57298973 apostila de geologia geral

FUNDAMENTOSDE GEOLOGIA

1ª Edição - 2008

SOMESBSociedade Mantenedora de Educação Superior da Bahia S/C Ltda.

William OliveiraPresidente

Samuel SoaresSuperintendente Administrativo e Financeiro

Germano TabacofSuperintendente de Ensino, Pesquisa e Extensão

Pedro Daltro Gusmão da SilvaSuperintendente de Desenvolvimento e Planejamento Acadêmico

André PortnoiDiretor Administrativo e Financeiro

FTC - EADFaculdade de Tecnologia e Ciências - Educação a Distância

Reinaldo de Oliveira BorbaDiretor Geral

Marcelo NeryDiretor Acadêmico

Roberto Frederico MerhyDiretor de Desenvolvimento e Inovações

Mário FragaDiretor Comercial

Jean Carlo NeroneDiretor de Tecnologia

Ronaldo CostaGerente de Desenvolvimento e Inovações

Jane FreireGerente de Ensino

Luis Carlos Nogueira AbbehusenGerente de Suporte Tecnológico

Osmane ChavesCoord. de Telecomunicações e Hardware

João JacomelCoord. de Produção de Material Didático

EquipeAndré Pimenta, Antonio França Filho, Angélica de Fátima Jorge, Alexandre Ribeiro, Amanda Rodrigues,

Bruno Benn, Cefas Gomes, Cláuder Frederico, Francisco França Júnior, Herminio Filho, Israel Dantas, Ives Araújo, John Casais, Márcio Serafim, Mariucha Silveira Ponte, Tatiana Coutinho e Ruberval da Fonseca

ImagensCorbis/Image100/Imagemsource

Produção AcadêmicaJane Freire

Gerente de Ensino

Ana Paula AmorimSupervisão

Letícia MachadoCoordenação de Curso

Profª Drª Iracema Reimão SilvaAutoria

Produção TécnicaJoão JacomelCoordenação

Carlos Magno Brito Almeida SantosRevisão de Texto

Angélica de Fátima Silva JorgeEditoração

Angélica de Fátima Silva JorgeIlustrações

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É proibida a reprodução total ou parcial, por quaisquer meios, sem autorização prévia, por escrito, da FTC EAD - Faculdade de Tecnologia e Ciências - Educação a Distância.

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MATERIAL DIDÁTICOMATERIAL DIDÁTICO

SUMÁRIO

A DINÂMICA INTERNA E OS MATERIAIS TERRESTRES _________ 7

PROCESSOS INTERNOS E TEMPO GEOLÓGICO _______________________ 7

ESTRUTURA INTERNA DA TERRA ______________________________________________ 7

TECTÔNICA DE PLACAS ______________________________________________________10

DEFORMAÇÕES GEOLÓGICAS: FALHAS E DOBRAS ________________________________17

TEMPO GEOLÓGICO ________________________________________________________20

ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________24

MINERAIS E ROCHAS _______________________________________________25

CICLO DAS ROCHAS / MINERAIS FORMADORES DAS ROCHAS ________________________25

ROCHAS ÍGNEAS ___________________________________________________________33

ROCHAS SEDIMENTARES _____________________________________________________48

ROCHAS METAMÓRFICAS ____________________________________________________53


A DINÂMICA EXTERNA DO PLANETA __________________________57

OS PROCESSOS SUPERFICIAIS _______________________________________57

INTEMPERISMO ____________________________________________________________57

EROSÃO __________________________________________________________________62

MOVIMENTOS DE MASSA ____________________________________________________67

RECURSOS HÍDRICOS SUPERFICIAIS E SUBTERRÂNEOS _____________________________69


SUMÁRIO

AMBIENTES GEOLÓGICOS __________________________________________74

AMBIENTE DESÉRTICOS______________________________________________________74

AMBIENTE GLACIAL ________________________________________________________76

AMBIENTE FLUVIAL _________________________________________________________77

AMBIENTE COSTEIRO _______________________________________________________79


GLOSSÁRIO _____________________________________________________________83

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________________84

Caro aluno,

Geologia é a ciência que estuda a Terra: sua origem, seus materiais e suas transformações. Analisa os processos que operam na superfície e no inte-rior do planeta e examina os materiais terrestres, sua composição e aplica-bilidade. A geologia interage com diversas outras ciências como a física, a química, a biologia, bem como as ciências econômicas e sociais, e busca a exploração dos recursos naturais de maneira economicamente viável e am-bientalmente sustentável.

Esta disciplina é fundamental para o estudo da Biologia, já que a biosfera e a litosfera, juntamente com a atmosfera e a hidrosfera, formam sistemas integrados que se influenciam mutuamente. O estudo da formação e evolu-ção da Terra e dos ambientes terrestres é a base para os estudos dos ecossis-temas e da evolução das espécies.

Neste material, vamos tentar apresentar a geologia em seus diversos aspectos, para que possamos entender melhor o nosso ambiente natural, aprendendo a valorizar as relações entre o ser humano e a natureza.

Profª Drª Iracema Reimão Silva

Apresentação da DisciplinaApresentação da Disciplina

Fundamentos de Geologia 7

O planeta Terra é um corpo dinâmico composto por diversos sistemas que estão sempre intera-gindo entre si.

A hidrosfera, a atmosfera, a biosfera e a terra sólida compõem este corpo dinâmico e as alterações sofridas em um destes sistemas produz alterações nos demais.

Podemos imaginar este integração analisando, por exemplo, uma erupção vulcânica:

A partir da erupção vulcânica são lançados blocos de ro-cha e lava na superfície da Terra. Este material pode obstruir va-les e criar lagos, modifi cando o sistema de drenagem da região;

Grandes quantidades de gases e cinzas vulcânicas são lan-çadas na atmosfera, infl uenciando na quantidade de energia solar que chega à superfície da Terra. Isto pode causar uma diminuição na temperatura do ar devido a pouca quantidade de raios solares que conseguem atravessar a atmosfera nestas condições;

Esta mudança climática certamente afetará a biosfera, além disso, muitos organismos e seus habitats podem ser elimi-nados pela lava ou por cinza vulcânica.

Em 1864, o escritor Jules Verne imaginou, em “Jornada para o Centro da Terra”, um mundo sub-terrâneo cheio de serpentes marinhas gigantes e outras grotescas criaturas. Contudo, o que os cientistas conhecem hoje sobre o interior do planeta está muito longe da fantástica estória de Verne: atualmente sabe-se que o interior da Terra é formado por rochas e metais, sujeitos a altíssimas temperaturas e pres-sões, progressivamente mais densos à medida que se chega aos níveis mais profundos.

Apenas em circunstâncias muito raras (que serão discutidas no próximo item) as rochas de regiões profundas da Terra chegam à superfície ou próximo dela. Devido a essa difi culdade, os geólogos tiveram que utilizar mecanismos ou ferramentas que lhes possibilitasse inferir a composição interna da terra. A grande ferramenta utilizada para conhecer a com-posição das camadas internas da Terra é o estudo das ondas sísmicas. Além das ondas sísmicas, as va-riações no fl uxo de calor, a gravidade e o magnetis-mo também são utilizados com esta fi nalidade.

A DINÂMICA INTERNA E OS MATERIAIS TERRESTRES

PROCESSOS INTERNOS E TEMPO GEOLÓGICO

ESTRUTURA INTERNA DA TERRA

O ramo da geologia que trata dos princípios físicos que ajudam a desvendar o interior da Terra é a geofísica.

Saiba mais!

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A maior parte dos conhecimentos que se tem atualmente sobre a estrutura interna da Terra foi ob-tida através da análise das variações na velocidade de propagação das ondas sísmicas. Estas ondas tendem a se propagar com a mesma velocidade quando atravessam regiões mais ou menos homogêneas; tornam-se, por outro lado, mais lentas ou mais rápidas quando atravessam materiais de composição diferente. Desta forma, através da comparação de dados coletados em estações sismográfi cas em várias partes do mundo, os cientistas puderam estimar a densidade, a composição, a estrutura e o estado físico das diversas camadas do interior da Terra.

Crosta: a crosta é a camada rochosa mais externa do planeta e pode ser analisada a partir de amostras coletadas nos continentes ou no fundo dos oceanos. A parte da crosta que compõe os continentes é chamada de crosta continental, enquanto que a parte da crosta que forma o substrato oceânico é chamada de crosta oceânica.

Crosta continental: apresenta composição tipicamente granítica e tem densidade relativa-mente baixa (aproximadamente 2,7g/cm3). Porém, na sua porção inferior ou basal, mais próximo ao manto, a crosta continental apresenta composição basáltica (com densidade de cerca de 3,0 g/ cm3), ao contrário do que ocorre mais próximo à superfície. Nos locais onde se encontra mais estreita, tem geralmente espessura inferior a 20km, já nas regiões monta-nhosas pode apresentar até 70km de espessura.

Crosta oceânica: a crosta oceânica é mais difícil de ser estudada devido ao fato de estar abaixo de uma lâmina d’água de cerca de 4km e de uma pilha de sedimentos marinhos que chega a 200m de espessura. Apresenta composição basáltica e sua espessura média é de 6km, muito inferior à espessura da crosta continental.

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Rochas de composição granítica são chamadas de rochas félsicas; rochas de composição basáltica são chamadas de rochas básicas.

Saiba mais!Saiba mais!


O limite entre a base da crosta (continental ou oceânica) e o topo do manto é marcado por uma descontinuidade sísmica, ou seja, uma mudança abrupta na velocidade de propagação das ondas sísmicas, chamada de Descontinuidade de Mohorovicic ou simplesmente Moho, em home-nagem ao seu descobridor, o sismólogo Andrija Mohorovicic.

Você sabia?

Manto: o manto é a camada imediatamente abaixo da crosta e ocupa mais de 80% do volume do planeta, se estendendo até uma profundidade de 2900 km. Devido ao aumento da profun-didade, ocorre um aumento da pressão e conseqüentemente da densidade do manto. Próximo a Moho (contato crosta/manto) a densidade é de 3,3 g/cm3 e, próximo ao contato manto/nú-cleo, fi ca em torno de 5,5 g/cm3.

As rochas que compõem o manto são constituídas por minerais ricos em ferro e magnésio (ro-chas básicas), como as olivinas e os piroxênios (que serão estudados no Tema 2 deste Bloco).

O aumento da temperatura, decorrente do aumento da profundidade, tende a fundir as ro-chas, contudo, o aumento da pressão tende a fa-zer com que as rochas fi quem no estado sólido.

A cerca de 100km abaixo da superfície, o gran-de aumento da temperatura predomina sobre o au-mento da pressão e as rochas apresentam um es-tado parcialmente pastoso. Esta região, de ,aproxi-madamente, 250 km de extensão, é conhecida como Zona de Baixa Velocidade ( ZBV ) e representa mias uma descontinuidade sísmica.

Núcleo: o limite entre o manto e o núcleo ocorre a 2900 km abaixo da superfície, aproximada-mente a metade da distância entre a superfície e o entro da Terra. Neste limite ocorre mais uma importante descontinuidade sísmica: a Descontinuidade de Gutenberg. As ondas passam de uma velocidade de 13,6 km/s na base do manto, para 8,1 km/s no núcleo.

No núcleo, as temperaturas são superiores a 7600°C. Os dados sísmicos indicam duas camadas no núcleo: uma camada externa líquida (rocha fundida) de aproximadamente 2270 km de espessura e uma camada interna sólida com o diâmetro de 1216 km.

As ondas sísmicas são mais rápidas quan-do atravessam rochas sólidas e mostram baixa velocidade de propagação quando atravessam rochas em estado parcialmente fundido. Na ZBV as ondas passam de uma velocidade de 8,3 km/s quando atravessam a parte superior do manto, para menos de 8,0 km/s nesta zona.

Você sabia?Você sabia?

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A Terra é um planeta muito dinâmico. Os cientistas têm mostrado que as massas continentais não são fi xas, elas migram ao redor do globo. E essa mobilidade gera terremotos, vulcões e cadeia de montanhas.

Em 1915, o cientista alemão Alfred Wegener publicou o livro “A Origem dos Continentes e dos Oceanos” apresentando a revolucionária teoria da deriva continental. Wegener sugere que, há cerca de 200 milhões de anos, existia um supercontinente que ele chamou de Pangea. Segundo a sua hipótese, este supercontinente teria se fragmentado em pequenos continentes que teriam migrado ou “derivado” até as suas posições atuais.

TECTÔNICA DE PLACAS

A teoria que descreve essa mobilidade é chamada de Tectônica de Placas.

Saiba mais!

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Diversas evidências contribuíram para esta hipótese:

A coincidência do contorno entre a América do Sul e a África: a grande similaridade entre as linhas de costa em lados opostos do Atlântico Sul, como um quebra-cabeça, foi uma das primeiras evidências que sempre intrigou os cientistas. Devido à constante modifi cação das linhas de costa por eventos erosivos essa união não é perfeita, deixando ainda dúvidas aos cientistas. Entretanto, em 1960 os cientistas produziram um mapa com o contorno da plataforma continental até uma profundidade de 900m e observaram esta similaridade de forma ainda mais perfeita;

Evidências fósseis: os paleontólogos apontam diversos fósseis de organismos encontrados em diferentes continentes e que não poderia ser cruzado os oceanos que separam essas massas continentais. Um destes exemplos é o Mesosaurus, um réptil marinho cujos fósseis foram en-contrados na América do Sul e na África, indicando uma antiga união destes dois continentes;

Atual distribuição de alguns organismos: em seu livro, Wegener também cita a distribui-ção atual de alguns organismos que evidenciam também a idéia da deriva dos continentes. Por exemplo, alguns organismos modernos têm ancestrais claramente similares, como os marsupiais australianos que têm uma direta ligação fóssil com os marsupiais encontrados nas Américas;

Associação entre tipos e estruturas de rochas: além da perfeita coincidência entre o contorno de alguns continentes, alguns “desenhos” encontrados nestes continentes também coincidem. Isso ocorre em algumas cadeias de montanhas com idade, forma, estrutura e composição rochosa simi-lar em continentes opostos. Um exemplo desta evidência são as cadeias de montanhas apalachianas, na América do Norte, e as cadeias de montanhas caledonianas, na Escandinávia. Quando os conti-nentes estavam unidos estas cadeias de montanhas formavam um único cinturão montanhoso;

Climas passados: dados paleoclimáticos também dão suporte para a teoria da deriva con-tinental. Wegener indicou evidências de mudanças climáticas globais severas no passado. O estudo de depósitos glaciais em diversos continentes indicou que, a cerca de 220 a 300 mi-lhões de anos atrás, capas de gelo cobriam extensas áreas do hemisfério sul. Rochas de origem glacial foram encontradas na América do Sul, na África, na Índia e na Austrália, indicando que estes continentes, nesta época, encontravam-se unidos no pólo sul, junto à Antártica. Por outro lado, para esta mesma época passada, existem evidências de ocorrência vegetação típica de climas tropicais em regiões do hemisfério norte, indicando que no passado a América do Norte e a Europa estavam mais próximas do Equador.

