Aula 6 - O Princípio Da Isostasia

Prof: Gel. MSc. Leonardo Cardoso Renner Disciplina de Geologia Geral

O princpio da isostasia

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Disciplina: Geologia Geral Cdigo: IAD 122

Professor: Gel. MSc. Leonardo Cardoso Renner

ESTUDO COMPLEMENTAR: O PRINCPIO DA ISOSTASIA

SUMRIO:

1 - INTRODUO 1 2 PRIMEIROS CONCEITOS SOBRE AS MOVIMENTAES VERTICAIS 1 2.1 - Teoria da Isostasia de Airy-Pratt 2 2.2 - Implicaes da Teoria da Isostasia para a Dinmica Terrestre 4 2.2.1 - Glaciaes 5 2.2.2 - Resfriamento e variao de densidade 9 2.2.3 - Eroso e sedimentao 10 2.3 - Concluses finais 10 2.4 - As diferenas bsicas entre os movimentos horizontais e verticais so: 10 3 - REFERNCIAS 11

1 - INTRODUO

A existncia de movimentos verticais da crosta reconhecida desde meados do sculo XVIII.

Diversas evidncias apontam neste sentido: a existncia de grandes cadeias de montanhas, a ocorrncia

de sedimentos marinhos em grandes elevaes acima do nvel do mar, ocorrncia na superfcie de

rochas formadas a grandes profundidades, subsidncia da Holanda e soerguimento da Escandinvia de

certas reas continentais. Muitos desses movimentos so hoje em dia verificveis atravs de medidas

geodsicas precisas que mostram, aliados a dados geolgicos, que esses movimentos ocorrem em

taxas que variam entre 0,05 e 1 cm/ano.

2 PRIMEIROS CONCEITOS SOBRE AS MOVIMENTAES VERTICAIS

A primeira chave para explicar esses movimentos verticais surgiu em 1735, quando Pierre

Bouguer, o lder da expedio de estudos de gravimetria dos Andes, verificou que um peso de chumbo

no sofria o desvio esperado considerando a atrao da massa da cadeia montanhosa. Esse mesmo

fenmeno foi observado em outras cadeias de montanhas, verificando-se em alguns lugares que o peso

de chumbo era defletido na direo oposta a das cadeias de montanhas. A explicao para essas

anomalias gravitacionais seria explicado mais de um sculo depois pela Teoria da Isostasia.



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2.1 - Teoria da Isostasia de Airy-Pratt

Em 1855, dois cientistas, Airy e Pratt, formularam teorias bastante semelhantes para explicar a

ausncia de massa nas grandes cadeias de montanhas e um excesso de massa sobre os oceanos. O

Princpio da Isostasia foi formulado separadamente por Airy e Pratt, cada um dos quais considerando

um aspecto principal. Segundo Pratt a Ausncia de massa das cadeias de montanhas poderia ser

explicada pela existncia de uma profunda raz de material pouco denso, proporcional a altura da

montanha, flutuando sobre um material mais denso. J Airy demonstrou que se a camada superficial

da Terra estivesse flutuando sobre um material mais denso, a sua altitude seria proporcional a

espessura do material. Assim, as cadeias de montanhas seriam como icebergs, cuja altura

proporcional a massa de gelo submersa.

Conjuntamente, as duas proposies explicaram toda a grande topologia da superfcie da Terra,

considerando que a camada superficial estivesse flutuando sobre um material mais denso: os

continentes so mais elevados porque so compostos por material menos denso (e tambm porque

mais espessa) que os dos fundos ocenicos e as grandes cadeias de montanhas so mais altas porque

apresentam uma raz proporcionalmente profunda de material pouco denso. J as dorsais mesocenicas

so elevaes em relao ao fundo ocenico porque, devido ao alto fluxo trmico localizado nesta

regio, as rochas ocenicas apresentam densidade menor naquela regio que nas demais regies (Fig.1

e 2).

