gn106_Estrutura interna da Terra

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MANUAL DE LABORATÓRIO DE CIÊNCIA DO SISTEMA TERRA 
 
ESTRUTURA INTERNA DA TERRA 
As minas mais profundas alcançam cerca de 3 mil metros; perfurações petrolíferas chegam a 
centenas ou poucos milhares de metros; uma perfuração especial de pesquisa no Báltico alcançou pouco 
mais de 13.000 m de profundidade. Se as escavações profundas só “raspam” a crosta, como é de fato o 
interior da Terra? Qual sua temperatura, que materiais existem lá e sob quais arranjos se organizam? Há na 
superfície rochas semelhantes? O modelo do Interior da Terra, fundamental na construção da teoria da 
Tectônica de Placas (ou qualquer teoria orogenética), é baseado em informações indiretas, dados obtidos de 
meteoritos e da própria história da Terra. 
Num programa de estudos estabelecido pelo naturalista escocês Sir Charles Lyell, no segundo quartel do 
século XIX, várias questões foram indicadas: a ocorrência de vulcões, terremotos, aumento da temperatura 
com a profundidade, movimentos crustais, campo magnético, momento angular do planeta. Como explicá-las? 
Para Lyell esses fenômenos que ocorrem na superfície deviam ser usados como evidências para a construção 
de um modelo sobre o interior do planeta. Utilizando as informações disponíveis na época, Lyell propôs a 
existência de uma calota rochosa superficial (com cerca de 200 km de espessura) e um núcleo mais denso 
ocupando a parte central do planeta. Tentaremos prosseguir no programa de pesquisa proposto por Lyell, mas 
utilizaremos as informações atualmente disponíveis para construir um modelo do interior da Terra capaz de 
explicar os fenômenos por ele assinalados como irrupções, na superfície, da atividade das esferas internas. 
Fontes de dados sobre o modelo do interior da terra 
O primeiro aspecto que precisa ser considerado é o caráter hipotético do modelo, dada a impossibilidade 
de observação direta dos fenômenos do interior do planeta, em virtude da escala espacial ou temporal 
envolvida nos mesmos. Dispomos de evidências da energia interna da Terra, mas como podemos explicá-la se 
não temos acesso direto às condições que as produzem? Frente a este problema, recorremos a evidências 
indiretas dos processos que ocorrem no interior do planeta e elaboramos modelos sobre sua distribuição e 
composição. 
Um conjunto de métodos fornece informações indiretas sobre a subsuperfície. Estudaremos cada um 
deles e depois apresentaremos o que nos informam sobre a estrutura interna da Terra. Nesta atividade 
pretendemos investigar quais são essas observações indiretas e que informações trazem elas para compreender 
os processos que ocorrem no interior da Terra que repercutem na configuração da superfície. Para isso, é 
importante que você analise e reflita sobre as informações apresentadas a seguir. 
Informações sísmicas 
Os métodos sísmicos baseiam-se na circulação de ondas elásticas (mecânicas) ao atravessarem os meios 
rochosos. A partir de uma fonte de ondas (origem, foco ou hipocentro), geofones e sismógrafos (aparelhos que 
captam a chegada da onda produzida) pode-se saber o trajeto das ondas pois a velocidade é conhecida (a partir 
de experimentos em laboratório com diferentes materiais rochosos). As ondas sísmicas obedecem às leis da 
mecânica ondulatória − possuem o comportamento de ondas mecânicas. Ao percorrer um meio, são refletidas e 
refratadas por interfaces que são mudanças nos materiais que causam alteração nas velocidades. 
Os principais tipos de ondas produzidas por um foco são: superficiais ou penetrativas. As primeiras 
acompanham a superfície ou uma região próxima, dependendo do movimento de partículas que produzem em 
seu deslocamento são rayeleight e love, caracterizam-se como ondas longas − comparativamente com as 
demais − (o efeito destrutivo dos terremotos estão ligados a estas ondas que circulam acompanhando a 
superfície). As ondas penetrativas são também divididas segundo a geometria de deslocamento de partículas 
promovido por elas − estas interessam particularmente a nós porque fornecem informações sobre a distribuição 
de materiais em subsuperfície até grandes profundidades. 