Apesar de todas as evidências apontadas por Wegener, ele não conseguiu explicar o mecanismo responsável pelo movimento das massas continentais e, por isso, fi cou por muito tempo desacreditado no meio científi co. Mais de 50 anos depois das postulações de Wegener, o avanço tecnológico permitiu o conhecimento de dados sísmicos e do campo magnético da Terra e, com isso, surgiu a partir da teoria da deriva continental de Wegener, a teoria da Tectônica de Placas.

Depósitos de origem glacial são encontrados em diversos locais do Brasil. Na Bahia, em várias localidades da Chapada Diamantina, os geólogos encontram rochas criadas a partir do der-retimento de antigas geleiras.


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De acordo com o modelo da tectônica de placas, a parte superior do manto junto com a crosta formam uma camada rígida chamada de litosfera. Esta camada encontra-se sobre uma outra camada menos rígida chamada de astenosfera. A litosfera é quebrada em diversos segmentos chamados de pla-cas, que estão constantemente se movimentando e mudando de forma e de tamanho.

As sete maiores placas que compõem a nossa litosfera são:

As placas se movem como uma unidade coerente e as mais signifi cativas interações ocorrem nos seus limites e não no seu interior. Ou seja, a ocorrência de eventos como terremotos, vulcanismo, gera-ção de montanhas, em geral ocorrem no limite das placas.

De acordo com o tipo de movimento, os limites de placas são classifi cados em três tipos:

LIMITE DIVERGENTE: as placas se afastam uma da outra devido ao movimento divergen-

As placas litosféricas se movimentam de forma lenta, mas contínua, com razões de poucos centímetros por ano. E este movimento é responsável pela distribuição das massas continentais, gerando terremotos, criando vulcões e grandes cordilheiras de montanhas.



te. Esta separação ocorre em média com a velocidade de 5cm/ano. O “vazio” deixado por este afastamento é preenchido pelo material que ascende do manto criando um novo substrato mari-nho. Esta ascensão de magma vindo do manto gera cadeias de montanhas submersas chamadas de Dorsais Oceânicas. A partir do eixo central destas dorsais, nova crosta oceânica é continuamente formada. Essa crosta se torna mais densa à medida que se resfria e se afasta da fonte que a criou, devido a este movimento contínuo de separação a partir do centro da dorsal.

Limite convergente: as placas se movem uma em direção a outra. Neste caso, a placa mais densa mergulha sobre a menos densa e afunda em direção ao manto sobre a crosta menos densa. Este “consumo” ou “destruição” de crosta contrabalança a geração de novas crostas que ocorre nos limites divergentes, mantendo a área superfi cial da Terra constante. Com o choque entre as crostas ocorre o “encurtamento” das massas rochosas, gerando grandes cadeias de montanhas e intensa atividade vulcânica devido á fusão da rocha que mergulha em direção ao manto.

Esta convergência pode se dá de três formas:

Convergência entre crosta continental e crosta oceânica: nesta situação, a placa oceâ-nica, mais densa devido a sua composição basáltica (rica em ferro e magnésio), afunda sob a crosta continental menos densa de composição granítica (rica em alumínio). Este local onde a crosta afunda ou subducciona sobre a outra é chamada de Zona de Subducção. A me-dida que a crosta oceânica afunda, as altas temperaturas do manto fazem que as rochas se fundam gerando magma. Este magma é extravasado em vulcões no continente.

Convergência entre duas crostas oceânicas: nesta situação, a placa oceânica mais antiga e, portanto, mais resfriada e mais densa, mergulha sob a placa menos densa. A atividade vulcâni-ca ocorre de forma similar ao caso de choque entre crosta oceânica e continental, contudo, os vulcões gerados na placa oceânica menos densa formará ilhas vulcânicas ou arcos de ilhas.

Este mecanismo vem ocorrendo nos últimos 165 milhões de anos no atlântico sul, separando a América do Sul da África e criando o nosso Oceano Atlântico. Aproximadamente no meio do caminho entre estes dois continentes, no fundo do mar, ocorre, na zona de separação das placas, uma cadeia de montanhas gera-da pela atividade magmática (o magma vindo do manto extravasa continuamente neste local) chamada de Dorsal Meso-Atlântica.


Este mecanismo ocorre no limite oeste da América do Sul, na região dos Andes. Neste local, a placa oceânica mergulha sob a placa continental sul-americana gerando uma zona de subducção e a formação de cadeias de montanhas.


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Convergência entre duas crostas continentais: no caso de convergência entre duas crostas continentais, devido à baixa densidade destas crostas, nenhuma das duas consegue entrar em subducção ou mergulhar sob a outra. O resultado é a colisão entre dois blocos continentais gerando encurtamento crustal e formando grandes cadeias de montanhas.

LIMITE CONSERVATIVO: neste limite, as placas passam uma ao lado da outra sem gerar ou destruir litosfera. Estes limites são gerados por zonas fraturadas na crosta, em geral com mais de 100km de comprimento, onde os segmentos de crosta se movimentam em sentidos contrários, lado a lado, gerando as Falhas Transformantes. Nestas regiões é muito intensa a incidência de abalos sísmicos e terremotos.

Um exemplo deste tipo de limite é a Falha de Santo André, na América do Norte. Ao longo desta falha, a Placa do Pacífi co se move na di-reção noroeste passando ao lado da Placa Norte America-na, gerando intensa atividade tectônica na costa oeste dos Estados Unidos e Canadá.

Saiba mais!


Qual é a força responsável pelo movimento das placas?

O principal modelo criado para explicar a deriva continental e a tectônica de placas é a existência de grandes correntes de convecção no manto.

O movimento das células de convecção na astenosfera menos sólida faz com que a litosfera rígida se movimente como se estivesse em uma esteira rolante.

Segundo este modelo, a ascensão do material geraria o afastamento da litosfera, enquanto que o fl uxo convectivo descendente geraria as zonas de subducção.

Plumas de material mais aquecido tornam-se menos densas e ascendem, depois começam a se resfriar, fi cam mais densas e descem, criando as células de convecção dentro do manto. Este mecanismo é, grosso modo, similar ao observado em uma panela de água fervente.


O planeta Terra é constituído por diversos setores ou ambientes, alguns dos quais permi-tem acesso direto, como a atmosfera, a hidros-fera (incluindo rios, lagos, águas subterrâneas e geleiras), a biosfera (conjunto dos seres vivos) e a superfície da parte rochosa. Desta superfície para baixo, o acesso é muito limitado. As esca-vações e sondagens mais profundas já chegaram a cerca de 13km de profundidade, enquanto o raio da terra é de quase 6.400km. Por isso, para se obter informações deste interior inacessível, existem métodos indiretos de investigação: a sis-mologia e a comparação com meteoritos.

A sismologia é o estudo do comportamen-to das ondas sísmicas ao atravessar as diversas partes internas do planeta. Estas ondas elásticas propagam-se gerando deformações, sendo ge-radas por explosões artifi ciais e sobretudo pelos terremotos; as ondas sísmicas mudam de veloci-

dade e de direção de propagação com a variação das características do meio atravessado. A inte-gração das observações das numerosas estações sismográfi cas espalhadas pelo mundo todo for-nece informações sobre como é o interior do planeta, atravessado em todas as direções por ondas sísmicas geradas a cada terremoto e a cada explosão. As Informações sobre a velocidade das ondas sísmicas no interior da Terra permitiram reconhecer três camadas principais (crosta, man-to e núcleo), que têm suas próprias características de densidade, estado físico, temperatura, pressão e espessura. Na diferenciação dos materiais ter-restres, ao longo da história do planeta, a água, formando a hidrosfera, bem como a atmosfera, constituída por gases como nitrogênio, oxigênio e outros, por serem menos densos, fi caram prin-cipalmente sobre a parte sólida, formada pelos materiais sólidos e mais densos.

Texto complementarTexto complementarA terra: um planeta heterogêneo e dinâmico

Prof. Dra. Maria Cristina Motta de ToledoFonte: <http://www.igc.usp.br/geologia/a_terra.php>

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Dentre os materiais sólidos, os mais pe-sados se concentraram no núcleo, os menos pesados na periferia, formando a crosta, e os intermediários no manto. Pode-se comparar os diferentes tipos de meteoritos com as camadas internas da Terra, pressupondo-se que eles (os meteoritos) tiveram a mesma origem e evolução dos outros corpos do Sistema Solar, formados como corpos homogêneos, a frio, por acresção planitesimal. Aqueles que tinham massa sufi -cientemente grande, desenvolveram um forte calor interno, por causa da energia gravitacional, da energia cinética dos planetesimais quando da acresção e da radioatividade natural. Isto oca-sionou uma fusão parcial, seguida de segregação interna, a partir da mobilidade que as altas tem-peraturas permitiam ao material.

Os meteoritos provenientes da fragmenta-ção de corpos pequenos, que não sofreram esta diferenciação, são os condritos, que representam a composição química média do corpo fragmen-tado e por inferência, do Sistema Solar como um todo, menos os elementos voláteis. Não existem materiais geológicos, ou seja, terrestres, seme-lhantes aos condritos. Os meteoritos provenien-tes da fragmentação de corpos maiores, como a Terra, que sofreram a diferenciação interna, representam a composição química e densidade de cada uma das partes internas diferenciadas do corpo que os originou. São os sideritos, os acondritos e ainda outros tipos. Pela sua den-sidade, faz-se a correlação com as camadas da Terra determinadas pela sismologia, e supõe-se que sua composição química represente a com-posição química da camada terrestre de mesma densidade. Assim, com estas duas ferramentas indiretas, a sismologia e a comparação com os meteoritos, foi estabelecido um modelo para a constituição interna do globo terrestre.

É importante ressaltar que todo o material no interior da Terra é sólido, com exceção apenas do núcleo externo, onde o material líquido metá-lico se movimenta, gerando correntes elétricas e o campo magnético da Terra. A uma dada tem-peratura, o estado físico dos materiais depende da pressão. ‘As temperaturas que ocorrem no manto, os silicatos seriam líquidos, não fossem as pressões

tão altas que lá ocorrem (milhares de atmosferas).

Assim, o material do manto, ao contrário do que muitos crêem, é sólido, e só se torna lí-quido se uma ruptura na crosta alivia a pressão a que está submetido. Somente nesta situação é que o material silicático do manto se liqüefaz, e pode, então, ser chamado de magma. Se o mag-ma fi ca retido em bolsões dentro da crosta, for-ma uma câmara magmática, e vai pouco a pouco solidifi cando-se, formando um corpo de rocha ígnea plutônica ou intrusiva, Se o magma conse-gue extravasar até a superfície, no contato com a atmosfera e hidrosfera, pode ser chamado lava, enquanto estiver líquido, e seu resfriamento e solidifi cação vai formar um corpo de rocha íg-nea vulcânica ou extrusiva.

As rochas ígneas assim assim formadas, jun-tamente com as rochas metamórfi cas e sedimen-tares, formadas por outros processos geológicos, constituem a crosta, que é a mais fi na e a mais importante camada para nós, pois é sobre ela que se desenvolve a vida. A crosta oceânica e a crosta continental apresentam diferenças entre si.

A primeira ocorre sob os oceanos, é menos espessa e é formada por extravasamentos vulcâni-cos ao longo de imensas faixas no meio dos ocea-nos (as cadeias meso-oceânicas), que geram rochas basálticas. A segunda é mais espessa, pode emergir até alguns milhares de metros acima do nível do mar, e é formada por vários processos geológicos, tendo uma composição química média mais rica em Si e em AI que as rochas basálticas, que pode ser chamada de composição granítica.

A crosta oceânica e continental, junto com uma parte superior do manto, forma uma camada rígida com 100 a 350km de espessura. Esta cama-da chama-se LITOSFERA e constitui as placas tectônicas, que formam, na superfície do globo, um mosaico de placas encaixadas entre si como um gigantesco quebra-cabeças; são as placas tec-tônicas ou placas litosféricas. Abaixo da litosfe-ra, ocorre a ASTENOSFERA, que é parte do manto superior; suas condições de temperatura e pressão permitem uma certa mobilidade, muito lenta, mas sensível numa escala de tempo muito grande, como é a escala do tempo geológico.


Quais são as forças capazes de transformar rochascomuns em enormes estruturas montanhosas maciças

como os Alpes, os Andes ou os Himalaias?

Quais forças teriam o poder de contradizer a natureza rígida destas rochas, deformando-as e dobrando-as?

Quando as placas interagem, nos seus limites, sejam divergentes, convergentes ou transformantes (conservativos), as rochas que compõem a crosta fi cam sujeitas a um poderoso STRESS.

Quando uma rocha sofre um stress, ela é deformada, mudando de forma e de volume.

A análise das estruturas deformacionais apresentadas pelas rochas, permite aos geólogos entender antigos movimentos de placas ou outros eventos geológicos do passado.

As rochas podem sofrer três tipos de stress, cada um correspondendo a um dos três tipos básicos de limites de placas:

As rochas que se encontram em margens de placas convergentes sofrem stress compressio-nal. Este tipo de stress reduz o volume das rochas. As rochas que sofrem compressão geralmen-te são dobradas, havendo um aumento no sentido vertical e uma diminuição lateral.

As rochas que se encontram em margens divergentes sofrem stress tencional ou de exten-são. As rochas são “esticadas”, havendo uma diminuição no sentido vertical e um aumento lateral da área ocupada por estas rochas após a deformação.

As rochas em margens de placas transformantes são movimentadas lateralmente em sentidos opostos, sofrendo um stress de cizalhamento. Através deste tipo de stress, grandes blocos de rocha são movimentados lateralmente.

DEFORMAÇÕES GEOLÓGICAS: FALHAS E DOBRAS

A Tectônica de Placas produz as mais importantes feições de larga-escala encontradas no planeta. Graças a ela são geradas bacias oceânicas e cadeias de montanhas.

Essa mesma força capaz de mover as placas produz grandes rupturas na crosta, soerguimen-to e rebaixamento de grandes blocos rochosos.

Saiba mais!

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Quando sujeitas ao stress, as rochas respondem de forma diferente a depender das condições de temperatura e pressão do ambiente onde se encontram. Estas condições dependem da sua profundidade e vão refl etir em um comportamento mais ou menos plástico das rochas.

• As rochas que se encontram a grande profun-didades (geralmente abaixo de 20 km), sujeitas a altas temperaturas e pressões, vão responder à deformação de forma plástica ou dúctil.

• As rochas mais próximas à superfície, em geral , respondem ao stress de forma rígida ou rúptil.

O que são os terremotos? Como eles são gerados? E como podem ser preditos? Qual a relação entre estas

forças capazes de gerar terremotos e as grandes cadeias de montanhas existentes no planeta?

• Os terremotos são vibrações da Terra produzidas por uma liberação rápida de energia.

As grandes energias lançadas por explosões atômicas ou por erupções vulcânicas podem produzir terremotos, contudo estes são eventos pouco freqüentes. A maior parte dos terremotos são gerados por movimentos que ocorrem em grandes fraturas existentes na crosta terrestre chamadas de falhas.

A teoria da Tectônica de Placas mostra que a crosta terrestre está em constante movimento e essa movimentação ao longo dos limites de placas muitas vezes se dá através de falhas.

O mecanismo de formação de terremotos foi descoberto em 1906 por H. F. Reid, que elaborou estudos a partir do terremoto de São Francisco. Este terremoto foi acompanhado por um deslocamento horizontal de vários metros ao longo da falha de Santo André (1.300m de fratura na região da Califórnia, que separa a Placa da América do Norte e a Placa do Pacífi co). Em um único terremoto, a Placa do Pací-fi co se deslocou 4,7m em direção ao norte, passando pela placa norte-americana.

