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MÓDULO 2.4: MAGNETISMO DAS ROCHAS A crosta terrestre é composta por rochas que contém alguma quantidade de minerais magnéticos. Esses minerais adquirem uma magnetização remanente, ou seja, eles registram o campo magnético de um determinado local e época. Quando as rochas se formam, normalmente os minerais “magnéticos” constituintes adquirem uma magnetização paralela ao campo magnético ambiente da época, também chamada de magnetização remanente primária. Esta magnetização primária fornece a informação sobre a direção e intensidade do campo magnético na época em que a rocha foi formada. Mas as rochas também podem adquirir magnetizações posteriores a sua formação em virtude de processos físicos e químicos. Esse tipo de magnetização é chamado de magnetização remanente secundária. Mas você sabe como as rochas adquirem magnetização? Há várias formas nas quais rochas e artefatos arqueológicos podem gravar a magnetização. A mais comum é chamada de magnetização termo-remanente Nesta magnetização os grãos magnéticos presentes nas rochas ígneas se orientam na direção do campo magnético da época. Em resumo, esta rocha grava a magnetização daquele local na época em que ela foi formada. Quando a temperatura está muito alta, a agitação térmica não possibilita que a rocha registre o campo magnético do ambiente. Mas quando a rocha começa a esfriar, ela passa por uma temperatura crítica, chamada temperatura de Curie. Abaixo da temperatura de Curie, a energia magnética supera a energia térmica e a rocha adquire uma magnetização. A temperatura de Curie varia de acordo com o tipo de mineral magnético; para a magnetita esta temperatura é de 578ºC e para a hematita de 675ºC. Cada camada de rocha mais profunda representa um período mais antigo. Estas idades são determinadas por métodos de datação. Além das idades, estas camadas registram o campo
magnético daquela época. Então, obtêm-se uma sequência de idades das rochas e as suas respectivas magnetizações. Também, como vocês viram no módulo 1, o assoalho oceânico registra o campo magnético no passado e da mesma forma, por datação, conhecemos a sequência de idades das rochas e de suas magnetizações. Por esse motivo, sabemos quando o campo reverteu a sua polaridade no tempo geológico. Já as rochas sedimentares formam-se quando partículas de sedimento que se depositaram no assoalho oceânico, lagos ou rios são compactadas. Mas antes desta compactação, existem partículas magnéticas entre os grãos que se alinham na direção do campo magnético. Estas partículas são como pequenos imãs magnetizados na direção do campo da época da deposição. Depois que a rocha é compactada ela incorpora a orientação destas pequenas partículas (Figura 1). Este tipo de magnetização é chamada de remanente deposicional.
Figura 1. Grãos de minerais magnéticos transportados no oceano com outros sedimentos (A). Estes grãos ficam alinhados com o campo magnético da época enquanto decantam (B). Esta orientação é preservada na compactação dos sedimentos quando a rocha sedimentar se forma.
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Para estudarmos os tipos de magnetização em sólidos, precisamos primeiro aprender alguns conceitos fundamentais. O elétron, além de possuir carga elétrica, ele gira em torno de si mesmo (Figura 2A). Podemos comparar seu movimento com o de um pião (brinquedo infantil). O elétron possui uma orientação magnética bem parecida como um imã, tendo pólos norte e sul. Essa orientação que é definida como spin. Para fins didáticos, o spin pode ser representado por uma simples seta (Figura 2B). Se o elétron girar de oeste para leste, representamos o spin com uma seta para cima. Já se o elétron apresentar um giro de leste para oeste representamos o elétron com a seta para abaixo. A
A magnetização de um corpo (M) é a soma dos momentos magnéticos (m) por unidade de volume (V). O fator de proporcionalidade entre o campo magnético indutor (H) e a magnetização (M) é chamado de susceptibilidade magnética (k): M=kH A susceptibilidade magnética é uma medida da capacidade do material adquirir magnetização. Quanto maior a susceptibilidade, maior será a magnetização do material. Alguns exemplos de susceptibilidade magnética em rochas e minerais são mostrados na Figura 4.
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Figura 2. Representação de um spin (A) e representação simplificada (B).
Quando os elétrons estão sob influência de um campo magnético externo, os spins tendem a se alinhar de acordo com a orientação desse campo. O momento magnético de um corpo é a soma dos momentos magnéticos de seus átomos (Figura 3).
Figura 3. Representação de momentos magnéticos em um sólido. A e B mostram a orientação aleatória em dois instantes diferentes. Já C uma parte dos momentos magnéticos está alinhada com o campo H e o sólido adquire uma magnetização induzida Ji.
Figura 4. Faixas de valores de susceptibilidade magnética de algumas rochas (A) e minerais (B).
Há três classes principais de comportamento magnético que podem ser distinguidas em termos de susceptibilidade magnética: diamagnetismo, paramagnetismo e ferromagnetismo. Materiais diamagnéticos têm uma suscetibilidade negativa (Figura 5). Isso significa que sob influência de um campo magnético, os materiais diamagnéticos adquirem uma magnetização com a orientação oposta ao campo ambiente. Um exemplo de mineral diamagnético é o quartzo. Já os materiais paramagnéticos possuem
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características opostas aos materiais diamagnéticos; eles apresentam como característica principal uma suscetibilidade positiva (Figura 5). Como consequência, eles adquirem uma magnetização com o mesmo sentido ao do campo magnético que está sob influência.
Figura 5. Variações da magnetização (M) com um campo magnético aplicado (H) em materiais paramagnéticos e diamagnéticos.