As ondas penetrativas são de dois tipos fundamentais: 
Ondas Primárias (ou P) − 
 − − − longitudinais (compressivas), mais rápidas, atravessam os materiais em qualquer 
estado físico (sólido, líquido ou gasoso); 
Ondas Secundárias (ou S) − 
 − − − transversais, sempre mais lentas do que as ondas P, atravessam somente 
materiais sólidos. 
A partir de modelos físicos pode-se conhecer as velocidades e trajetórias das ondas no seu caminho pelo 
interior da Terra. Algumas informações sísmicas relevantes: 
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Unidade I 
Fundamentos do estudo do Sistema Terra 
1. As ondas são uma das formas de energia liberada por terremotos e explosões. O comportamento das ondas 
fornece indicações das propriedades dos materiais que elas atravessam. 
2. O estudo das ondas é feito através de sismógrafos, que são aparelhos que registram: tipo, intensidade e 
tempo de percurso da onda (Fig. 1). 
3. Entre as ondas sísmicas, destacamos aquelas que são penetrativas, pois fornecem informações sobre os 
materiais do interior do planeta: 
a) Primárias: 
- longitudinais (Fig. 2); 
- rápidas; 
- propagam-se em sólidos, líquidos e gases; 
b) Secundárias: 
- transversais (Fig. 2); 
- mais lentas que as ondas P; 
- propagam-se somente em sólidos; 
4. Entre as ondas sísmicas superficiais (aquelas que produzem o efeito destrutivo dos terremotos) destacamos: 
a) Ondas Rayleigh 
- elípticas (Fig. 2); 
- são significativamente destrutivas; 
b) Ondas Transversais ou Love (Fig. 2); 
5. A velocidade das ondas é diretamente proporcional às constantes elásticas do meio e inversamente 
proporcional à densidade, de acordo com a seguinte relação: 
 Vp = ( k + 4 m / 3 ) / d 
onde: 
Vp - velocidade das ondas P 
k - módulo de elasticidade do material 
m - módulo de rigidez 
d - densidade 
6. A distribuição de velocidade das ondas P e S com a profundidade é apresentada na Fig. 3. 
Os sismógrafos distribuídos pelo mundo inteiro detectam ondas sísmicas emitidas por terremotos (naturais ou 
provocados por exploções nucleares). As ondas P e S só não são detectadas por sismógrafos que estiverem 
entre 105 e 140 graus distantes da origem do tremor. Tal zona, entre 105 e 140 graus, é denominada zona de 
sombra. (Fig. 4) 
Momento Angular de Inércia 
A partir do cálculo do momento angular de inércia do planeta, sabemos que a matéria não se distribui 
homogeneamente no interior da Terra. A maior parte está concentrada próximo do centro do planeta. Isso 
indica que o interior da Terra é mais denso que a superfície. Como a densidade geral do planeta é 5.5 g/cm3 
(obtida por intermédio do campo gravitacional e dimensões do planeta) e as rochas superficiais possuem 
densidade de 2.7 g/cm3, supõe-se que a região central do planeta é mais densa. Modelos sobre o interior da 
Terra, há dezenas de anos, procuram subdividir o planeta de forma a compatibilizar estas informações. 
Informações sobre o campo gravitacional 
O campo gravitacional padrão (980 gals) apresenta variações locais e regionais, relacionadas às 
características do geoide terrestre (sujeito às mudanças provindas das relações entre a Terra e os demais astros 
em virtude dos movimentos terrestres e da inércia produzida principalmente pela rotação) e da distribuição dos 
materiais em subsuperfície. Algumas informações gravimétricas relevantes: 
1. A densidade da Terra inteira é 5.5 g/cm3 (obtida pelos valores do campo gravitacional e dimensões da 
Terra), a densidade média das rochas da superfície da Terra é 2.7 g/cm3 (valor médio para rochas 
magmáticas e metamórficas). 