Epicentros dos terremotos

• O local no interior da Terra onde é gerado o terremoto é chamado de foco.

• O local na superfície da Terra imediatamente acima do foco é chamado de epicentro.

Cerca de 95% da energia liberada nos terremotos tem origem em uma zona relativamente restrita em torno do oceano Pacífi co conhecida como Cinturão do Pacífi co. Esta zona inclui regiões com grande atividade sísmica como o Japão, as Filipinas, o Chile e numerosas ilhas vulcânicas.

No fi nal do ano de 2005, um terre-moto na região da Caxemira matou mais de 90.000 pessoas.


Instrumentos chamados sismógrafos amplifi cam e registram a movimentação das ondas sís-micas. Estas ondas se propagam em todas as direções a partir do foco do terremoto.



Os principais tipos de deformação tectônica sofridas pelas rochas são as dobras e as falhas.

Dobras

As dobras são estruturas construídas em camadas ou estratos rochosos que foram depositados originalmente na horizontal e depois sofreram uma deformação plástica ou dúctil.

As dobras podem variar muito de tamanho – podem apresentar uma extensão de poucos milíme-tros até centenas de quilômetros.

As dobras podem apresentar duas formas principais:

Sinclinais: são dobras côncavas, as rochas são dobradas tendendo a formar bacias ou vales, contudo, a expressão fi nal no relevo vai depender da resistência das rochas a erosão.

Anticlinais: são dobras convexas, as rochas são dobradas tendendo a formar domos ou morros, contu-do, como no caso anterior, a expressão fi nal no relevo vai depender da resistência das rochas à erosão.

Os lados de uma dobra são chamados de fl ancos ou limbos. As compressões, em geral, produzem uma seqüência de sinclinais e anticlinais que apresentam sempre um fl anco em comum.

Cada sinclinal ou anticlinal tem um plano axial, um plano imaginário que divide a dobra em duas partes aproximadamente iguais.

As dobras (sinclinais e anticlinais) podem ser:

• Simétricas: quando o plano axial é aproximadamente vertical e os fl ancos apresentam a mesma inclinação. Dobras simétricas geralmente ocorrem quando a compressão é relativamente suave;

• Assimétricas: em situações onde a compressão é mais intensa, como próximo aos limites de placas, as forças tectônicas compressivas forçam um fl anco a se movimentar mais que o outro, gerando dobras assimétricas. Nestas dobras o plano axial é inclinado;

• Recumbentes: com a continuidade da compressão, o plano axial da dobra assimétrica pode deitar até fi car na horizontal, virtualmente paralelo à superfície da Terra. As dobras recumbentes são tipicamente encontradas em cadeias de montanhas fortemente deformados como os Apalaches, os Himalaias e os Alpes Europeus.

Falhas

Quando as rochas sofrem stress a bai-xas temperaturas e baixas pressões litostáticas, onde elas encontram-se ainda em estado mui-to rígido, surgem “rachaduras” ou fraturas. Como as rochas, neste caso, não têm plastici-dade sufi ciente para dobrar, elas se rompem.

O caso mais drástico é quando ocorre um movimento ao longo destas fraturas, gerando as falhas.

As falhas podem deslocar grandes blocos rochosos ao longo de um plano de falha. O plano de falha é a superfície ao longo da qual ocorre o movimento dos blocos.

Falhas são fraturas na crosta terrestre com deslocamento relativo, perceptível entre os lados contíguos e ao longo do plano de falha.

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Devido aos processos erosivos a que estão sujeitas as rochas na superfície, difi cilmente são encon-trados os originais planos de falha.

• O bloco de rocha localizado acima do plano de falha é chamado de teto.

• O bloco localizado abaixo do plano de falha é chamado de muro.

De acordo com o seu movimento relativo (de um bloco em relação ao outro), as falhas são classifi cadas em:

Falhas horizontais ou transcorrentes: são falhas geradas por stress de cizalhamento, gerando um movimento horizontal, paralelo ao plano de falha.

A maior e mais conhecida falha transcorrente encontrada na literatura é a Falha de Santo André, nos Estados Unidos.

Falhas verticais: neste tipo de falha os blocos rochosos se movem verticalmente em relação ao plano da falha, como é o caso da Falha de Salvador. A depender da direção de movimento dos blocos, as falhas verticais podem ser:

Falhas normais: o bloco do teto desce em relação ao muro. Este tipo de falha está geral-mente associado com stress tencional ou divergente. A descida dos blocos rochosos, ocasio-nada por este tipo de falhamento, gera depressões chamadas de graben. O bloco do muro que permanece elevado em relação ao teto é chamado de horst.

Falhas inversas: neste tipo de falha, o bloco do teto sobe em relação ao muro. Esta falha está geralmente associada com poderosas compressões horizontais, comuns onde existe convergência de placas.

Na Bahia, o desnível topográfi co que separa a Cida-de Alta da Cidade Baixa foi gerado por uma falha, a cha-mada Falha de Salvador. Esta falha representa a borda da Bacia do Recôncavo, aberta como uma conseqüência secundária da separação Brasil / África, que gerou o Atlân-tico sul. Ao longo do tempo, o plano de falha já sofreu um grande recuo erosivo, estando atualmente a superfície de erosão nas proximidades do Elevador Lacerda.

Você sabia?

TEMPO GEOLÓGICO

Durante muitos anos, não se sabia nenhum método confiável para datar os vários eventos no passado geológico.

Em 1869, John Wesley Powell fez uma pioneira expedição ao Rio Colorado e ao Grand Canyon, nos Estados Unidos. Powell observou que os canyons desta região representavam um livro de revelações escrito nas rochas, como uma Bíblia da geologia. Ele afi rmou que milhões de anos da história da Terra estavam expostos nas paredes do Grand Canyon.


Semelhante a um longo e complicado livro de história, as rochas registram os eventos geológicos e as mudan-ças das formas de vida ao longo do tempo. Este livro, contudo, não está completo. Muitas páginas, especialmente nos primeiros capítulos, foram perdidas. Ainda hoje, muitas partes deste livro precisam ser decifradas.

Um dos princípios básicos usados, ainda nos dias atuais, para desvendar a história da Terra foi postulado por James Hutton no seu livro “Teoria da Terra”, publicado em 1700 – o Princípio do Uniformitarismo.

Este princípio diz que as leis químicas, físicas e biológicas que operam atualmente são as mesmas que operaram no passado geológico. Isso signifi ca que as forças e os processos que nós observamos atu-almente agindo no nosso planeta têm atuado desde muito tempo atrás. Então, para decifrarmos as rochas antigas temos primeiramente que compreender os processos que atuam hoje e os seus resultados.

Os geólogos que desenvolveram a escala de tempo geológico revolucionaram a maneira com que as pessoas concebiam o tempo e como percebiam o nosso planeta. Eles mostraram que a Terra é muito mais antiga do que se poderia imaginar e que a sua superfície e o seu interior sofreram mudanças no passado através dos mesmos processos geológicos que operam atualmente.

A principal subdivisão da escala de tempo geológico é chamada de eon. Os geólogos dividiram o tempo geológico em dois grandes eons:

Precambriano (dividido em Arqueano e Proterozóico): representa os primeiros 4 bilhões de anos da história do planeta.

Fanerozóico: representa últimos 540 milhões de anos.

O Precambriano representa cerca de 88% da história da Terra, mas pouco se sabe sobre este período. Devido à grande raridade de fósseis para datações, não foi possível subdividi-lo em pequenas unidades de tempo.

Grand Canyon

O Principio do Uniformitarismo é, geralmente, expresso pelo ditado “o presente é a chave para o passado”.

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O Fanerozóico é marcado pelo aparecimento de animais com partes duras, como as conchas, que permiti-ram a sua preservação fóssil. Este eon foi dividido em três eras, que por sua vez foram divididas em períodos:

Era Paleozóica (540 – 248 milhões de anos atrás): marca o aparecimento de diversos organis-mos invertebrados, dos primeiros organismos com conchas, dos peixes, das plantas terrestres, dos insetos, dos anfíbios e dos répteis. Por outro lado, o fi nal desta era é marca pela extinção de várias espécies, estima-se que aproximadamente 80% da vida marinha desapareceu nesta era.

Durante esta era, o movimento das placas juntou todas as massas continentais em um único super-continente chamado Pangea. Esta redistribuição de massa e terra gerou grandes mudanças climáticas que se acredita ser a causa da grande extinção de espécies ocorrida nesta época.

Está subdividida em seis períodos:

Cambriano;

Ordoviciano;

Siluriano;

Devoniano;

Carbonífero;

Permiano.

Era Mesozóica (248 – 65 milhões de anos atrás): é marcada pelo aparecimento e extinção dos dinossauros, e pelo surgimento dos primeiros pássaros e das primeiras plantas com fl ores. Está subdividida em três períodos:

TriássicoJurássicoCretáceo

Era Cenozóica (65 milhões de anos até os dias atuais): representa a menor de todas as eras e que se encontra melhor registrada. Marca o aparecimento dos mamíferos e o desenvolvimento da vida humana. Está subdividida em dois períodos:

TerciárioQuaternário


Datação relativa

A datação relativa é feita estabelecendo-se uma seqüência de eventos geológicos, ou seja, a idade relativa diz quais as rochas mais velhas e quais as mais novas umas em relação às outras, apresentando a seqüência de formação entre elas.

Os geólogos determinam a seqüência dos eventos geológicos que foram produzidos nas rochas de uma determinada área usando certos princípios básicos, ajudados por seus conhecimentos de processos fundamentais como sedimentação, vulcanismo e erosão. Estes princípios envolvem principalmente rela-ções espaciais e conhecimentos de evolução biológica e análise de evidências fósseis. Os princípios mais fundamentais da datação relativa são:

Uniformitarismo: este é o mais básico dos princípios usados para interpretar a história da Terra e diz que os processos geológicos que ocorrem no presente são similares àqueles ocorri-dos no passado. Desta forma, a observação de fenômenos geológicos modernos (terremotos, vulcanismos, etc) pode ajudar a interpretar eventos antigos.

Horizontalidade e Superposição: a maior parte dos sedimentos são transportados em corpos d’água (rios, oceanos...) e são depositados como camadas horizontais ou sub-horizontais. Essa tendência é chamada de princípio da horizontalidade original. Quando as camadas apresentam-se muito inclinadas signifi ca que houve a atuação de forças tectônicas que as deformaram. O princípio da superposição diz que as rochas são depositadas sob outras mais antigas, desta for-ma, em uma seqüência de estratos rochosos inalterados os estratos mais jovens estarão no topo e os mais antigos na base da seqüência.

Relações de cruzamentos e cortes: estas relações mostram que rochas ígneas intrusivas são necessariamente mais novas do que as rochas onde elas penetram (intrudem), da mesma manei-ra, falhas e dobras são posteriores à formação das rochas que elas fraturam ou deformam.

Fósseis: os fósseis são restos de organismos antigos ou evi-dências de sua existência preservados no material geológico. O estudo dos fósseis indica o período em que estes organismos se desenvolveram no planeta e quando foram extintos.

Datação absoluta

Em geral, os cientistas preferem ter dados da idade das rochas quantifi cados em anos e não simplesmente saber se a rocha A é mais nova ou mais velha que a rocha B. Desta forma, sempre que possível eles utilizam méto-dos de datação absoluta para determinar a idade das rochas. Os dois métodos principais de datação absoluta são:

Datação Radiométrica: esse tipo de datação usa o decaimento de isótopos radiativos que são por vezes incorporados na estrutura cristalina de alguns minerais formadores de rochas. São usados principalmente isótopos de urânio, potássio e rubídio. Este método só consegue datar materiais rochosos com mais de 100.000 anos de idade.

Datação com Carbono - 14: este método de datação utiliza o carbono-14 a partir de conchas, plantas, polens, carapaças, etc. Este método pode ser usado em materiais entre 100 e 100.000 anos de idade. Em função disso, é possível datar, por exemplo, as glaciações mais recentes e os eventos de subida ou descida no nível do mar.

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Qual a região de maior incidência de terremotos no mundo?

Quais as principais evidências apontadas pelos cientistas de que os continentes estariam juntos há cerca de 200 milhões de anos e teriam migrado até as posições atuais?

Sabendo que as forças tectônicas podem romper ou deformar as rochas, explique o que são “falhas” e o que são “dobras” e como são formadas.

Quais as principais diferenças entre os métodos de datação relativos e absolutos?

Explique o princípio do Uniformitarismo.

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Atividade Complementar


MINERAIS E ROCHAS

CICLO DAS ROCHAS / MINERAIS FORMADORES DAS ROCHAS

Além do valor econômico associado às rochas e aos minerais, todos os processos da Terra estão de alguma forma ligados às propriedades destes materiais.

As rochas são divididas em três grupos, baseados em seu modo de origem: rochas ígneas, sedi-mentares e metamórfi cas.

A inter-relação entre estes tipos de rochas é representada pelo ciclo das rochas. Com isso, o ciclo das rochas demonstra também a integração entre diferentes partes do complexo sistema terrestre.

O ciclo das rochas nos ajuda a entender a origem das rochas ígneas, sedimentares e metamórfi cas e a perce-ber que cada tipo está ligado aos outros através de processos eu agem na superfície e no interior do planeta.

Tomando arbitrariamente um ponto de início para o ciclo das rochas, temos o magma. O magma é um material derretido formado no interior do planeta. Eventualmente este material se resfria e se solidifi ca. Este processo de solidifi cação do magma é chamado de cristalização. A cristalização do magma pode ocorrer na superfície, através de erupções vulcânicas, ou ainda em subsuperfície (no interior da crosta). Em ambos os casos as rochas geradas são chamadas de rochas ígneas.

Quando as rochas ígneas são expostas na superfície (devido a um levantamento crustal, erosão, ou por já terem se cristalizado na superfície), sofrem a ação de agentes como a água, as variações de temperatura, mecanismos de oxidação, etc. Estes agentes causam a desintegração e a decom-posição das rochas na superfície num processo chamado de intemperismo.

Este material (partículas e/ou substâncias dissolvidas) resultante da desagregação e decompo-sição das rochas é chamado de sedimentos. Os sedimentos são transportados pelos agentes erosivos – água, gelo, vento ou ondas – e eventualmente são depositados.

Os sedimentos podem formar campos de dunas, planícies fl uviais, mangues, praias, etc. Quando os sedimentos são compactados, através da sobreposição de camadas de sedimentos umas sobre as outras, ou cimentados, através da percolação de água contendo carbonato de cálcio ou sílica, esses sedimentos então se convertem em rocha. Este processo de transformação de sedimentos em rocha é chamado de litifi cação e resulta na formação de rochas sedimentares.

Se as rochas sedimentares forem submetidas a grandes temperaturas e pressões responderam às mudanças nas condições ambientais com a recristalização e o rearranjo de seus minerais criando o terceiro tipo de rocha – as rochas metamórfi cas. Essas mudanças ambientais podem ocor-rer, por exemplo, se estas rochas forem envolvidas na criação de cadeias de montanhas através de forças tectônicas, ou entrarem em contato com massas magmáticas (fl uxos de magma).

