mudança do clima global, os Estados Unidos estabeleceram um painel

Intergovernamental sobre a mudança do clima (internagovernamental panel on climate

change -IPCC) em 1988 para estimar a dimensão do risco da mudança do clima

induzida pelas atividades humanas, seu impacto potencial e as opções de adaptação e

mitigação. O IPCC tornou- se um fórum permanente de centenas de cientistas,

economistas e especialistas em formulação de políticas para trabalhos conjuntos visando

a compreender essas questões.

De acordo com um relatório de 2013 do IPCC, "O aquecimento do sistema

climático é inequívoco, como agora é evidente a partir de observações de aumentos nas

temperaturas médias globais do ar e do oceano, derretimento generalizado de neve e

gelo e aumento do nível do mar global.” A maior parte do aumento observado nas

temperaturas médias globais desde meados do século XX é extremamente provável

devido ao aumento observado nas concentrações de gases de efeito estufa geradas pelo

homem.

92

6.4. ATIVIDADE 4

1 Compare os procariontes com os eucariontes. A que grupo pertencem todos os

organismos multicelulares complexos?

2 O que é a explosão cambriana?

3 Que vantagens os répteis têm sobre os anfíbios para passar a vida

completamente na Terra?

4 Descreva quais são as conexões entre clima e geologia.

5 Explique como o vulcanismo pode levar ao resfriamento e ao aquecimento

global de forma natural.

6 Explique como as atividades antrópicas vem contribuindo para o aquecimento

global.

93

6.5. Referências

Lutgens, Frederick K.; Tarbuck, Edward J.; Tasa, Denis. 2016. Essentials of

geology. 13e. | Hoboken, New Jersey: Pearson Education

PRESS, F.; GROTZINGER, J.; SIEVER, R.; JORDAN, T. H. Para Entender a

Terra. Tradução: MENEGAT, R. (coord.). 4a edição. Porto Alegre: Bookman,

2006.

TEIXEIRA, W.; TOLEDO, C.; FAIRCHILD, T.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra.

São Paulo: Oficina de Textos, 2000.

Wikipédia. Biosphere. Disponível em: https://en.wikipedia.org/wiki/Biosphere .

Acessado em: 25/01/2019