Baixe o app para aproveitar ainda mais
Prévia do material em texto
Gravidade e Conceitos de Isostasia Geotermia Eliane da C. Alves 09/11/2017 Teoria da atração Universal – Newton 1687 Gravitação – é uma propriedade fundamental da matéria Manifesta-se em qualquer escala Atômica Cósmica Desde o começo do séc. XVII, Johannes Kepler descreveu precisamente por meio de 3 leis o movimento dos planetas. Na mesma época, Galileu Galilei descobriu que objetos em queda livre próximos à superfície da Terra estavam sujeitos a uma aceleração constante. O fato de que estas descobertas estavam ligadas por uma força comum só foi descoberto posteriormente, com Isaac Newton, que formulou a Lei da Gravitação Universal, que relaciona a força de atração F entre duas partículas de massas m e M como: A constante de proporcionalidade, G, chamada de constante de gravitação universal, só pôde ser determinada um século mais tarde, com o experimento de Henry Cavendish. O valor utilizado atualmente difere pouco do estabelecido naquela época. Nasceu em Lincolnshire, Inglaterra, no ano da morte de Galileu. 1687: publica o Philosophiae Naturalis Principia Mathematica (ou simplesmente Principia). Newton provavelmente contribuiu mais para a história da ciência do que qualquer outro indivíduo... Primeira lei (princípio da inércia) Um corpo que esteja em movimento ou em repouso, tende a manter seu estado inicial (conservação do momento) (curiosamente, não é fácil ver esta lei em ação no dia a dia!) Segunda lei (princípio fundamental da mecânica) A resultante das forças de agem num corpo é igual ao produto de sua massa pela aceleração adquirida. (aceleração significa mudança de momento, assim força é definida de acordo com sua capacidade de alterar o momento) Terceira lei (lei de ação e reação) Para toda força aplicada, existe outra de mesmo módulo, mesma direção e sentido oposto. (Porquê? Simples! Se o momento do sistema é conservado (lei 1), qualquer alteraçao (lei 2) deve ser contrabalançada por outra alteração. Ergo: forças não ocorrem sozinhas!) O campo gravitacional isotrópico faz com que a massa se aglutine em corpos esféricos, como o sol e seus planetas Através da medida do campo gravitacional da Terra foram obtidas importantes informações sobre o seu interior, determinando-se tb diversas de suas características, como forma e interações com outros corpos do Sistema Solar. A aceleração ag depende apenas da distância entre as duas esferas e da massa m1, que cria um campo de aceleração gravitacional ao seu redor, o qual é igual em todas as direções (isotrópico). Um corpo, mesmo possuindo massa elevada, pode produzir um campo gravitacional menos intenso do que outro com massa menor, mas situado muito mais próximo. Ex: meteoritos colidindo com a Terra, de menor massa, embora sejam também atraídos pelo sol A aceleração da gravidade (g) varia de ponto para ponto na superfície da Terra. A aceleração da gravidade em um determinado local resulta da soma vetorial das acelerações gravitacional (ag) e da centrífuga (ac). A Aceleração da gravidade g não é radial e sua intensidade atinge valores máximos nos pólos e mínimos na região equatorial. g = ag + ac Existem três razões para a variação de g sobre a superfície da Terra: 1 - A Terra não é uniforme. Há uma concentração maior de massa no equador, o que faz com que o valor de g aumente em direção ao equador; 2 - Ela não é uma esfera perfeita (elipsóide com raio equatorial ~21 km maior que o raio polar). A distância ao centro de massa da Terra é menor nos pólos do que no equador, o que produz um aumento da gravidade em direção aos pólos. 3 - Ela está em rotação. A aceleração centrífuga se opõe à aceleração da gravidade que é zero nos pólos e tem seu valor máximo no equador. Portanto, este efeito produz um aumento de g em direção ao pólo. A superfície verdadeira da Terra é irregular, formada em parte por continentes e oceanos. Para propósitos geofísicos, entretanto, a Terra é representada por uma superfície plana e fechada, a qual é chamada de figura da Terra. A forma da Terra e a gravidade estão intimamente ligadas, de modo que a figura da Terra é considerada como tendo a forma de uma superfície equipotencial de gravidade, em particular a que coincide com o nível médio dos mares. Terra normal é um elipsóide de revolução biaxial ao qual se atribui a mesma massa M e a mesma velocidade angular ω da Terra real, e tal que o esferopotencial U seja uma função constante sobre a superfície limitante. A Terra Normal apresenta massa distribuída com simetria axial em torno do eixo de rotação e com simetria em relação ao plano equatorial. O centro de gravidade da Terra normal coincide com o centro de massa da Terra. Pelo teorema de Stokes, o campo externo da gravidade normal não se altera quando há uma redistribuição de massa no interior da Terra normal, desde que a superfície limitante satisfaça a condição