Desta forma, o conhecimento básico dos materiais terrestres é essencial no conhecimento dos fenômenos que ocorrem no planeta.

Você sabia?

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Se as condições ambientais a que forem submetidas as rochas sedimentares forem capazes de fundi-las, estas rochas serão transformadas em magma podem voltar a formar rochas ígneas.

Seguindo um outro caminho, as rochas ígneas podem, ao invés de serem desagregadas e de-compostas na superfície, sofrer a ação de esforços compressionais e a elevação da temperatura e pressão pode causar o metamorfi smo destas rochas, vindo a formar rochas metamórfi cas.

As rochas metamórfi cas, quer sejam de origem ígnea ou de origem sedimentar, quando expostas na superfície vão sofrer a ação dos agentes de intemperismo transformando-se em seixos, grãos, partículas ou soluções dissolvidas sendo posteriormente depositados como sedimentos. Caso estes sedimentos sejam litifi cados (cimentação e compactação), formará rochas sedimentares.

Num caminho inverso, as rochas sedimentares, expostas na superfície, sofrerão a ação dos processos intempéricos e se desagregarão ou serão decompostas tornando-se novamente sedi-mentos inconsolidados, compondo, por exemplo, planícies ou campos de duna.

Desta forma, os compostos sintéticos formados em labo-ratório não são considerados minerais. Também os compostos orgânicos, como o carvão (que é formado a partir de restos de plantas sob altas temperaturas e pressões), não são considera-dos minerais.

O diamante, a esmeralda, o quartzo, a biotita são exem-plos de minerais.

Alguns minerais são chamados de gemas – são minerais preciosos ou semi-preciosos que apresentam valor econômico, em geral devido à sua cor, brilho ou forma do cristal. Como os diamantes, rubis, safi ras, esmeraldas, ametistas, etc.

Minerais formadores das rochas

A crosta da Terra é composta essencialmente por oito elementos mais comuns que se combinam para formar os minerais formadores das rochas. Estes elementos são o O (oxigênio), Si (silício), Al (alumínio), Fe (ferro), Ca (cálcio), K (potássio), Na (sódio) e Mg (magnésio).

As rochas são agregados ou combinações naturais de um ou mais minerais.

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Minerais são sólidos inorgânicos que ocorrem naturalmente na nature-za, formados por elementos químicos em determinadas proporções e com um sistemático arranjo interno.

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Os dois elementos principais são o oxigênio e o silício. Estes se combinam para formar tetraedros de silício-oxigênio. Esta estrutura básica forma o mais abundante grupo de minerais do planeta: os silicatos.

Os tetraedros de silício-oxigênio podem formar uma grande variedade de estruturas cristalinas e compor minerais como quartzo, feldspatos (K-feldspato, plagioclásio), micas (biotita, moscovita), an-fi bólios, piroxênios e olivinas.

Alguns não-silicatos são também formadores de rochas. Os principais deles são os carbona-tos (calcita, dolomita, por exemplo), os óxidos (como os óxidos ricos em ferro como a hematita e a magnetita), os sulfetos (como a galena, sulfeto de chumbo, e a pirita, sulfeto de ferro) e os sulfatos (como o gipso, sulfato de cálcio).

Minerais e rochasFonte: < http://www.geocities.com/paulac_onofre/>

O texto abaixo serve para comple-mentar o conteúdo apresentado sobre os minerais formadores das rochas.

Atenção!

Que são minerais?

Cristal Mineral

Com a notável exceção do mercúrio, os mi-nerais são pesados, duros e compactos. São massas sólidas que exibem formas chamadas cristais.

O cristal é uma substância de forma constan-te e regular. Isso signifi ca que, mesmo quando re-duzido a pó, cada partícula ainda retém a forma do cristal original. Esse é o modo como os minerais são identifi cados.

Natural, artifi cial e inorgânico

Os minerais são substâncias naturais que se formam dentro de diferentes tipos de rochas. Para extraí-los, às vezes é necessário cavar bem fundo – abrindo minas, poços e túneis.

Substâncias produzidas artifi cialmente, ou através de atividade orgânica (de animais e plantas), não são consideradas minerais verdadeiros.

Mais do que simples rochas

As rochas são feitas de combinações específi -cas de minerais. As milhões de maneiras pelas quais os minerais podem se combinar resultam na imensa variedade de rochas e paisagens que observamos na natureza.

Tradições, mitos e lendas

Ao pensar nos minerais em termos de sua aplicação na indústria moderna e pela ciência, es-quecemos que, no passado, eram tidos como subs-tâncias dotadas de propriedades mágicas, místicas e medicinais. Algumas dessas crenças são surpreen-dentemente corretas, outras apenas bizarras.

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O futuro previsto no quartzo

Durante milhares de anos as pessoas inventa-ram histórias extraordinárias a respeito dos minerais e das pedras preciosas. Daí o grande número de tra-dições e lendas que envolvem a magia, a astrologia, a alquimia e simbolismos religiosos. O Santo Graal, da Última Ceia de Cristo, segundo se dizia, era uma taça de esmeralda. A bola de cristal na qual os viden-tes previam o futuro era afeita de quartzo. Segundo crenças antigas, certos minerais tornavam imunes a envenenamentos quem os possuísse. Acreditava-se que algumas gemas acalmavam febres, curavam res-saca e tornavam os guerreiros invencíveis. Os alqui-mistas afi rmavam que poderiam transformar metais comuns em ouro ou prata.

Propriedades de cura

Em tempos idos, acreditava-se que os minerais e as gemas tivessem propriedades de cura tão bené-fi cas e efi cazes quanto as plantas. Em alguns casos, a evidência científi ca apóia a teoria: o sal de Epsom ou sal amargo, por exemplo, de fato alivia o sistema digestivo. Mas outras idéias antigas, tais como engo-lir ametista moída para evitar ressaca, não passam de histórias da carochinha, e provavelmente provocaram mais danos físicos do que cabeças desanuviadas.

Da mesma forma, é altamente improvável que a ágata moída, ingerida junto com vinho, fosse capaz de curar ferimentos expostos, ou que as safi ras, mistura-das ao leite, conseguissem acalmar cólicas intestinais.

Talismãs e amuletos

As gemas têm sido usadas como talismãs e amuletos desde o princípio da história do homem. Eram objetos supostamente dotados de poderes sobrenaturais ou mágicos – principalmente com o poder de evitar o mal ou o infortúnio.

De início, entoavam-se fórmulas cabalísticas em torno de talismãs e amuletos para investi-los de poderes mágicos, mas as civilizações posteriores começaram a inscrever essas fórmulas mágicas nos próprios amuletos e talismãs.

As cores dos minerais, além de ser em geral maginífi cas e atraentes, fornecem pistas impor-tantes para a identifi cação deles. Cores mais vivas ou inusitadas aumentam muito o valor comercial

de um espécime. Algumas cores só ocorrem em determinados minerais, que por isso mesmo são de grande valia para os artistas.

Um dos atrativos dos minerais, que exerce fas-cínio constante nas pessoas, é a gama de cores mara-vilhosas que possuem, já que essas cores representam todo o espectro e toda e qualquer tonalidade que se possa imaginar. Muitos minerais são incorporados às tintas usadas na pintura, em parte porque as tonalida-des são exclusivas e inimitáveis e, em parte, porque as cores derivadas de minerais costumam ser tremenda-mente estáveis e não desbotam, mesmo em caso de prolongada exposição à luz, natural ou artifi cial.

Entre as cores mais fantásticas exibidas pelos cristais, temos os vermelhos (prustita, cinabre, real-gar), alaranjados brilhantes (crocoíta, wulfenita va-nadinita), amarelos (trissulfureto de arsênico e enxo-fre), verdes amarelados (autunita e outros minerais secundários do urânio), verdes brilhantes (dioptásio, esmeralda), azuis (lápis-lazúli, vivianita, azurita), vio-láceas (ametista, fl uorita, kamerita), entre outras.

Alguns minerais têm uma determinada cor em estado natural, mas adquirem outra totalmente dife-rente quando moídos. Um bom exemplo disso é a hematita, um óxido de ferro muito comum, normal-mente negro quando cristal. Entretanto, apresenta uma cor de traço vermelho-profunda e produz um pigmento amplamente usado desde os tempos anti-gos. O nome da hematita vem da palavra “sangue” em grego, justamente em função de sua cor.

A cor de um mineral pode variar bastante de um espécime a outro, difi cultando a identifi cação, Isso se deve a impurezas locais e a elementos quími-cos adjacentes que podem ter afetado parcialmente sua aparência. A melhor maneira de tirar conclusões acertadas sobre a identidade de um mineral tendo por base a cor é examina-la em conjunto com o bri-lho desse mineral – ou seja, com o brilho da superfí-cie ou com a qualidade de sua luz refl exa.

Dureza, clivagem e fragmentação dos minerais

A dureza de um mineral e seu grau de fragmen-tação (caso haja) são determinados pela estrutura crista-lina do espécime e pela maneira como seus componen-tes se ligam. A dureza e a clivagem de um mineral estão entre as propriedades mecânicas mais fáceis de serem observadas pelo mineralogista amador; mas as provas


que fornecem raramente bastam para se estabelecer em defi nitivo a identidade de um espécime desconhecido.

Dureza

A dureza poderia ser defi nida como a capaci-dade de um mineral de resistir à abrasão de outros

materiais. Em geral, o grau de dureza é bastante alto em minerais com estruturas internas compactas, nas quais os átomos se encontram o mais próximos possível uns dos outros e onde os elos em forma de andaime entre os átomos são muito fortes.

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O diamante, a mais dura das substâncias naturais, é uma forma de carbono que tem tanto uma estrutura interna muito compacta quanto elos muito fortes entre os cristais. A grafi ta – uma outra forma (alotrópica) de carbono, quimicamente idêntica ao diamante – é mais mole e fraca que o diamante porque seus átomos estão dispostos em camadas que podem ser deslocadas umas das outras com relativa facilidade.

A dureza de um mineral não é necessaria-mente a mesma em todas as direções. A bela gema azul de cianita, por exemplo, tem dureza 4 quando riscada no sentido da superfície dos cristais, mas uma dureza 7 quando riscada na transversal.

Escala de Mohs

Infelizmente, medir a dureza dos minerais não é a melhor forma de defi ni-los, embora o mé-todo seja útil para descrevê-los. A Escala de Mohs é apenas um meio grosseiro e instantâneo de compa-ração entre minerais, não uma medição cientifi ca-mente precisa. Mas, apesar das limitações, a Escala de Mohs continua sendo perfeitamente adequada e o método mais comum para uso geral.

Clivagem

A clivagem é a tendência que têm os mine-rais de se partir em certas direções. A facilidade da clivagem varia muito de mineral a mineral. Utili-zamos quatro graus de clivagem: perfeita, distinta, indistinta, inexistente. A direção da clivagem é sem-pre paralela à face cristalina possível ou existente. Entre os minerais que têm clivagem perfeita estão a barita, a calcita, a clorita, o diamante, a galena, a hemimorfi ta, a rodonita e o topázio.

Fratura e ruptura

A clivagem é diferente da fratura. A cliva-gem só acontece ao longo das linhas da estrutura cristalina, mas a fratura pode ocorrer no sentido transversal. Outro efeito, chamado ruptura, ocorre

quando os planos da estrutura não são paralelos. Neste caso, a estrutura do mineral afetado é frágil e se parte de modo desigual em direções diferentes. Muitos minerais têm fratura e clivagem, mas alguns só têm a fratura.

Usamos quatro graus de fratura para descre-ver os minerais: irregular, desigual, concóide (seme-lhante a uma concha) e lascado ou denteado (com superfícies recortadas, irregulares).

Nunca se deve esquecer que, a exemplo do que ocorre com a dureza, até certo ponto a cliva-gem é melhor para descrever os minerais do que para defi ni-los em termos estritamente científi cos.

Magnetismo

O magnetismo é uma força que tanto pode atrair para perto quanto afastar para longe certas substâncias. Há vários minerais magnéticos e um dos mais comuns é a magnetita. Conhecida tam-bém como pedra-ímã, a magnetita ocorre em ro-chas ígneas e metamórfi cas no mundo todo.

Pólos magnéticos

Uma das propriedades mais importantes dos materiais magnéticos é a formação de dois pólos. Um é chamado “pólo norte”, o outro “pólo sul”. Pólos iguais (norte e norte; sul e sul) forçam o afas-tamento mútuo, ao passo que pólos opostos atra-em-se. Se você pegar dois pedaços de rocha natu-ralmente magnética, como a magnetita (óxido de ferro), elas se atraem ou se repelem, dependendo das extremidades que forem postas juntas. A regra é: pólos iguais repelem; pólos diferentes atraem.

Essa regra continua valendo independente-mente de como você divida a substância magnética. Se, por exemplo, você partir um magneto em dois pedaços, terá não um magneto quebrado e sim dois magnetos, cada qual com um pólo norte e um pólo sul próprios. Se em seguida você partir os dois, terá quatro magnetos e assim sucessivamente.


Radioatividade natural dos minerais

Alguns elementos químicos que compõem os minerais e as gemas nem sempre são estáveis, e podem partir-se espontaneamente nas partículas atômicas constituintes. Quando isso ocorre, são emitidas várias formas de radiação. Esse fenômeno importante foi descoberto recentemente.

Radioatividade

Um dos fatos mais importantes para se ter em mente, em relação à radioatividade natural, é que ela não é infl uenciada por mudanças químicas ou por quaisquer mudanças normais no ambiente do material na qual ocorre. A radioatividade é mui-to diferente de qualquer reação que se possa obter por aquecimento, por exemplo, ou por qualquer outra forma de reação química.

A radioatividade pode ser defi nida como desin-tegração espontânea de certos núcleos atômicos. (O núcleo é a parte central do átomo, a que contém a maior parte de sua massa.) Sempre que ocorre radio-atividade, ela é acompanhada pela emissão de partícu-las alfa (núcleos de hélio), partículas beta (elétrons) ou radiação gama (ondas eletromagnéticas curtas).

Minerais radioativos são os que contém ele-mentos químicos instáveis ou variedades raras e instáveis de certos elementos que ocorrem mais comumente em forma estável. Esses minerais de-compõem-se naturalmente e, quando isso acontece, liberam enormes quantidades de energia em forma de radiação. A taxa de decomposição natural varia de elemento para elemento e o tempo que leva para que metade dos átomos de qualquer elemento ra-dioativo se desintegre é conhecido como sua meia-vida. O processo de desintegração prossegue e não se encerra após uma meia vida. Depois de transcor-ridas duas meias-vidas, restará ¼ do elemento ori-ginal; depois de três períodos, restará 1/8; depois de quatro períodos, 1/16, e assim por diante.

Isótopos

Os núcleos atômicos de um determinado elemento nem sempre têm a mesma composição. Essas variantes do mesmo elemento básico são conhecidas como radioisótopos ou isótopos, sim-plesmente. Embora as variantes tenham o mesmo número de prótons da forma básica do elemento, têm um número diferente de nêutrons.

Tudo isso é extremamente útil para os geólo-gos porque, uma vez que a duração da meia-vida de um elemento tenha sido descoberta, é muito sim-ples calcular a idade das rochas circundantes pelo grau de decomposição encontrado nos elementos radioativos que contêm.