Figura 1 fluxo trmico em dorsal mesocenica.



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Os dados geofsicos e geolgicos obtidos desde ento comprovam essa proposio: a crosta

continental composta por materiais menos densos (d ~ 2,7 g/cm3), alm de ser mais espessa que a

ocenica (d ~ 3,0 g/cm3). J as rochas do manto mostram densidades mdias mais elevadas (d ~3,3

g/cm3). Hoje, entretanto, sabe-se que a isostasia envolve toda a litosfera e o seu equilbrio sobre a

astenosfera. Isso porque a teoria implica a existncia de material rgido em equilbrio sobre material

plstico, capaz de fluir (Fig. 3).

Figura 3 Diferentes crostas da superfcie terrestre.

Figura 2 Localizao da dorsal mesocenica entre a frica e a Amrica do Sul.



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2.2 - Implicaes da Teoria da Isostasia para a Dinmica Terrestre

A teoria da isostasia mostra que existe um equilbrio isosttico da litosfera sobre a astenosfera,

refletido pelas altitudes relativas dos diversos segmentos da litosfera, dependendo de sua espessura e

densidade do material que a compe. A primeira implicao da existncia desse equilbrio mostrar a

importncia da gravidade na dinmica da Terra. Muitas vezes subestimada, a gravidade tem um papel

fundamental em toda a histria dinmica da Terra. Nos estgios de formao do sistema solar

controlou os processos de acreso de planetesimais e diferenciao primitiva do planeta em camadas

de diferentes composies. Na dinmica atual, controla a precipitao pluviomtrica, o fluxo das guas

continentais, o movimento das geleiras, a sedimentao, e outros tantos processos, alm dos

movimentos verticais das massas continentais e ocenicas.

Mas como a teoria da isostasia pode explicar os movimentos verticais? Acontece que qualquer

modificao dos parmetros anteriormente mencionados provoca desequilbrio isosttico causando

movimentos verticais no sentido de recuperar a condio de equilbrio. Esses movimentos, ditos de

ajuste isosttico, podem ocorrer quando uma regio sobrecarregada com algum material, causando

movimentos de subsidncia, ou descarregada, causando soerguimento. Uma outra possibilidade a

modificao de densidade do material litosfrico. Quando uma regio encontra-se em desequilbrio

isosttico a magnitude desse desequilbrio reflete-se na magnitude de anomalias gravimtricas. Os

principais processos responsveis pelos desequilbrios isostticos so glaciaes e a

sedimentao/eroso.



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2.2.1 - Glaciaes

fato conhecido atualmente que no passado o planeta atravessou uma srie de perodos de

glaciao intercalados com perodos de temperaturas mais amenas, relacionadas com o ciclo de

Milankovitch (Fig. 4). Alm das mudanas climticas, essas idade do gelo,so caracterizadas por um

crescimento das calotas polares (Fig. 5). O crescimento das calotas polares causa dois fenmenos

simultneos:

rebaixamento global do nvel do mar;

sobrecarga das reas continentais por extenses de dezenas de quilmetros por uma capa de gelo

que pode chegar a alguns poucos quilmetros de espessura.

As variaes globais do nvel do mar relacionadas aos perodos glaciais e interglaciais so

denominadas de mudanas glacio-eustticas. Essas mudanas so instantneas, uma vez que a

modificao do nvel do mar uma resposta direta a quanto de gua fica retida nos continentes na

forma de gelo e neve. J o reajuste isosttico ocorre mais lentamente. Isso porque depende do fluxo de

material na astenosfera, que lento uma vez que envolve material dominantemente slido. Assim,

quando ocorre um perodo de glaciao, o nvel do mar desce rapidamente, mas a litosfera permanece

Figura 4 Diferentes perodos de glaciao at 800 mil anos atrs.