Nos materiais paramagnéticos e diamagnéticos a interação entre os momentos magnéticos dos átomos é pequena e normalmente desprezível. Entretanto, em alguns metais (ex. ferro, níquel e cobalto) os átomos ocupam posições próximas o suficiente para permitir troca de elétrons entre átomos vizinhos. Esta troca faz com que os momentos magnéticos dos átomos fiquem alinhados paralelamente ao campo magnético externo e produzam uma magnetização espontânea (Figura 6A), ou seja, uma magnetização própria mesmo quando não há um campo magnético externo. Esses materiais são chamados de ferromagnéticos e apresentam uma forte magnetização. A B C
Quando o material ferromagnético é aquecido, a sua magnetização espontânea desaparece acima da temperatura de Curie e o material se torna paramagnético. Materiais antiferromagnéticos (Figura 6B) possuem momentos magnéticos antiparalelos. Isto resulta em uma susceptibilidade fraca e positiva. Porém, esses materiais podem adquirir magnetização remanente, como por exemplo, a hematita. Já os materiais ferrimagnéticos (Figura 6C) também apresentam alinhamentos antiparalelos, porém, com intensidades diferentes. Os materiais ferrimagnéticos adquirem uma magnetização espontânea. A magnetita é o mineral ferrimagnético mais importante na composição das rochas magnéticas. O estudo das ANOMALIAS MAGNÉTICAS da crosta terrestre requer levantamentos de grande escala que podem ser realizados por satélites, em altitudes de algumas centenas de quilômetros, assim como por navios e aviões. Dados de satélites possibilitam o estudo de feições magnéticas na escala de milhares de quilômetros, já levantamentos aéreos e marinhos possibilitam observar feições de dezenas e centenas de quilômetros que normalmente estão relacionados a estruturas geológicas. As ANOMALIAS MAGNÉTICAS são geradas por contrates de magnetização entre rochas com diferentes propriedades magnéticas. A anomalia magnética depende da forma, profundidade e orientação do corpo fonte.
Figura 6. Representações esquemáticas dos alinhamentos dos momentos magnéticos atômicos e suas respectivas magnetizações espontâneas. Em A, ferromagnetismo, em B, antiferromagnetismo e em C ferrimagnetismo.
Magnetização espontânea 3
As características magnéticas da crosta são diferentes nos continentes e nos oceanos. As diferentes estruturas, composições e histórias de evolução das crostas continental e oceânica, refletem nas anomalias magnéticas que são produzidas. As anomalias oceânicas possuem um padrão geral regular com bandas de magnetização positivas e negativas, da ordem de dezenas de quilômetros. O paralelismo entre as anomalias e o eixo da cadeia oceânica e a simetria entre as sequências de máximos e mínimos, são as bases do modelo proposto por Vine e Matthews e independentemente por Morley, em 1963. Este é o efeito combinado da expansão dos oceanos e reversões de polaridade do campo geomagnético (Figura 7). Já na crosta continental não há um padrão geral de magnetização. A crosta continental é formada por diversos tipos de rochas com propriedades magnéticas diferentes.
As anomalias locais e regionais podem ser relacionadas a estruturas geológicas. O estudo do magnetismo das rochas é essencial para o desenvolvimento de pesquisas em paleomagnetismo e arqueomagnetismo (veja tópico 1.4), na reconstrução do passado magnético da Terra. Mas o conhecimento sobre o magnetismo das rochas se estende a aplicações nas indústrias. O objetivo de levantamentos magnéticos é identificar e descrever regiões da crosta terrestre que possuam magnetizações anômalas. Estas anomalias podem estar associadas a minerações locais de interesse comercial ou podem ocorrer devido a estruturas de sub-superfície relacionadas a depósitos de petróleo. Esse assunto será discutido no módulo 4 deste curso.
Figura 7.Anomalias magnéticas na crosta oceânica: exemplo da cadeia de Juan de Fuca (na costa do Canadá no oceano Pacífico).Em A, o espalhamento e magnetização do fundo oceânico (preto significa magnetização normal e branco, a magnetização reversa) no modelo de Vine-Matthews-Morley. Em B, o mapa de anomalias magnéticas: preto significa anomalias positivas e em branco as anomalias negativas. C mostra o perfil observado da anomalia do campo magnético total (intensidade do campo magnético) medida ao longo da porção central do mapa (1 gamma = 1nT).
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eferências Bibliográficas
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Hamed-Arkani, J. Magnetic anomalies, modeling. Encyclopedia of Geomagnetism and Paleomagnetism, Editores: Gubbins, D. & HerreroBervera, E., Springer, p. 485 – 490.
Figura 1: Press, F., Siever, R., Grotzinger, J., Jordan, T. H., 2006. Para entender a Terra.
Lanza, R. & Meloni, A., 2006. The Earth´s Magnetism. An Introduction for Geologists. Springer, 278 páginas.
Figuras 3, 5 e 7: Lanza, R. & Meloni, A., 2006. The Earth´s Magnetism.
Lowrie, W., 2004. Fundamentals of Geophysics. Cambridge University Press. ISBN 0521-46164-2.
Figura 2: Elaborada por Rômulo Ferreira.
Figuras 4 e 6: Lowrie, W., 2004. Fundamentals of Geophysics.
Merril, R. T., Mcelhinny, M. W.; McFadden, P. L. (1996). The Magnetic Field of the EarthPaleomagnetism, the core and the deep mantle. Academic Press. Volume 63. Press, F., Siever, R., Grotzinger, J., Jordan, T. H., 2006. Para entender a Terra. 4ª edição. Versão traduzida do livro. 656 páginas. Teixeira, W., Toledo, M. C. M., Fairchild, T. R. and Taioli, F., 2009. Decifrando a Terra. 557 páginas.
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