Gemas animais

Algumas das mais belas e valiosas preciosida-des da Terra não são originárias de rochas, mas de organismos vivos, tanto vegetais como animais. As descritas a seguir são algumas das mais conhecidas.

Âmbar

O âmbar é uma resina viscosa, castanha ou amarelada, liberada (“secretada”) pelas coníferas e depois fossilizada. Pode conter coisas como inse-tos, folhas, etc., que fi cam presas na sua resina pe-gajosa antes que ela se solidifi que. Entre as inúme-ras coisas já encontradas dentro de fragmentos de âmbar estão bolhas de ar, folhas, pinhas, pedaços de madeira, insetos, aranhas e até rãs e sapos. As bolhas de ar empanam o brilho do âmbar; sendo em geral removidas através de tratamento térmico. Ao contrário, muitos dos corpos estranhos men-cionados aumentam de modo considerável o valor da peça, especialmente se dentro dela estiver uma espécie rara ou extinta.

O melhor e mais valioso âmbar é transparen-te, e fragmentos extremamente polidos são usados para fazer amuletos e contas. Quando friccionado, o âmbar dá origem à eletricidade estática.

Os principais depósitos de âmbar no mundo são encontrados no litoral norte da Alemanha: o âmbar pode ser levado pelas águas, do leito do mar Báltico até as praias da Grã-Bretanha. Eis outros lugares em que o âmbar é encontrado: Myanma (ex-Birmânia), Canadá, República Tcheca, Repúbli-ca Dominicana, França, Itália e Estados Unidos.

Coral

As mais grandiosas estruturas criadas por se-res vivos não são de autoria do homem, mas sim de organismos minúsculos que se unem, formando os recifes de coral.

O coral é constituído por esqueletos de ani-mais marinhos chamados pólipos de coral, perten-

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centes à classe zoológica anthozoa. Estes pólipos têm corpos ocos e cilíndricos, e, embora algumas vezes vivam sozinhos, são com maior freqüência encontrados em grandes colônias, onde se desen-volvem, um em cima do outro, acabando por cons-tituir grandiosas formações geográfi cas, como os recifes de coral e atóis. Esses esqueletos são for-mados de carbonato de cálcio (rocha calcária), que com o passar dos anos se torna maciço.

O coral pode existir apenas em águas com tem-peratura acima de 22°C – embora a maior parte deles seja encontrada em águas tropicais, há alguns nas regi-ões mais quentes do mar Mediterrâneo. Pode ser azul, rosa, vermelho ou branco. O coral vermelho é o mais valioso, e há milhares de anos é usado em jóias.

Marfi m

O marfi m é uma espécie de dentina que for-ma as presas de grandes animais selvagens – espe-cialmente dos elefantes, mas também de hipopó-tamos e javalis. Os mamíferos marinhos como o cachalote, o narval, o leão-marinho e a morsa tam-bém são capturados por causa dele. O marfi m tem cor branca cremosa, é um material raro e bonito, e, embora seja muito utilizado em decoração des-de o começo da humanidade – uma peça de presa de mamute entalhada, encontrada na França, tem mais de 30 000 anos -, houve nos últimos 50 anos uma mudança radical de atitude em relação ao esse tipo de exploração dos animais para o benefício e prazer do homem. Muitos que antes teriam cobi-çado peças de marfi m agora são estimulados a usar alguns de seus muitos substitutos, como o marfi m vegetal, osso, chifre e jaspe. No entanto, apesar da conscientização cada vez mais generalizada a res-peito do problema, e da legislação internacional que protege os animais sob ameaça de extinção, os elefantes continuam a ser caçados em muitas regi-ões da África e da Índia por caçadores clandestinos de marfi m, e ainda correm perigo de extinção.

Pérola

As pérolas são formadas por ostras e me-xilhões de água doce como um tipo de proteção contra parasitas ou grãos de areia que penetram em suas conchas, causando irritação.

Ao se iniciar o processo de irritação, uma cama-da de tecido – “manto” – entre a concha e o corpo do

molusco secreta camadas de carbonato de cálcio.

Essas secreções – que de início têm o nome de nácar ou madrepérola – circundam o corpo es-tranho invasor, e vão construindo sobre ele uma casca que endurece com o passar dos anos: esse processo protege o molusco contra o intruso, for-necendo ao homem uma das suas mais preciosas riquezas, a belíssima pérola.

As pérolas podem ser redondas ou irregula-res, e são brancas ou negras. As pérolas naturais são originárias do golfo Pérsico, do golfo de Manaar, que separa a Índia do Sri Lanka e do mar Verme-lho. As pérolas de água doce são encontradas nos rios da Áustria, França, Alemanha, EUA (Mississi-pi), Irlanda e Grã-Bretanha (Escócia).

As pérolas cultivadas – isto é, pérolas cuja produção é artifi cialmente induzida pela inserção deliberada de uma pequena conta que incita a ostra a criar uma pérola – são produzidas principalmente no Japão, onde as águas rasas do litoral propiciam condições ideais para isso.

Azeviche

O azeviche é uma variedade de carvão e ,como tal, foi formado há milhões de anos, originário da ma-deira imersa em água estagnada e depois comprimida e fossilizada por camadas posteriores do mesmo ma-terial e de outros, que se acumularam por cima dele.

Sabe-se que o homem extrai o azeviche des-de 1400 a.C., e durante a ocupação da Grã-Breta-nha os romanos davam-lhe tanto valor que muitos carregamentos desse material eram freqüentemen-te enviados para Roma.

A beleza do azeviche é acentuada pelo po-limento, e por causa de sua cor negra era muito procurado no século XIX para fazer adornos usa-dos em ocasiões de luto. Como o âmbar, o azeviche gera eletricidade estática quando friccionado.

Fósseis

O que são fósseis?

Fósseis são restos preservados de plantas ou animais mortos que existiram em eras geológicas passadas. Em geral apenas as partes rígidas dos or-ganismos se fossilizam – principalmente ossos, den-tes, conchas e madeiras. Mas às vezes um organismo


inteiro é preservado, o que pode ocorrer quando as criaturas fi cam presas em resina de âmbar; ou então quando são enterradas em turfeiras, depósitos sali-nos, piche natural ou gelo. Entre as muitas descober-tas fascinantes feitas em regiões árticas extremamen-te geladas como o norte canadense e a Sibéria, na Rússia, temos os restos perfeitamente preservados de mamutes e rinocerontes lanudos.

Essas descobertas são excepcionais e, quando ocorrem, chegam às manchetes do mundo inteiro.

A maioria dos fósseis transforma-se em pe-dra, um processo que leva o nome de petrifi cação.

De modo geral existem três tipos de fossili-zação. O primeiro é chamado de permineralização. Isso acontece quando líquidos que contém sílica ou calcita sobem à superfície e substituem os compo-nentes orgânicos originais da criatura ou planta que ali morreu. O processo leva o nome de substituição ou mineralização. Em quase todo o mundo existem ouriços-do-mar silicifi cados em depósitos de gre-da; eles constituem um dos principais fósseis que você deve procurar em suas excursões.

Quando o organismo fossilizado contém te-cidos moles – carne e músculos, por exemplo -, o hidrogênio e o oxigênio que compunham essa estru-tura em vida são liberados, deixando para trás apenas o carbono. Este forma uma película negra na rocha que delineia o contorno do organismo original. Esse contorno chama-se molde, e os moldes de organis-

mos muito delgados, como folhas, por exemplo, são chamados de impressões. Quando pegadas, rastros ou fezes fossilizadas (coprólitos) são assim prensa-dos e preservados chamam-se vestígios fósseis.

As melhores condições para a fossilização surgiram durante sedimentações rápidas, principal-mente em regiões onde o leito do mar é profundo o bastante para não ser perturbado pelo movimento da água que há por cima.

Em termos gerais, todo fóssil deve ter a mesma idade do estrato de rocha onde se encontra ou, pelo menos, deve ser mais jovem que a camada diretamen-te abaixo e mais velho que a camada diretamente aci-ma dele. Existe, porém, um pequeno número de exce-ções, quando o estrato provém de alguma rocha mais velha e se depositou numa rocha mais nova através de processos de sedimentação ou metamorfose.

Portanto, quando o cientista sabe a idade da rocha é capaz de calcular a idade do fóssil. Talvez o resultado mais espetacular disso tenha ocorrido no século XIX, quando cientistas britânicos des-cobriram os restos de misteriosas criaturas que, de acordo com os estratos circundantes, teriam for-çosamente existido há pelo menos 65 milhões de anos. Esses animais de aspecto tenebroso – que até então eram completamente desconhecidos do ser humano – foram batizados de “dinossauros”, pala-vra de origem grega que signifi ca “lagartos terríveis”.

ROCHAS ÍGNEAS

Como já foi dito anteriormente, as rochas ígneas são formadas pela cristalização do magma quando este se resfria.

O magma (rocha fundida) vem de profundidades geralmente acima de 200 km e consiste primaria-mente de elementos formadores de minerais silicatados (minerais do grupo dos silicatos, formados por silício e oxigênio, acrescidos de alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio, magnésio, dentre outros). Além destes elementos, o magma também contém gases, principalmente vapor d’água.

Como o magma é menos denso que as rochas, ele migra tentando ascender à superfí-cie, num trabalho que leva centenas a milhares de anos. Chegando à superfície o magma extra-vasa produzindo as erupções vulcânicas.

As erupções vulcânicas lançam para superfície fragmentos de rocha e fl uxos de lava. A lava é similar ao magma, contu-do, na lava, a maior parte dos gases consti-tuintes do magma já escapou.

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As grandes explosões que às vezes acompanham as erupções vulcânicas são produzidas pelos gases que escapam sob pressão confi nada.

As rochas resultantes da solidifi cação ou cristalização da lava geram dois tipos de rocha:

Rochas vulcânicas ou extrusivas: são as que se cristalizam na superfície;

Rochas plutônicas ou intrusivas: são aquelas que se cristalizam em profundidade.

À medida que o magma se resfria, são criados cristais de minerais até que todo o líquido é transfor-mado em uma massa sólida pela aglomeração dos cristais.

A razão ou taxa de resfriamento infl uencia do tamanho dos cristais gerados:

Quando o resfriamento se dá de forma lenta os cristais têm tempo sufi ciente para crescerem, então a rocha formada terá grandes cristais, ou seja, a rocha será constituída por poucos e bem desenvolvidos cristais;

Quando o resfriamento se dá de forma rápida ocorrerá a formação de um grande número de pequenos cristais.

Em geral, as rochas vulcânicas se cristalizam rapidamente pela brusca mudança de condições de temperatura quando a lava chega á superfície, já as rochas plutônicas geralmente se cristalizam mais len-tamente em regiões mais profundas.

Como se classifi cam as rochas ígneas?

As rochas ígneas podem variar muito de composição e aparência física. Isso ocorre devido às dife-renças na composição do magma, da quantidade de gases dissolvidos e do tempo de cristalização.

Existem dois principais modos de classifi car as rochas ígneas: com base na sua textura e com base na sua composição mineralógica.

Classifi cação das rochas ígneas de acordo com sua textura

A textura descreve a aparência geral da rocha, baseada no tamanho e arranjo dos cristais. A textura é importante porque revela as condições ambientais em que a rocha foi formada.

Afanítica: as rochas apresentam pequenos cristais muito pequenos. Estas rochas podem ter se cristalizado próximo ou na superfície.

Desta forma, se uma rocha ígnea apresenta cristais que são visíveis apenas com o auxílio de um microscópio, sabe-se que ela se cristalizou muito rápido. Mas, se os cristais identifi cados a olho nu, então essa rocha se cristalizou lentamente.

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Em algumas situações, essas rochas podem mostrar pequenos buracos formados devido ao escape de gases durante a sua cristalização que são chamados de vesículas.

Fanerítica: são formadas quando as massas de magma se solidifi cam abaixo da superfície e os cristais têm tempo sufi ciente para se desenvolverem. Neste caso a rocha apresenta cristais gran-des, que podem ser individualmente identifi cados.

Porfi rítica: como dentro do magma os cristais não são formados ao mesmo tempo, alguns cristais podem ser formados enquanto o material ainda está abaixo da superfície. Se ocorrer a extrusão deste magma, os cristais formados anteriormente, quando o magma estava no interior da crosta, fi carão emersos em um material mais fi no solidifi cado durante a erupção vulcânica. O resultado é uma rocha com cristais grandes emersos em uma matriz de cristais muito fi nos. Esses cristais maiores são chamados de pórfi ros, daí a textura recebe o nome de porfi rítica.

Vítrea: a textura vítrea ocorre quando, durante as erupções vulcânicas, o material se resfria tão rapidamente em contato com a atmosfera que não há tempo para ordenar a estrutura cristalina. Neste caso não são formados cristais e sim uma espécie de vidro natural.

A mais comum destas rochas é conhecida como obsidiana. Um outro tipo de rocha vulcânica que exibe a textura vítrea é a púmice (vendida comercialmente como pedra púmice). Diferentemente da ob-sidiana, a púmice exibe muitos veios de ar interligados, como uma esponja, devido ao escape de gases. Algumas amostras de púmice inclusive fl utuam na água devido a grande quantidade de vazios.

Classifi cação das rochas ígne-as de acordo com sua composição mineralógica

A composição mineral das rochas ígne-as depende da composição química do magma a partir do qual estes minerais serão formados. Contudo, um mesmo magma pode produzir ro-chas de composição mineral muito diversa.

Esta seqüência de cristalização é conhe-cida como série de cristalização magmática ou Série de Bowen.

O cientista N. L. Bowen descobriu que, em magmas resfriados em laboratório, certos minerais se cristalizam primeiro, em tempera-turas muito altas. Com o abaixamento suces-sivo da temperatura, novos cristais vão sendo formados. Ele descobriu também que os cris-tais formados reagem com o magma restante para criar o próximo mineral.

Você sabia?

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Todos estes minerais que fazem parte da Série de Bowen são espécies de silicatos, ou seja, são com-postos de sílica (silício e oxigênio) associada a algum ou alguns outros elementos químicos, como ferro, cálcio, magnésio, alumínio, potássio, etc.

As rochas ígneas são classifi cadas em quatro grupos principais de acordo com o percentual de sílica presente em cada uma delas:

Rochas ultramáfi cas: o termo “máfi co” vem de magnésio e ferro. As rochas ultramáfi cas são compostas por silicatos de ferro e magnésio (olivina e piroxênio) e apresentam relativamente pouca sílica (menos que 40%).

A rocha ultramáfi ca mais comum é o peridotito. O peridotito apresenta uma cor verde e é muito denso. Em geral se cristaliza abaixo da superfície, mostrando uma textura fanerítica. É composto por 70 a 90% de olivina.

Rochas máfi cas: as rochas máfi cas contém entre 40 e 50% de sílica e são compostas princi-palmente por piroxênio e plagioclásio cálcico. Este é o tipo de rocha ígnea mais abundante na crosta, e o seu representante principal é o basalto. O basalto é uma é rocha escura, relativamente

densa e com textura afanítica, pois se cristaliza na superfície ou próximo a ela. Os basaltos são as rochas predominantes nas placas oceânicas e são os principais constituintes

de várias ilhas vulcânicas, como as ilhas do Havaí. Os basaltos também cons-tituem vastas áreas do Brasil, principalmente no Paraná. O equivalente plutô-nico do basalto é o gabro, ou seja, quando o magma de composição basáltica cristaliza em profundidade (abaixo da superfície) forma uma rocha chamada de gabro, que apresenta textura fanerítica.