2. A densidade no interior da Terra deve estar distribuída de modo que a massa esteja concentrada na região 
central do planeta (o momento de inércia da Terra é menor do que se a massa fosse distribuída 
homogeneamente)(Fig. 5). 
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MANUAL DE LABORATÓRIO DE CIÊNCIA DO SISTEMA TERRA 
 
3. Corrigindo-se as diferenças longitudinais do campo gravitacional produzidas pelas variações no geoide 
terrestre e pelo movimento de rotação, ocorrem anomalias gravimétricas na superfície terrestre. Estas 
anomalias são devidas às variações de densidade e distribuição dos materiais rochosos em profundidade. 
4. Nas regiões onde a descontinuidade de Moho é mais próxima da superfície existem anomalias gravimétricas 
positivas (o campo gravitacional é maior que o esperado). Isso evidencia que as rochas do manto são mais 
densas do que as da crosta terrestre (Fig. 6). 
Informações sobre o campo magnético da Terra 
O campo eletromagnético da Terra é definido, em cada região, por sua direção, sentido e intensidade. A 
direção é definida entre o ângulo horizontal estabelecido entre o polo magnético e polo verdadeiro ou 
geográfico (chamada declinação). A diferença entre o plano vertical e o polo magnético (chamado inclinação) 
é o outro elemento medido para avaliar a direção e sentido do campo magnético. A intensidade do campo 
magnético diminui do pólo magnético (aproximadamente 70 µtesla no polo sul) até o Equador (30 µtesla). Ao 
longo do tempo, intensidade e direção variam (pequenas variações ocorrem em horas a anos − estas são 
relacionadas com as interações entre o campo eletromagnético terrestre com as camadas da atmosfera). 
Variações significativas no campo magnético, observadas ao longo dos séculos, são interpretadas como 
relativas à origem e desenvolvimento do campo magnético. Apesar desse padrão geral acima, observam-se 
variações no campo magnético esperado. São variações regionais que refletem alterações na composição das 
rochas em subsuperfície (variações no grau de magnetização de uma dada região). Este conjunto de variações 
no campo magnético é medido por magnetômetros (aparelhos que medem a intensidade, direção e sentido do 
campo magnético). 
Informações geotérmicas 
O planeta possui um grau geotérmico, ou seja, à medida em que penetramos no interior do planeta há 
elevação de temperatura. O valor médio, observado diretamente, é de 1o C a cada 33 m, mas pode variar 
significativamente de região para região (variação de 1o C a cada 3-4 m até 70 m). Isto indica que há um fluxo 
térmico do interior para a superfície, cuja medida envolve o gradiente térmico e a condutividade térmica dos 
materiais. O fluxo térmico é avaliado por geo-sensores (aparelhos que medem quantas calorias uma dada 
superfície recebe, em certo intervalo de tempo, dos materiais de subsuperfície). Um aquífero (onde a água 
circula pelos poros das rochas) pode ser identificado por baixo fluxo térmico local (ou anomalia geotérmica 
negativa). Algumas informações geotérmicas relevantes: 
1.O fluxo geotérmico na superfície terrestre depende da condutividade térmica dos materiais rochosos e da 
fonte de calor. 
2.Os modelos geotérmicos do fluxo de calor estão associados a teorias sobre a origem da Terra e do sistema 
solar. Tais modelos combinam grande número de variáveis e possíveis fontes de energia. Aqui nos 
restringimos às seguintes fontes de calor: 
a) calor radiogênico: produzido pela desintegração radioativa principalmente do U, K e Th (elementos que 
apresentam concentração nas rochas da crosta terrestre em relação às esferas internas do planeta); 
b) diferenciação entre núcleo e manto: processo exotérmico ocorrido no início da história do planeta; 
c) colapso gravitacional: calor produzido pela pressão adiabática da compressão das rochas no interior da 
Terra. 