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elevada por um tempo, antes de comear a subsidir. Se a litosfera subside a mesma quantidade que a

diminuio do nvel do mar, parecer no te havido nenhum movimento relativo deste. No perodo de

deglaciao, o oposto ocorre. A elevao do nvel do mar ocorre rapidamente, mas a resposta isosttica

ao descarregamento mais lenta e uma grande quantidade de soerguimento residual ir ocorrer aps a

remoo completa da calota polar e a elevao glacio-eusttica do nvel do mar j ter terminado.

Um exemplo atual de soerguimento residual observado na Escandinvia (Fig. 6). Aps o

ltimo perodo de deglaciao (10.000 anos), o nvel do mar elevou-se rapidamente. Mas a

Escandinvia, que esteve recoberta por uma camada de gelo continua soerguendo at hoje, segundo

uma taxa mdia de 1 cm/ano. Precisamente no Golfo de Btnia as guas parecem descer 7 mm/ano

devido a forte subida isosttica da regio, cerca de 9 mm/ano.

Figura 5 Distribuio mxima da glaciao ocorrida h 20.000 anos.



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Alm de afetar o equilbrio isosttico do local carregado, a entrada e retirada de uma geleira

pode tambm afetar o equilbrio isosttico de regies mais afastadas. Isso porque o rebaixamento se d

por escape lateral de material astenosfrico, causando soerguimento de regies adjacentes. O refluxo

do material astenosfrico que ocorre com a retirada da geleira promove o rebaixamento dessa regio.

o que se verifica na Holanda, que acredita estar rebaixando em virtude do soerguimento da

Escandinvia. Em outras regies, o reajuste causa a inclinao de camadas sedimentares,

originalmente depositadas na horizontal (Fig. 7 e 8).

Figura 7 Isostasia relacionada deposio de geleiras, fases iniciais.

Figura 6 Localizao da pennsula Escandinava e Holanda.



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Figura 8 Isostasia relacionada deposio de geleiras, fases finais.



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2.2.2 - Resfriamento e variao de densidade

Uma caracterstica peculiar da morfologia do fundo ocenico a presena de cadeias de

montanhas com elevao de aproximadamente 3.000 acima do fundo mar, as dorsais mesocenicas.

Logo aps sua identificao reconheceu-se a relao ntima entre a idade das rochas do fundo ocenico

e essa feio topogrfica: quanto mais antigas as rochas do fundo ocenico, quanto mais afastadas do

eixo central das dorsais, mais rebaixado o relevo. Isso devido ao progressivo resfriamento da

litosfera ocenica quando est afastada da zona de formao de litosfera nova. Com o progressivo

resfriamento, ocorre o aumento de densidade da crosta ocenica que sofre reajuste isosttico e torna-se

deprimida em relao a sua posio original.

A mesma explicao permite entender a formao de ilhas-em-atol que se desenvolvem a partir

de ilhas vulcnicas quando estas se tornam inativas (Fig. 9). Quando a placa contendo a ilha vulcnica,

cuja atividade est relacionada a um ponto quente (hot spot), move-se, afastando-se da rea fonte a

atividade vulcnica cessa. Com o resfriamento, h o aumento de densidade da placa naquele ponto e

progressiva subsidncia isosttica. Os corais comeam a desenvolver-se na borda da ilha e crescem

progressivamente enquanto essa afunda, at que apenas a franja de coral fica emersa.

Figura 9 Foto de satlite do atol de Atafu em Tokelau no Oceano Pacfico.