Rochas intermediárias: as rochas ígneas intermediárias contêm cerca de 60% de sílica. Além do plagioclásio cálcico e dos minerais ricos em ferro

e magnésio, como os piroxênios e anfi bólios, contém também minerais ricos em sódio e alumínio, como biotita, muscovita e feldspatos. Podem apresentar

também uma pequena quantidade de quartzo.

A rocha vulcânica intermediária mais comum é o andesito e o seu equivalente plutônico é o diorito. O primeiro apresenta textura afanítica enquanto que o segundo apresenta textura fanerítica.

Rochas félsicas: o termo “félsico” vem de feldspato e sílica. Rochas ígneas félsicas contêm mais que 70% de sílica. São geralmente pobres em ferro, magnésio e cálcio.

São ricas feldspato potássico, micas (biotita e muscovita) e quartzo. A rocha íg-nea félsica mais comum é o granito. O granito é uma ro-cha ígnea plutônica. Como o magma félsico é mais vis-

coso (por ser pobre em água), geralmente se cristaliza antes de

chegar à superfície, por isso as ro-chas félsicas plutônicas são mais comuns.

Quando este magma consegue chegar à super-fície, extravasando em intensas erupções, a ro-cha formada é o riolito.

As rochas ultramáfi cas e máfi cas contêm os primeiros minerais da Série de Bowen, ou seja, são minerais que se cristalizam a temperaturas muito altas (acima de 1000°C). Já as rochas félsicas contêm os últimos minerais a se crista-lizarem, com temperaturas mais baixas (abaixo de 800°C).



Atividade Vulcânica no Planeta

As erupções vulcânicas podem representar o evento natural mais destrutivo do planeta. Um exem-plo deste poder de destruição foi a erupção na Ilha de Krakatoa, na Indonésia, em 1883. A erupção do vulcão que estava inativo por mais de dois séculos atingiu quase 305m acima do nível do mar e destruiu toda a ilha. Apesar desta ilha ser desabitada, a erupção gerou ondas de até 37m de altura, deixando entre 36.000 e 100.000 mortos em Java e Sumatra.

Contudo, apesar de seu grande poder de destruição, os vulcões trazem também alguns be-nefícios importantes.

Parte do oxigênio e do hidrogênio liberado pelos vulcões se combina para formar a água do planeta; o nitrogênio e o oxigênio se combinam com outros com-ponentes para formar os gases da atmosfera.

Além disso, os vulcões trazem informações do interior da Terra, que de outra forma seriam inacessí-veis. O magma ascendente carrega pedaços de rocha do interior do manto para a superfície. Depósitos de origem vulcânica preservam vários tipos de fósseis, fornecendo informações sobre extintas formas de vida, inclusive de ancestrais humanos.

Causas e tipos de Vulcanismos

O vulcanismo ocorre com a criação do magma através da fusão de rochas preexistentes e culmina com a ascensão deste magma para a superfície através de fraturas e falhas na litosfera. A distribuição destas zonas de fraqueza na litosfera (fraturas e falhas) está geralmente associada com limites de placas tectônicas ou com a existência de plumas quentes (hot spots) no interior das placas.

O magma fl ui e entra em erupção de formas distintas a depender do seu conteúdo de gases e da sua viscosidade ou resistência ao fl uxo:

Devido às altas temperaturas e conteúdo de sílica relativamente baixo, o magma máfi co (lava basáltica)

Vulcões são formas de relevo criadas quando a lava ou partículas quentes escapam do interior da Terra e se resfriam e solidifi cam em torno das aberturas na crosta de onde escaparam (cratera vulcânica).


A atividade vulcânica também tem construído diversas ilhas habita-das como o Japão, o Havaí, o Tahiti, e muitas outras ilhas do Pacífi co. As cinzas vulcânicas retêm água e nu-trientes (como potássio, cálcio e só-dio), gerando solos muito férteis.

Você sabia?

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tem baixa viscosidade (alta fl uidez). Como os gases escapam rapidamente não causam uma grande pressão. Por estes motivos, este tipo de magma geralmente entra em erupção de forma branda ou efusivamente.

Magmas félsicos (lava riolítica), com alto conteúdo de sílica e baixa temperatura, são mais viscosos e trapeam seus gases, causando altas pressões. Geralmente esses magmas apresentam erupções explosivas. As erupções explosivas da lava riolítica lançam fragmentos de rocha preexistentes e de lava solidifi cada (pois são caracteristicamente de baixas temperaturas). Esse material lançado é chamado de piroclastos.

O vulcanismo não está restrito só à Terra. Ele tem ocorrido m vários locais do Sistema Solar no passado e continua ocorrendo nos dias atuais.

Vulcões ativos no passado (cerca de 3 bilhões de anos atrás) são responsáveis por muitas das rochas e formas de relevo encontradas na nossa Lua. Atividade vulcânica recente foi também de-tectada em marte e em Vênus.

O texto abaixo serve para complemen-tar o conteúdo apresentado sobre os minerais formadores das rochas.

Atenção!

Vulcanismo e Vulcões – GeneralidadesServiço Geológico do Brasil - CPRM -

Fonte: <http://www.cprm.gov.br/Aparados/vulc_pag01.htm>

1. Introdução

De acordo com Leinz (1963), “o termo vulca-nismo aborda todos os processos e eventos que per-mitam, e provoquem, a ascensão de material mag-mático juvenil do interior da terra à superfície”.

Os magmas são defi nidos como substâncias naturais, constituídas por diferentes proporções de líquidos, cristais e gases, cuja natureza depende de suas propriedades químicas, físicas e do ambiente ge-ológico envolvido. Atualmente, classifi cam-se como magmas primários quando estes representam o lí-


quido inicial obtido imediatamente à fusão da fonte, e parentais, quando representam o líquido primário já modifi cado por mecanismos de diferenciação.

Historicamente, os processos responsáveis pelo vulcanismo foram atribuídos a diferentes cau-sas; Platão (427-347 a.C) suspeitava da existência de uma corrente de fogo no interior da terra como fonte causadora dos vulcões. Poseidônio (século II a.C.) acreditava que o ar comprimido em cavernas subterrâneas seria a causa do fenômeno, e durante a Idade Média, relacionava-se o fogo eterno do in-ferno com as profundezas da crosta terrestre.

No início do século XIX fi cou defi nitiva-mente estabelecido que os vulcões são formados quer pelo acúmulo externo de material juvenil, quer pelo soerguimento das camadas pré-existentes por forças do interior da terra. A. Geike em 1897 postulava a possibilidade da ascensão ativa de material magmático ao longo da crosta, poden-do, neste processo, formar um conduto explosi-vo. Em 1902/03, houve a explosão do Mont Pelée, Martinica, formando um enorme cone vulcânico, o que confi rmou a veracidade da proposta de Geike.

Os vulcões são responsáveis pela liberação de magmas acima da superfície terrestre e funcio-nam como válvula de escape para magmas e gases existentes nas camadas inferiores da litosfera. Mag-mas primários provêm de câmaras magmáticas po-sicionadas a profundidades da fonte que normal-mente oscilam entre os 50 a 100 km, onde ocorrem concentrações de calor, fusões e fl uxo de voláteis, condições estas que levam ao aumento da pressão necessária à subida do magma através de condutos, que por sua vez levam à formação dos vulcões.

2. Posicionamento tectônico dos vulcões

A crosta terrestre é formada por Placas Tec-tônicas de composições distintas, que estão constan-temente em movimento, produzindo instabilidades na crosta e grande atividade vulcânica. Os diferentes limites entre estas placas geram processos tectônicos distintos, cada um responsável por um processo vulcâ-nico, que por sua vez demarcam os grandes acidentes da litosfera. A localização destas linhas de vulcões é classifi cada em função dos movimentos gerados pelo deslocamento destas placas, e baseado neste contexto de placas tectônicas, Wilson (1989) defi niu quatro re-giões distintas para a geração de magmas:

A - Margens de Placas Destrutivas (Placas Convergentes)

B - Margens de Placas Construtivas (Placas Divergentes)

C - Vulcanismo Intraplaca Continental

D - Vulcanismo Intraplaca Oceânica

O vulcanismo fi ssural responsável pelo Mag-matismo Serra Geral, Bacia do Paraná, é considerado como um dos maiores conjuntos de derrames con-tinentais do planeta, e está condicionado a uma situ-ação de rift Intraplaca Continental gerada pela atua-ção de uma pluma de manto (Tristão da Cunha).

2.1 Vulcanismo associado a placas destrutivas

Este vulcanismo é decorrente do choque entre duas placas tectônicas, onde uma placa de maior densidade, normalmente a fração oceânica, é empurrada para baixo de uma zona continental, levando à fusão e à geração de magmas híbridos (mistura entre as composições do continente e do oceano), que chegam à superfície sob a forma de extensos vulcões, como a cordilheira andina. Estas placas destrutivas podem ser de duas naturezas:

a - Placas Oceânicas

b - Placas Continentais

O choque pode ser entre uma placa oceânica e uma continental, entre duas placas oceânicas, ou entre duas placas continentais, gerando diferentes situações de vulcanismo e tipos de magma.

2.1.1 Vulcanismo associado ao choque de Placa Oceânica vs Placa Continental

Corresponde às faixas onde ocorre a subducção da litosfera oceânica por sob a crosta continental em di-reção ao manto, sendo a região responsável pelos mais signifi cativos fenômenos tectônicos expressos pela tec-tônica de placas atual. O exemplo característico deste tipo de vulcanismo acha-se nos vulcões andinos.

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2.1.2 Vulcanismo Associado ao choque de Placa Oceânica vs Placa Oceânica

Na situação geológico-geográfi ca em que duas placas oceânicas convergem e se chocam, a feição ca-racterística resultante é a construção de um arco de ilhas oceânicas, ao longo de um eixo normalmente curvo, as quais formam um front vulcânico. Alguns exemplos de arcos podem ser exemplifi cados, como o Arco das Marianas, na placa do Pacífi co e o Arco das Aleutas, o qual distribui-se por aproximadamente 3.800 km, indo de Kanchatka ao Alaska e contendo cerca de 80 centros vulcânicos ativos. Os maiores sis-temas de arcos de ilhas ocorrem ao longo do Oceano Pacífi co, Oceano Atlântico e Indonésia, destacando-se os da Nova Guiné, Marianas-Izu, Ilhas Salomão, Antilhas Menores, Sunda-Bando, Ryuku e as Aleutas.

2.2 Vulcanismo associado a placas construtivas

Quando as placas tectônicas migram em sentidos opostos, ou seja, apresentam um sentido de movimentação divergente, ao longo da zona de separação entre estas placas gera-se uma imensa fenda através da qual o magma migra em direção à superfície. O fundo dos oceanos é a situação tí-pica deste tipo de vulcanismo, onde após milhares de anos de contínuas movimentações associadas à atividade vulcânica, origina-se uma cadeia de mon-tanhas denominada como cordilheira meso-oceâ-nica. A taxa de espalhamento ao longo da Cordi-lheira Meso-Atlântica varia entre 2,5 a 7,0 cm ao ano, ou 25 a 70 km em um milhão de anos, o que para os padrões humanos parece ser muito lento, mas durante os últimos 130 milhões de anos levou à formação do Oceano Atlântico. Estas montanhas submarinas são construídas pelo empilhamento de lavas de 1.000 a 3.000 metros de espessura, em rela-ção ao assoalho oceânico, estendendo-se por mais de 60.000 km. Uma das poucas exposições terres-tre desta estrutura é representada pela Islândia, po-sicionada sobre o centro de espalhamento entre as placas da América do Norte e da Eurásia

2.3 Vulcanismo associado à intraplaca continental

Grande parte da atividade vulcânica atual concentra-se ao longo das margens das placas tec-

tônicas, seja ao longo das bordas destrutivas, seja nas construtivas. Entretanto, o vulcanismo também está presente no interior das placas, tanto continen-tais quanto oceânicas. Este vulcanismo se expressa de duas formas especiais:

a - Zonas de Rifts Continentais;

b - Províncias de Extrusão Continentais do Tipo Platô.

Os vulcões associados ao rift do Leste Afri-cano, posicionados fundamentalmente no Kenya e Etiópia, são exemplos característicos da atividade vulcânica intraplaca continental.

2.3.1 Zonas de Rifts Continentais

As zonas de rifts caracterizam-se por serem áreas com uma depressão central, fl ancos soergui-dos e adelgaçamento crustal subjacente. Fluxos ge-otermais, zonas de soerguimento crustal e eventos vulcânicos estão normalmente associados a estes ambientes. O leste do continente Africano é um exemplo típico deste tipo de modifi cação crustal, onde esta ocorrendo a abertura do Mar Vermelho, a criação do Golfo de Éden e o estabelecimento de uma zona de extensão ao longo da Placa Africa-na (Núbia). Entender os processos de geração de rifts continentais, os quais precedem a formação de novos oceanos, é de grande importância para o conhecimento de como se da a transição entre um continente e um rift oceânico. Esta região possibi-lita assim que os cientistas conheçam os mesmos processos que foram responsáveis pela abertura do Atlântico, ocorrida a 120 milhões de anos atrás. Es-tes geólogos acreditam que, em alguns milhares de anos, existirão três novas placas tectônicas posicio-nadas no canto NE do atual continente africano.

2.3.2 Províncias de Extrusão Continental do Tipo Platô

Grandes áreas continentais encontram-se reco-bertas por extensas e espessas seqüências de derrames basálticos, estrudidos durante eventos vulcânicos que ocorreram durantes espaços de tempo relativamente curtos (~5 a 10 milhões de anos), ligadas a sistemas fi ssurais relacionados à esforços tensionais da crosta.

Este tipo de vulcanismo difere fundamen-


talmente de todos os outros por não desenvolver um cone central, mas por recobrir grandes áreas a partir de um sistema fi ssural que pode alcançar a algumas centenas de quilômetros de extensão.

São regiões características deste tipo de der-rame as Províncias da Plataforma Siberiana, Kewee-mawam, Paraná, Columbia River, Karoo, Etendeka, Antártica e Atlântico Norte. A Província do Paraná, que ocorre extensivamente no sul do Brasil, Argen-tina, Uruguai e Paraguai é um dos maiores depósitos relacionados a vulcanismo de Platô do planeta, re-cobrindo cerca de 1.200.000km2. Este magmatismo está composto por derrames, sills e diques de com-posição toleítica bimodal pertencente à Formação Serra Geral, associados aos estágios de rompimento do supercontinente Gondwana, ocorrido durante o período Cretácio da era Mesozóica.