3. O fluxo de calor tende a ser maior onde a crosta terrestre é mais fina indicando que boa parte do calor que 
chega à superfície provém do manto. 
4. O principal fator que controla o fluxo térmico, durante a história da Terra, parece depender da viscosidade 
do manto. A viscosidade do manto parece ter diminuido significativamente durante os primeiros 100 a 300 
milhões de anos da história da Terra. 
Integrando dados 
Atualmente talvez a mais importante fonte de informações sobre a estrutura interna da Terra venha das 
ondas sísmicas. Principalmente a partir dos terremotos e, também, de explosões experimentais de bombas de 
hidrogênio, produzem-se ondas que atravessam todo o interior do planeta e podem ser captadas em 
sismógrafos espalhados pelo mundo. Este conjunto de informações permitiu construir modelos sobre as 
variações de velocidade das ondas P e S ao longo de seu deslocamento até o centro da Terra. 
O comportamento das ondas permitiu avaliar o estado físico de cada parcela do interior do planeta e 
contribuiu para estabelecer um modelo sobre a densidade destes materiais rochosos interiores. Por exemplo, as 
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Unidade I 
Fundamentos do estudo do Sistema Terra 
ondas P sofrem um significativo decréscimo de velocidade na profundidade de 2 900 km (passam de cerca de 
13,8 km/s para 8 km/s), na mesma profundidade, as ondas S deixam de se propagar. Qual o significado de tal 
fenômeno? Que informações isso fornece em relação à variação de estado físico, densidade e pressão? 
As ondas P e S sofrem rápido incremento de velocidade nos primeiros 100 km de profundidade (as 
ondas P vão de 6,5 a 8 km/s, as S de 3,7 a 4.5 km/s), em seguida sua velocidade decresce (P vai até 7,5 e S até 
4 km/s), voltando a crescer depois. Qual é o sentido daquele decréscimo e que informações tal mudança de 
comportamento fornece em relação ao crescimento posterior da velocidade? 
Os modelos do interior da Terra procuram responder tais questões. Estes modelos formulam uma 
estrutura de camadas acompanhando as mudanças de velocidade. Quando são registradas variações 
significativas de velocidade, isso pode indicar a existência de descontinuidades (o que também é registrado 
pela reflexão das ondas nessas regiões). As ondas sísmicas fornecem importantes informações sobre o estado 
da matéria em profundidade, cada mudança no comportamento das ondas deve estar relacionado com 
alterações de estado e/ou densidade. Com isso construíram-se os modelos sobre a densidade no interior do 
planeta. 
A distribuição de temperatura é mais complexa (há modelos bastante diferenciados). O grau geotérmico 
de superfície (elevação de 1o C a cada 33m), se fosse extrapolado linearmente, daria uma temperatura de mais 
de 19 000o C no centro da Terra. Essa temperatura, com uma pressão de 4 megabares − 4 milhões de 
atmosferas − faria com que os materiais estivessem fundidos (o que contraria as informações sísmicas). 
Sabemos que a principal fonte de calor interno, atuando no presente, vem da desintegração de elementos 
radioativos (principalmente U, K e Th), mas isto é válido para as camadas superficiais conhecidas mais 
diretamente (pela atividade de campo). Em relação a camadas mais internas devemos construir sua possível 
composição mineralógica para avaliar a quantidade de material radioativo. Que outras possíveis fontes de calor 
podem existir no interior do planeta e como este calor se distribui entre as diversas camadas? 