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2.2.3 - Eroso e sedimentao

Eroso de regies elevadas e sedimentao do material erodido em regies baixas, so

processos que causam descargamento e carregamento, respectivamente. Embora atuantes em diversas

reas continentais e ocenicas, os efeitos desses processos so estgio particularmente importante na

histria das cadeias de montanhas. Durante sua atividade principal, as grandes cadeias de montanhas

mantm-se prximas ao equilbrio isosttico, uma vez que o espessamento crustal causado pelos

processos orognicos compensado pelo material retirado por eroso. Com o encerramento da

atividade orognica, o material erodido parcialmente compensado por soerguimento isosttico, de

modo que para cada 500 m de remoo ocorrem aproximadamente 400 m de soerguimento, refletindo-

se em um rebaixamento relativo de 100 m. O soerguimento continua enquanto houver eroso, at que

eventualmente atinge-se o equilbrio isosttico novamente. O resultado final uma regio

relativamente aplainada, na qual est exposta a raiz mais profunda da antiga cadeia de montanhas,

caracterizada pela presena de grandes reas de rochas metamrficas e gneas. Essas regies tornam-se

estveis e passam a fazer parte do que se chama de complexo do embasamento, que pode ser

observado nos escudos.

2.3 - Concluses finais

Na sua forma atual este princpio diz que: a litosfera (densa e rgida) encontra-se flutuando

sobre a astenosfera (+ densa e plstica) de modo que as montanhas so altas porque compostas por

material menos denso (crosta continental) e porque a crosta local mais espessa (Airy). Ou seja, a

litosfera funciona como um iceberg sobre a astenosfera. Assim como um iceberg, quanto mais alta a

rea emersa mais profunda a rea imersa, e dependendo da densidade do material que for colocado

sobre o iceberg este afundar mais ou menos. Em outras palavras o Princpio da Isostasia baseia-se no

Princpio de Arquimedes. Como decorrncia, se material suficiente for adicionado ou retirado a uma

poro da litosfera esta ir, respectivamente, afundar ou soerguer-se procurando novamente

restabelecer o equilbrio isosttico.

2.4 - As diferenas bsicas entre os movimentos horizontais e verticais so:

os movimentos verticais so causados por desequilbrio isosttico, podendo ocorrer movimentos

com sentidos opostos sobre uma mesma placa;

os movimentos verticais so de amplitude bastante mais limitada que os horizontais;



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os movimentos verticais podem indiretamente estar associados com os horizontais j que estes

ltimos causam alteraes na espessura da crosta e no fluxo de calor (modificando a densidade

local);

as taxas de movimento so diferentes, a taxa mdia de abertura dos oceanos de 6cm/ano

enquanto o ajuste isosttico causa movimentos verticais com taxa de 0,05-1cm/ano;

os movimentos verticais intraplacas so de mais curta durao.

Apesar de terem uma amplitude mais restrita que os movimentos horizontais relacionados

Tectnica de Placas, os movimentos isostticos so muito relevantes para explicar diversas feies da

superfcie da Terra, principalmente a ocorrncia de soerguimentos (reas erosveis) e rebaixamentos

(reas de acmulo de sedimentos) no interior dos crtons. Os exemplos abaixo ilustram alguns fatos

importantes sobre os efeitos da gravidade e dos ajustes isostticos:

A gravidade a fora motora de todos os ajustes isostticos. Assim sendo, todos os tipos de

carregamentos e descarregamentos causam movimentos verticais. A isostasia est envolvida em

todos os processos envolvem transporte de material na superfcie da Terra;

Enquanto a eroso remove material das montanhas, a crosta ajusta-se isostaticamente, soerguendo;

Em regies de grande acmulo de sedimentos (ex. deltas de grandes rios), o peso do sedimento

adicionado deve causar subsidncia da litosfera;

Em reas com grande atividade vulcnica, no peso do material adicionado pelas extruses deve

causar subsidncia da crosta;

Em reas afetadas por glaciao, a formao de capas de gelo (geleiras) deve causar a subsidncia

da regio. J a remoo dessa mesma geleira ao final do perodo glacial deve ser seguida de

soerguimento da regio;

Os reajustes isostticos so relativamente rpidos na escala de tempo de geolgico, entretanto,

so muito mais lentos do que as variaes glacio-eustticas do nvel do mar.

3 REFERNCIAS

TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M.; FAIRCHILD, T.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. Oficina de

Texto. USP, 2000.



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