2.4 Vulcanismo associado à intraplaca oceânica

Nas porções internas das bacias oceânicas, posicionadas na porção interna das placas, ocor-rem ilhas oceânicas de origem vulcânica. Estas ilhas possuem vulcões morfologicamente semelhantes às estruturas vulcânicas continentais, e quando emer-gem no oceano são erodidas e destruídas. Uma fei-ção notável na bacia do Oceano Pacífi co é a das ilhas oceânicas do Hawai, linearmente distribuídas sobre a crosta oceânica e muito mais jovens que esta. Estas ilhas são formadas diretamente pela ação de “pontos quentes” (hot spots) situados abaixo da placa oceânica. Estes pontos quentes, que são fon-tes fi xas de calor proveniente do manto, fornece-riam o material para o vulcanismo que se formaria a partir do assoalho oceânico, pela passagem da placa em movimento sobre este hot spot (veja mais sobre hot spots acessando o site: http://pubs.usgs.gov/publications/text/hotspots.html

O arquipélago do Hawai constitui um exem-plo característico deste tipo de vulcanismo. É for-mado por uma extensa cadeia de ilhas vulcânicas, com mais de 200 km de extensão, aproximadamen-te paralela à direção atual de espalhamento da Placa do Pacífi co. Deste arquipélago, a ilha do Hawaí é a única vulcânicamente ativa, sendo constituída por 5 vulcões coalescentes, dos quais dois estão atual-mente ativos, o Kilauea e o Mauna Loa.

3. Produtos da atividade vulcânica

Os produtos formados pelas atividades vul-cânicas podem ser divididos em 3 grupos, classifi -cados segundo a composição química, mineralógi-ca e propriedades físicas. Destinguem-se as lavas, os materiais piroclásticos, e os gases vulcânicos. As lavas são porções líquidas de magma, em estado total ou parcial de fusão, que atingem a superfície terrestre e se derramam. Quanto mais básicas, mais fl uídas serão estas lavas. Os depósitos piroclásticos dizem respeito a fragmentos de rochas diretamente ligados com o magma ejetado na forma de um spray, ou com a fragmentação das paredes das rochas pré-existentes (câmaras magmáticas). De acordo com o tamanho podem ser classifi cados como do tipo bloco, bomba, lapilli, cinzas ou pó. Os gases vulcâ-nicos podem ocorrer antes, durante e após os perí-odos de erupção. Estes gases são formados a base de hidrogênio, cloro, enxofre, nitrogênio, carbono e oxigênio. O magma contém dissolvida grande quantidade de gases, que se libertam durante uma erupção. Os gases saem através da cratera principal ao longo de fumarolas que podem se formar em diferentes partes do cone vulcânico, ou a partir de fi ssuras. Em terrenos vulcânicos atuais, é comum a presença de gêisers, formados pelo aquecimento da água de subsuperfície pelo alto gradiente térmi-co da região, e que surgem como erupções perió-dicas de água e gases aquecidos (para saber mais sobre termos ligados aos produtos de vulcanismo consulte o glossário no site http://volcanoes.usgs.gov/Products/Pglossary/ ou http://www.vulca-noticias.hpg.ig.com.br/dic.html ).

4. Localização geográfi ca dos vulcões

A grande maioria dos vulcões, cerca de 82%, acha-se agrupada em determinadas zonas, principal-mente ao longo dos oceanos formando, na região do Pacífi co, o chamado Círculo de Fogo. Cerca de 12% situam-se nas cadeias meso-oceânicas, e os 6% res-tantes distribuem-se em zonas de rifts, isolados no in-terior das placas continentais e em áreas de hot spots desenvolvidas em ambiente intraplaca continental.

5. Vulcões no mundo

A crosta terrestre é constantemente sujei-ta a atividades vulcânicas que, na maioria das ve-

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zes, por sua violência, acabam provocado danos à humanidade. Destacam-se entre os mais famosos vulcões conhecidos por sua atividade, o Vesúvio - Itália (ano 79 d.C), Krakatoa – Indonésia (1883), Monte Pelado - Martinica (1902), Santa Helena - USA (1980) e o Pinatubo, nas Filipinas (1991).O Pinatubo entrou em erupção depois de 611 anos de inatividade. Na ocasião, morreram 875 pessoas e 200 mil fi caram desabrigadas. Para maiores de-talhes sobre os vulcões do mundo e os desastres naturais a eles relacionados acesse os sites http://vulcan.wr.usgs.gov/Volcanoes/framework.html , http://volcanoes.usgs.gov/ e http://volcanoes.usgs.gov/edu/predict/EP_look_500.html

6. Vulcanismo no Brasil

No Brasil, não existe nenhum vulcanismo ativo, mesmo em tempos geologicamente recentes. O terri-tório nacional não foi afetado por nenhuma atividade vulcânica durante os últimos 80 milhões de anos.

O vulcanismo mais recente foi o responsável pela formação de diversas ilhas do Atlântico brasileiro, como Fernando de Noronha, Trindade e Abrolhos.

No fi m da era Mesozóica, o Brasil foi afetado por atividades vulcânicas de caráter alcalino-sódico,

com ampla distribuição. São representantes deste vulcanismo as intrusões alcalinas de Lajes (SC), Po-ços de Caldas (MG), Jacupiranga (SP), Araxá (MG) e Itatiaia (RJ). Ainda na era Mesozóica, no período Cretáceo, a América do Sul, em especial o Brasil, foi palco de uma das maiore atividades vulcânicas do tipo fi ssural que se conhece no planeta. Todo o sul do país, incluindo áreas do Uruguai, Argentina e Paraguai, foi atingido por este super vulcanismo, que abrangeu mais de um milhão de quilômetros quadrados e que constituiu um dos maiores episó-dios geológicos de todos os tempos.

As rochas vulcânicas que integram este ex-tenso conjunto de derrames estão agrupadas geo-logicamente sob a denominação de Formação Serra Geral. Próximo à cidade de Torres, no Rio Grande do Sul, o conjunto de derrames atinge aproximada-mente 1.000 metros de espessura. A sondagem re-alizada pela PETROBRÁS em 1958 em Presidente Epitácio - SP atravessou mais de 1.500 metros de rochas vulcânicas, mostrando a pujança deste epi-sódio vulcânico. Este vulcanismo está diretamente ligado à separação da América do Sul e África, du-rante a ruptura do supercontinente Gondwana no período Cretáceo (para obter mais informações so-bre o vulcanismo no Brasil, consulte o site http://www.vulcanoticias.hpg.ig.com.br/brasil.html).

Glossário GeológicoGlossário Geológico

O glossário foi elaborado em linguagem simples visando auxiliar o usuário não especializado no entendimento do texto geológico. Alguns termos específi cos, de interesse técnico, também foram introdu-zidos no glossário, visando atender a profi ssionais da área. Para maior abrangência, podem ser consultados os sites especializados: www.unb.br/ig/glossario/; www.geologo.com.br/; www.pr.gov.br/mineropar/glos-sario.html; www4.prossiga.br/recursosminerais/glossario/glossario.html; www.agp.org.br/glossario.html;

A elaboração do presente glossário foi baseada na consulta das seguintes fontes:

Dicionário Geológico - Geomorfológico - Antônio Teixeira Guerra (1966)

Glossário Gemológico - Pércio de Moraes Branco (1984)

Glossary of Geology - American Geological Institute (1973)

ACAMAMENTO: termo utilizado para designar o plano de separação de camadas contíguas em rochas sedimentares, também designado estratifi cação.

ARENITO : rocha de origem sedimentar, resultante da junção dos grãos de areia através de um cimento natural.

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AUTOBRECHA:brecha formada pela fragmentação de porções previamente solidifi cadas de um determina-do derrame de lavas. Os fragmentos são cimentados pela lava do próprio derrame.

BACIA SEDIMENTAR: grande depressão do terreno, preenchida por detritos provenientes das terras altas que o circundam. A estrutura dessas áreas é geralmente composta por camadas de rochas que mer-gulham da periferia para o centro. Exemplos de bacia sedimentar são fornecidos pela bacia Amazônica e a bacia do Paraná.

BANDAMENTO: faixas de diferentes composições, petrográfi cas, granulométricas, ou de cores, res-ponsáveis pelo desenvolvimento de algumas estruturas das rochas ígneas e/ou metamórfi cas.

BASALTO: um dos tipos mais comuns de rocha relacionada a derrames vulcânicos, caracterizando-se pela cor preta, composição básica (onde predominam minerais ricos em ferro e magnésio), alta fl uidez e temperaturas de erupção entre 1000 e 1200 oC. Equivalente vulcânico de gabros.

BATÓLITO: extensa exposição (> 100 km2) contínua de rocha plutônica, normalmente de composição granítica.

BRECHA: rocha formada por fragmentos centi a decimétricos, angulosos, unidos através de um cimen-to natural.

CÂNION: denominação utilizada para designar vales profundos e encaixados, os quais adquirem carac-terísticas mais pronunciadas quando cortam seqüências sedimentares, vulcânicas e vulcano-sedimentares, horizontalizadas.

CENOZÓICO: era geológica que compreende o intervalo de tempo que vai de 65 milhões de anos atrás até os dias atuais, estando constituída por três períodos geológicos conhecidos como Quaternário, Neógeno e Paleógeno.

CLASTOSUPORTADO: rocha sedimentar constituída por grandes seixos, os quais estão em contato entre si, sendo a porção entre estes preenchida por areia.

CICLO REGRESSIVO: ciclo de erosão e deposição originada pela descida generalizada do nível dos oceanos, provocando a exposição e continentalização das regiões oceânica submersas.

CICLO TRANSGRESSIVO: ciclo de erosão e deposição originado pela subida generalizada do nível dos oceanos, provocando a inundação de regiões costeiras.

CONTRAFORTES: termo de natureza descritiva utilizado pelos geomorfólogos e geólogos ao tecerem considerações sobre o relevo de regiões serranas. Denominação dada às ramifi cações laterais de uma cadeia de montanhas. Os contrafortes quase sempre estão em posição perpendicular ou pelo menos oblí-qua, ao alinhamento geral das serras.

COSETS: unidade sedimentar composta por dois ou mais conjuntos de camadas de origem sedimentar (ver set), separada de outras unidades por uma superfície de erosão, não deposição ou por mudanças abruptas em suas características.

CRETÁCEO: é o último período geológico da era Mesozóica. Abrange o intervalo de tempo entre 136 e 65 milhões de anos.

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DEPOSIÇÃO TERRÍGENA CLÁSTICA: depósito sedimentar continental, formado predominante-mente por fragmentos de rochas e areia.

DERRAME: saída e esfriamento rápido de material magmático vindo do interior da crosta terrestre, consolidando-se ao contato com o ar.

DERRAMES EM PLATÔ: pacote de rochas vulcânicas que chegam à superfície através de profundas fendas geológicas, que se extravasam formando extensos lagos de lava que se solidifi cam.

DERRAME VITROFÍRICO: são derrames de lavas de resfriamento muito rápido, que não tem tempo de desenvolver cristais, formando rochas essencialmente vítreas.

DIABÁSIO: rocha intrusiva de composição básica, coloração preta ou esverdeada, solidifi cada em sub-superfície, composta por cristais de feldspatos e minerais máfi cos (plagioclásio e piroxênio), que ocorre sob a forma de dique ou sill .

DIQUE: intrusão ígnea tabular vertical, que corta as estruturas das rochas circundantes.

DISJUNÇÃO: fraturamentos macroscópicos e/ou microscópicos que ocorrem nas rochas, em conse-qüência de esforços e/ou a brusca variação de temperatura a que foram submetidas ao longo do tempo geológico. São fendas, zonas de fraqueza ou aberturas que, no caso das rochas vulcânicas, são decorrentes do rápido resfriamento e a contrações de volume a que são submetidas as lava enquanto solidifi cam-se na superfície do terreno.

DOBRA: encurvamentos de forma acentuadamente côncava-convexa, voltados para cima ou para baixo, que ocorrem nas rochas quando submetidas à processos de fl uxo (comportamento plástico das rochas em um determinado derrame) ou esforços compressivos.

ERG: designação dada a um deserto constituído essencialmente de areia.

ESTRATIFICAÇÃO: disposição paralela ou subparalela que tomam as camadas ao se acumularem for-mando uma rocha sedimentar. Normalmente é formada pela alternância de camadas sedimentares com granulação e cores diferentes, ressaltando o plano de sedimentação.

ESTRATIFICAÇÃO CRUZADA: estratifi cação cujas camadas aparecem inclinadas umas em relação às outras, e em relação ao seu plano basal de sedimentação. São comuns em depósitos eólicos (dunas) e fl uviais.

FÁCIES: designação genérica que signifi ca a existência de variações entre diferentes conjuntos de rochas e que podem ser relativas à composição química, ao tamanho dos minerais, condições de temperatura e pressão, estruturação dos depósitos sedimentares ou vulcânicos, ou ambientes de sedimentação. Também é utilizada para designar variações de condições metamórfi cas, variação sedimentológicas vertical e hori-zontal, bem como variações composicionais e texturais das rochas ígneas, metamórfi cas e sedimentares.

FALHA: superfície ou zona de rocha fraturada ao longo da qual houve deslocamento vertical ou hori-zontal, o qual pode variar de alguns centímetros até quilômetros.

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GABRO: rocha magmática de coloração escura, granulação grossa, de composição básica, cristalizada em profundidade. Normalmente é composta por feldspatos e minerais máfi cos (plagioclásio, piroxênios e olivina).

GEODO: cavidade aproximadamente esférica ou alongada, preenchida por minerais, muitas vezes na forma de cristais que se projetam da parede para o interior da cavidade. Normalmente encontram-se no topo ou na base dos derrames e são decorrentes da solidifi cação de gases existentes nas lavas.

GEOPETAL: indicador observado em rocha que mostra a direção e o sentido de um determinado pro-cesso geológico, como as movimentações em um derrame de lavas.

GLOMEROPORFIRÍTICA: textura de rochas ígneas onde cristais maiores agrupam-se formando glomeros (conjuntos de cristais), e encontram-se imersos em uma matriz mais fi na.

GONDWANA: Designação empregada para identifi car um supercontinente que existiu até aproximada-mente 200 milhões de anos atrás, formado a partir da desintegração do megacontinente denominado de Pangea. O supercontinente gondwânico era formado pelas frações que atualmente constituem a América do Sul, África, Antártica, Austrália e Índia .

GRANITO: rocha magmática de granulação grosseira, solidifi cada em profundidade, composição acida, composta essencialmente por minerais claros como quartzo (SiO2), feldspato alcalino (SiO2, Al2O3 e K2O) e plagioclásio (Al2O3, Na2O e CaO). O seu equivalente vulcânico denomina-se riolito.

HOT SPOT: pontos de anomalia termal no interior da terra, ligados a sistemas de convecção do manto e responsáveis pelo vulcanismo que ocorre no interior de placas tectônicas.

J-FIT: textura própria de brechas vulcânicas, onde os fragmentos são angulosos e não foram muito afas-tados de sua posição original, ainda se ajustando uns aos outros

JURÁSSICO: período geológico da era Mesozóica, abrange o intervalo de tempo geológico entre 203 a 135 milhões de anos atrás.

LAVA: massa magmática em estado parcial ou total de fusão, que atinge a superfície terrestre através de vulcões ou fraturas da superfície terrestre, e se derrama formando verdadeiros rios ou lagos de lava.

LEQUE DISTAL: depósito sedimentar formado por areia, seixos e argila, transportado pela ação da água e depositado ao longo das escarpas de onde se origina o material.

LEQUE PROXIMAL: depósito sedimentar formado por blocos, matacões e seixos imersos em uma matriz areno-argilosa que se forma junto das escarpas de regiões montanhosas através da ação da água e força da gravidade.