A montagem do campo de temperatura se baseia na própria história da Terra desde sua origem. Nessa 
construção são relevantes as descontinuidades apontadas pelas ondas sísmicas, já que indicam variação de fase, 
composição, densidade ou todas essas propriedades. As principais descontinuidades, observadas a partir de 
variações na propagação de ondas sísmicas, situam-se: entre 10 a 12 km nos oceanos e entre 30 a 50 km nos 
continentes, a descontinuidade de Mohorovicic (Moho); a 2 900 km; e a 5 200 km de profundidade. Sob os 
continentes observa-se a descontinuidade de Conrad com profundidade em torno de 45 km. A perfuração do 
Báltico, acima citada, pretendia atingir essa descontinuidade a cerca de 11 km mas, quando tal profundidade 
foi atingida, não se observou diferença no material rochoso, apesar da existência da descontinuidade geofísica. 
A velocidadede propagação das ondas sísmicas, nos continentes, é semelhante à velocidade obtida no 
granito (rocha formada de minerais claros –alumino-silicatos potássicos) acima da descontinuidade de Conrad. 
Abaixo da mesma, as velocidades são semelhantes às encontradas em basaltos (rocha formada de minerais 
escuros ou ferromagnesianos). Por analogia com a densidade (e não com a composição) foram denominadas: 
camada granítica (acima da descontinuidade de Conrad) e camada basáltica (entre a descontinuidade de 
Conrad e Moho). Nos oceanos não se observa camada granítica (ausente), apenas a camada basáltica, o que faz 
com que a crosta seja mais espessa sob os continentes do que sob os oceanos. 
A crosta terrestre (camada rochosa superficial da Terra, a única que temos acesso direto e que se estende 
até a descontinuidade de Moho) é subdividida em camada granítica e camada basáltica. A basáltica é mais fina 
e está abaixo de oceanos e continentes. Nas regiões continentais, sobre a camada basáltica há uma granítica. 
Acima de ambas, regionalmente, pode haver uma camada sedimentar. Lembremo-nos de que os nomes 
basáltica e granítica não se referem a tipos específicos de rochas, mas a rochas magmáticas e metamórficas nas 
quais as velocidades de propagação das ondas sísmicas (ou seja, o comportamento elástico) é semelhante ao 
daquelas rochas. 
Admitimos pois que o interior da Terra acha-se dividido em zonas ou calotas esféricas, mas existem dois 
sistemas de zoneamento. A primeira subdivisão baseia-se na composição dos materiais (é um modelo 
estritamente geológico), por tal critério a Terra possui crosta terrestre, manto e núcleo. O núcleo é composto de 
uma substância metálica, provavelmente uma liga de ferro e níquel. O manto, calota intermediária entre a 
parte interna (núcleo) e a externa (crosta terrestre) é composta de silicatos de ferro e magnésio. E, finalmente, a 
calota exterior (crosta terrestre) é composta de silicatos de alumínio, potássio e sódio. 
O segundo modelo de subdivisão baseia-se no comportamento mecânico dos materiais ao longo do 
tempo geológico e passa por refinamentos sucessivos à medida que se aperfeiçoam os modelos geofísicos e se 
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compatibiliza as informações sobre a estrutura atual com a história geológica e astrofísica. As mudanças mais 
significativas ocorreram nas subdivisões das esferas mais externas produzindo as seguintes mudanças: 
a) Litosfera: camada superficial inclui crosta terrestre e parte da região abaixo da descontinuidade de Moho 
(parte do manto superior), espessura média de 50 a 150 km. Esta esfera se caracteriza por suas reações ao 
stress dos esforços produzidos pelos movimentos da esfera inferior a ela (possui um comportamento 
dominantemente rúptil, portanto é rígida, e tem pouca plasticidade). 
b) Astenosfera: estende-se desde a base da litosfera até 700 km de profundidade. A zona de baixa velocidade 
(onde há um decréscimo de velocidade das ondas P e S) situa-se no topo da astenosfera com espessura entre 
50 e 100 km. Abaixo desta zona, há aumento de rigidez, observado pelas variações no comportamento das 
ondas sísmicas. 