de esferope. Em outras palavras: o campo exterior da gravidade normal ficará definido se forem conhecidas a massa M e a velocidade angular ω da Terra normal. Como a intensidade de g é maior nos pólos do que no Equador, a Terra não possui forma totalmente esférica, aproximando-se de um esferóide achatado. Elipsóide de revolução oblato (equipotencial do campo gravimétrico teórico) Rp = 6.357 km Re - Rp a = = 1/298,247 Re Raio do esferóide r = Re(1- a.sen2l) Elipsóide de revolução oblato - Elipsóide Internacional de referência (1980) – superfície equipotencial. (equipotencial do campo gravimétrico teórico) Rp = 6.357 km Re = 6.378 km Re - Rp a = = 1/298,247 Re Raio do esferóide r = Re(1- a.sen2l) O Elipsóide Internacional de Referência é uma boa aproximação da superfície equipotencial de gravidade, mas é, na realidade, uma conveniência matemática. A superfície equipotencial física da gravidade é chamada de Geóide e reflete a verdadeira distribuição de massa dentro da Terra. Ele difere pouca coisa do Elipsóide teórico. Longe dos continentes, o geóide coincide com a superfície livre dos oceanos, excluindo as perturbações temporárias das marés e ventos. Sobre os continentes, o geóide é afetado pela massa da Terra localizada sobre o nível médio dos mares. Uma montanha faz com que haja uma elevação local do geóide acima do elipsóide. Um excesso de massa tem o mesmo efeito. O deslocamento entre o Geóide e o elipsóide é chamado de ondulação do Geóide. Qualquer corpo situado à superfície da Terra experimenta uma força (F) de atração para o centro da Terra, que, segundo a lei da atração universal de Newton, é dada por uma expressão matemática. A força da gravidade pode ser determinada com aparelhos chamados gravímetros. É máxima nos pólos e igual ao componente ag É mínima no Equador A direção de g só coincide com aquela do componente gravitacional ag nos pólos e no Equador Rochas sedimentares Rochas ígneas Rochas metamórficas As anomalias gravimétricas resultam de variações na densidade dos diferentes materiais que constituem o interior da Terra. Os contrastes de densidade entre diferentes tipos de rocha modificam a massa e causam, consequentemente, mudanças nos valores da gravidade. Mapeamentos geológicos regionais Exploração de hidrocarbonetos Exploração de recursos mineraisEstudos tectonofísicos O objetivo dos levantamentos gravimétricos é o de localizar e descrever estruturas de subsuperfície decorrentes dos efeitos de gravidade causadas por densidades anômalas. Normalmente, uma rede de estações é utilizada para as medidas, espaçadas de acordo com os objetivos do levantamento. Em estudos ambientais, uma investigação detalhada requer distâncias de poucos metros entre as estações de medidas. ISOSTASIA Entre 1735 e 1745 foi realizada uma expedição francesa para o Peru, liderada por P. Bouguer, com o objetivo de determinar a forma da Terra. Nesta viagem, Bouguer notou que as montanhas da cordilheira Andina exerciam uma força de atração gravitacional menor do que a esperada para o respectivo volume. Cerca de um século mais tarde, Everest fez a mesma observação nos Himalaias, durante uma expedição à Índia. Na época, foi sugerida a hipótese de que as montanhas teriam menor massa do que as áreas adjacentes; Não havia, entretanto, uma explicação geológica razoável para esse tipo de fenômeno comum. A explicação viria mais de século depois, quando G. Airy (1855) e J.H. Pratt (1859) propuseram, independentemente, hipóteses para explicar essas observações. Ambos os modelos consideram a crosta mais leve como que flutuando em um substrato mais denso (Manto), como um Iceberg flutua no oceano: Princípio de equilíbrio hidrostático de Arquimedes Um corpo ao flutuar desloca uma massa de água equivalente à sua própria massa submersa. Compensação Isostática Total Modelos Verticais da Litosfera 1) Continentes são formados e deformados pelo movimentos das placas. 2) Continentes são mais espessos que a crosta oceânica. 3) Litosfera “flutua” sobre uma camada viscosa - astenosfera (isostasia). Mohorovicic Discontinuity (Moho) Gelo Continental faz uma sobrecarga sobre o Manto Gelo causa subsidência isostática Desgelo causa soerguimento isostático Retorno ao equilíbrio isostático Mapa Regional de Anomalia Gravimétrica Ar-Livre Mapa Regional de Anomalia Gravimétrica Bouguer Calor primitivo Subseqüente decaimento radiativo Condução Convexão Fig. 19.8 CioaGeOeu CioaGeOeu O calor flui de regiões de altas temperaturas para regiões de baixas temperaturas Nos oceanos, o fluxo de calor é maior no eixo das cordilheiras e diminui nas fossas oceânicas Nos continentes, o fluxo de calor apresenta baixos valores em regiões antigas e estáveis e altos valores nos locais de orogenia recente. Gradiente geotérmico - Número de metros no interior da crosta necessários para haver aumento de temperatura de 1oC ( média de 1oC a cada 33 m).
Compartilhar