O conjunto litosfera-astenosfera é importante para compreender o conjunto de movimentos que 
configuram a superfície terrestre. O conceito de litosfera é diretamente associado com a noção de placas 
tectônicas (ou placas litosféricas): placas rígidas que se deslocam transportando continentes como se 
estivessem sobre uma esteira rolante. 
O Problema da Composição das Esferas Internas 
A composição da litosfera é conhecida principalmente a partir de observações diretas efetuadas em sua 
superfície. Talvez sua característica básica seja a grande heterogeneidade nos materiais rochosos. Mais 
complexa é a identificação das características das esferas interiores. Os modelos já construídos baseiam-se: na 
velocidade das ondas sísmicas, nos estudos experimentais de alta pressão, nos estudos de meteoritos e rochas 
ultramáficas. Importantes limitações se impõem principalmente no que tange ao núcleo, pois as altas pressões e 
temperaturas ainda são irreprodutíveis em laboratório. 
Supõe-se que o manto superior seja formado de uma rocha ultramáfica (formada dominantemente por 
silicatos ferro-magnesianos) denominada eclogito. Uma questão que se apresenta é: qual é a origem da 
mudança de densidade responsável pelo Moho? 
Talvez seja produzida por uma mudança de fase de uma assembléia mineral de baixa pressão para uma 
assembléia mineral de alta pressão (isto justificaria a existência do Moho nas regiões continentais, mas não nas 
regiões oceânicas). Outra possível explicação seria uma mudança composicional (e de fase). Isto sugere que 
talvez não haja uma explicação única para existência da descontinuidade, válida para todas as partes do 
planeta. De todo modo, a assembléia mineral do manto superior deve ter composições básicas e ultrabásicas 
pois estas são compatíveis (possuem estabilidade físico-química) com as condições de PT ali reinantes. 
Tais considerações ainda são compatíveis com informações obtidas da composição dos meteoritos que 
caem sobre a Terra. Lembre-se que o manto possui a maior parte da matéria terrestre. Se os meteoritos foram 
formados pelo mesmo material rochoso dos planetas terrestres − Mercúrio, Vênus, Terra, Marte e cinturão de 
asteroides − sua composição é indicativa da matéria do interior da Terra. A composição do núcleo apresenta 
indefinições maiores. Seu comportamento eletromagnético deve estar relacionado com uma composição 
rochosa que tem caráter metálico. Talvez sejam sulfetos de Fe e Ni (como uma parte dos meteoritos que caem 
na Terra). Entretanto, dados experimentais sugerem que a composição pode incluir óxidos de Fe. 
Relações entre o conhecimento do Interior da Terra e a dinâmica do planeta 
As informações acima dirigem nossa atenção para perguntas que podem orientar o estudo subsequente: 
quais são as fontes de energia que geram vulcões e terremotos? Onde estariam situadas as câmaras magmáticas 
que originam vulcões e vulcanismo na Terra? Se a idéia de Lyell sobre a existência de calotas esféricas 
formando uma estrutura da Terra estava correta, como é a distribuição de densidade nessas calotas? Quais são 
os limites e composição das calotas? Como podem ser determinadas? Na superfície observamos um relevo 
diversificado (cordilheiras, fossas, grandes platôs emersos e submersos); como ele estaria relacionado com a 
estrutura da Terra? Como o grau geotérmico relaciona-se com os fenômenos já mencionados? 
Leitura recomendada 
CAPOZOLI, U. 2000. A Terra inquieta. Pesquisa FAPESP, (53):20-27. Maio 2000. 
SAVAGE EARTH ONLINE. s.d. The restless planet: earthquakes. Earth: All Stressed Out (by Daniel Pendick). PBS. 
URL: http://www.pbs.org/wnet/savageearth/animations/earthquakes/index.html. Acesso 13.04.2011. 
TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M.C.M.de; FAIRCHILD, T.R.; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de 
Textos, 2000. 568p.