LINEAMENTO ESTRUTURAL: Feição linear, topografi camente representada por vales alinhados ou cristas, geralmente indicando a presença de fraturas e/ou falhas geológicas.

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MAGMA: material ígneo em estado de fusão contido no interior da terra e que, por solidifi cação, dá origem às rochas ígneas. Quando solidifi cado no interior da costa terrestre, forma as rochas intrusivas e quando expelido pelos vulcões, forma as lavas.

MESOZÓICO: designação dada a uma era do tempo geológico que abrange o intervalo compreendido entre 250 a 65 milhões de anos atrás. Esta era é formada pelos períodos geológicos:Cretáceo, Jurássico e Triássico.

MONOMÍTICO: designação dada a blocos constituintes de uma rocha do tipo autobrecha, onde a composição de todas as frações constituintes, e da matriz, são idênticas.

MICROFENOCRISTAL: pequenos cristais que se destacam sobre uma matriz muito fi na.

PALEOSOLO: designação dada a solos antigos, soterrados e preservado até os dias atuais.

PANGEA: designação empregada para identifi car um megacontinente que existiu a cerca de 250 milhões de anos atrás, formado pela junção de todos os continentes hoje existentes. A cerca de 200 milhões de anos este megacontinente partiu-se, originando dois supercontintentes: a Laurásia (formada hoje pela Europa, América do Norte e Ásia) e o Gondwana (constituído hoje em dia pela América do Sul, África, Antártica, Austrália e Índia).

PARQUE NACIONAL: é uma unidade de conservação de proteção integral, sob responsabilidade do IBAMA, destinada à preservação de áreas naturais com características de grande relevância ecológica, científi ca, cultural, educacional, recreativa e beleza cênica.

PITCHSTONE: rocha vulcânica de aspecto vítreo, cor preta, brilho resinoso, semelhante ao piche.

PICRITO: rocha escura, hipohabissal (vide rocha hipohabissal), rica em magnésio, contendo minerais essencialmente máfi cos (ricos em ferro e magnésio) denominados de olivinas, piroxênios e pequenas percentagens de plagioclásio.

PLACA TECTÔNICA: a crosta terrestre é subdivida, horizontalmente, em partes denominadas pelos geólogos de placas tectônicas. Estas placas se movimentam e do choque entre elas se originam as cadeias de montanhas e os vulcões associados.

QUATERNÁRIO: é o primeiro período geológico da era Cenozóica, compreendendo os últimos 1,75 milhões de anos da terra.

QUENCH: cristalização em processo rápido de solidifi cação de um magma, como quando um determi-nado derrame atinge um corpo d’agua.

RIFT: termo utilizado para designar vales formados e limitados por falhamentos geológicos.

RIOLITO: rocha vulcânica de composição ácida (onde predominam minerais ricos em sílica e elementos alcalinos como sódio e potásssio), caracterizando-se pelas cores cinza-claro a avermelhado, baixa fl uidez e temperaturas de erupção entre 700 a 900 oC. Equivalente vulcânico de granitos.

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ROCHA ÁCIDA: rocha ígnea com alto teor de sílica e baixo teor de ferro, magnésio e cálcio.

ROCHA BÁSICA: rocha ígnea com baixo teor de sílica e alto teor de ferro, magnésio e cálcio.

ROCHA HIPOHABISSAL: rocha formada a uma profundidade intermediária entre a base e a superfí-cie da crosta. A textura das rochas hipohabissais é normalmente formada por cristais bem desenvolvidos, grossos e identifi cáveis a olho nu.

ROCHA VULCÂNICA: rocha proveniente de atividade magmática que ascende na crosta terrestre atra-vés de vulcões, diques e sills, solidifi cando-se na superfície ou a pequenas profundidades da crosta.

SEDIMENTOS VULCANOGÊNICOS: sedimentos originados da degradação de rochas vulcânicas e depositados sob a forma de camadas sedimentares.

SETS: conjunto de camadas sedimentares de uma mesma unidade estratigráfi ca, separadas de outras camadas, também de origem sedimentar, através de uma superfície de erosão, não deposição ou mudança abrupta de suas características.

SILL: intrusão ígnea tabular concordante com as estruturas das rochas circundantes.

TECTÔNICA DE PLACA: conjunto de processos geológicos responsáveis pela formação e separação dos continentes ao longo do tempo geológico.

TERCIÁRIO: é o primeiro período geológico da era Cenozóica e abrange o intervalo de tempo com-preendido entre 65 e 1,75 milhões de anos atrás.

TEXTURA: do ponto de vista geológico-petrográfi co, trata-se de uma designação utilizada para carac-terizar o arranjo existente entre os diferentes minerais constituintes de uma rocha e que confere uma de-terminada aparência à esta. Ex.: textura fi na, textura grossa ou textura porfi rítica, signifi cando a presença de grandes cristais rodeados por cristais menores.

TOLEITO: variedade de tipo de magma com ampla distribuição na superfície do globo, sendo encontra-do em cadeias oceânicas, vulcões em escudo e regiões continentais relacionadas a basaltos de platô, como os encontrados na Bacia do Paraná.

TRIÁSSICO: é o primeiro e o mais antigo período geológico da era Mesozóica, abrangendo o espaço de tempo entre 250 e 203 milhões de anos atrás.

VISCOSIDADE: propriedade de uma substância de oferecer resistência interna ao fl uxo. Maior ou me-nor capacidade de fl uxo relacionado a um derrame de lava.

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A formação das rochas sedimentares tem inicio com o intemperismo. O intemperismo (conforme será discutido no Tema 3) quebra as rochas em pequenos pedaços e altera a composição química das ro-chas, transformando os minerais em outros mais estáveis nas condições ambientais onde o intemperismo está atuando. Depois, a gravidade e os agentes erosivos (águas superfi ciais, vento, ondas e gelo) removem os produtos do intemperismo e transportam para um novo local onde eles são depositados.

Com a continuidade da deposição, esses sedimentos soltos ou inconsolidados podem se tornar rocha, ou seja, ser litifi cados:

Quando uma camada de sedimento é depositada ela cobre as camadas anteriormente depositadas naquele local, podendo criar uma pilha de sedimentos de centenas de metros de profundidade;

Essa acumulação de material uns sobre os outros vai compactando esse material devido ao peso das camadas sobrepostas;

Nesta pilha de sedimentos, que pode chegar a quilômetros de profundidade, o decaimento de isó-topos radiativos, que compõem alguns grãos minerais misturados nestes sedimentos, gera calor;

Esses sedimentos empilhados em camadas são também invadidos por água subterrânea que transportam íons dissolvidos;

A combinação do calor, da pressão causada pelo peso dos sedimentos e dos íons transportados pela água, causa mudanças na natureza química e física dos sedimentos num processo conhecido como diagênese.

A diagênese difere dos processos relacionados a intenso calor e pressão ocorridos no interior do planeta, que causam a fusão ou o metamorfi smo das rochas. Na diagênese, os processos ocorrem poucos quilômetros abaixo da superfície, a temperaturas inferiores a 200°C.

Durante a litifi cação ocorre:

Empacotamento dos sedimentos deixando-os mais juntos uns dos outros;

ROCHAS SEDIMENTARES

O produto do intemperismo, posteriormente trans-portados pelos agentes erosivos, é chamado de sedimento.


Só depois de processada a diagênese é que ocorre a conversão dos sedimentos em uma rocha sedimentar sólida, a litifi cação.



Expulsão da água que ocupa os espaços entre os grãos;

Precipitação de cimento químico ligando os grãos uns aos outros.

A diagênese às vezes também envolve a transformação de alguns minerais em outros mais estáveis.

Quando os sedimentos vão se acumulando, aumenta a pressão gerada pelo material que vai se so-brepondo, expelindo a água e o ar, e os sedimentos vão fi cando cada vez mais juntos.

Grãos muito pequenos, como as argilas, quando são compactados apresentam uma forte aderência devido a forças atrativas entre os grãos, convertendo o sedimento inconsolidado em rocha sedimentar.

O intemperismo libera íons que fi cam dissolvidos na água que fl ui através dos poros existentes entre os grãos dos sedimentos antes da compactação. Posteriormente, esses íons se precipitam entre os grãos dos sedimentos formando um cimento.

Sedimentos com grãos grossos, como as areias e os seixos, são mais propensos a serem cimentados do que do que os sedimentos fi nos, como as argilas e os siltes, porque o espaço entre os grãos é maior, podendo conter mais água e com isso mais material dissolvido.

Os agentes mais comuns de cimentação são o carbonato de cálcio e a sílica:

O carbonato de cálcio é formado quando os íons de cálcio, produzidos pelo intemperismo químico de minerais ricos em cálcio (plagioclásio, piroxênios e anfi bólios), se combinam com o dióxido de carbono e a água do solo;

O cimento de sílica é produzido inicialmente pelo intemperismo químico dos feldspatos em rochas ígneas.

Óxidos de ferro, como a hematita e a limonita; carbonatos de ferro, como a siderita; e sulfetos de ferro, como a pirita, também podem formar cimentos em rochas sedimentares, ligando os grãos sedimen-tares grossamente granulados.

A compactação é um processo diagenético através do qual o volume dos sedimentos é redu-zido através da aplicação de uma determinada pressão gerada pelo próprio peso dos sedimentos.

Saiba mais!

A cimentação é o processo diagenético através do qual os grãos são “colados” por materiais originariamente dissolvidos durante o intemperismo químico ocorrido anteriormente nas rochas.


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A compactação e a cimentação não afetam apenas os grãos de rochas. Como os produtos do intemperismo químico são transportados para os lagos e oceanos, pelo fl uxo das águas, esse mesmo processo pode litifi car con-chas, fragmentos de conchas ou outras partes duras de organismos que se acumulam nestes corpos d’água.

O aumento da temperatura e da pressão, associado com o peso dos sedimentos, promove a recris-talização de alguns grãos minerais, criando um mineral mais estável a partir de outro que se encontrava instável naquelas condições ambientais.

Um exemplo clássico deste processo é a transformação da aragonita (um mineral secretado por alguns organismos marinhos a partir de suas conchas) em calcita, um mineral muito mais estável.

COMO SE CLASSIFICAM AS ROCHAS SEDIMENTARES?

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Uma rocha que consiste apenas de partículas sólidas, compactadas e ci-mentadas juntas, sejam de fragmentos de rochas preexistentes ou restos de organismos, são chamadas de rochas clásticas ou com textura clástica.



As rochas sedimentares são geralmente classifi cadas em detríticas ou químicas, a depender da fonte do material que as compõe. Contudo, em cada uma destas categorias existe uma grande variedade de rochas, refl etindo os diferentes tipos de transporte, deposição e processos de litifi cação a que foram submetidas.

Rochas sedimentares detríticas

As rochas sedimentares detríticas são classifi cadas de acordo com o tamanho de suas partículas:

Lamitos: são rochas formadas por partículas muito pequenas (menores que 0,004 milímetros), chamadas de silte (0,004 a 0,063 mm) e argila (< 0,004 mm), que formam a fração granulomé-trica (tamanho) chamada de lama. Por serem constituídos por partículas tão fi nas, os lamitos são sempre formados em condições de águas calmas, como nos fundos de lagos e lagoas, em regiões oceânicas profundas e em planícies de inundação de rios. Sob condições de águas mais agitadas este material (argila ou silt) permanece em suspensão na água e não se deposita.

Mais da metade das rochas sedimentares encontradas no mundo são lamitos.

Essas rochas são usadas como fonte de argila, por exemplo, para a fabricação de cerâmicas. Algumas dessas ro-chas podem também ser fontes de petróleo e gás natural.

Arenitos: são rochas detríticas formadas por grãos com 0,063 a 2 milímetros de diâmetro (tamanho areia) e compõem aproximadamente 25% das ro-chas sedimentares encontradas no mundo.

Os seus grãos são geralmente cimentados por sílica ou carbonato de cálcio.

Existem dois tipos principais de arenito classifi cados de acordo com sua composição:

Quartzo arenito: são arenitos compostos predominantemente (>90%) por grãos de quartzo. São geralmente de coloração clara. Contém geralmente os grãos bem arredondados e bem selecionados suge-rindo que foram transportados por longas distâncias;

Os lamitos apresentam cores variadas a depender da sua composição mineral:

Lamitos vermelhos contém óxido de ferro, precipitado a partir de água contendo ferro dissolvido e oxigênio em abundancia;

Lamitos cinzas contém óxido de ferro que precipitou em ambiente pobre em oxigênio;

Lamitos pretos são formados em águas com a quantidade de oxigênio insufi ciente para decompor toda a matéria orgânica contida no sedimento.

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Arcóseo: são arenitos de coloração rosa, contendo mais de 25% de grãos de feldspato. Seus grãos, geralmente derivados de rochas graníticas ricas em feldspatos, são angulosos e pobremen-te selecionados, sugerindo um transporte por pequenas distâncias (rápida deposição).

Os arenitos são muito usados na construção civil. Além disso, alguns arenitos são excelentes ar-mazenadores de óleo e gás (geralmente formados nos lamitos e migram para se armazenar nos arenitos) devido aos espaços entre os grãos.

Conglomerados e brechas: são rochas sedimentares detríticas contendo grãos maiores que 2 mm de diâmetro (tamanho de seixos). Nos conglomerados os grãos são arredonda-dos e nas brechas são angulosos.

Em geral, estas rochas possuem uma matris – material fino, como areia fina ou argila, que pre-enche os espaços entre os seixos; e são cimentados por sílica, carbonato de cálcio ou óxido de ferro.

A depender do tamanho dos seixos é possível identifi car as rochas de origem, identifi cando a sua composição e textura.

Os seixos arredondados dos conglomerados sugerem que estes foram transportados por vigorosas correntes a longas distâncias, enquanto que os seixos angulosos das brechas sugerem um breve transporte.

Rochas sedimentares químicas

As rochas sedimentares químicas são formadas através dos produtos do intemperismo químico, precipitados a partir de soluções quando a água em que estas substâncias estão dissolvidas evapora ou fi ca supersaturada devido a mudanças de temperatura.

Existem três tipos principais de rochas sedimentares de origem química:

Carbonatos: a composição básica dos carbonatos é a calcita (carbonato de cálcio), e compõe aproximadamente 10 a 15% das rochas sedimentares do mundo. Os carbonatos são formados pela precipitação da calcita a partir de lagos e oceanos. Em geral, quando a água se torna mais aquecida ou quando a quantidade de carbonato de cálcio dissolvido na água aumenta, este se torna menos solúvel e tende a se precipitar formando os carbonatos.

A maior parte dos carbonatos tem origem orgânica. São formados a partir de restos de esqueletos de animais marinhos e plantas em águas rasas ao longo de plataformas continentais equatoriais, onde a água é quente e a vida marinha é abundante;

Chert: são rochas sedimentares formadas pela precipitação de sílica. Pode apresentar origem inorgânica ou orgânica, precipitados, respectivamente, a partir de águas ricas em sílica ou de restos de organismos que contem sílica em seu esqueleto.

Evaporitos: são rochas sedimentares químicas, de origem inorgânica, formadas pela evaporação da água salgada. Em média, a água do mar contém cerca de 3,5% de sais dissolvidos. Se a água é rasa e o clima é quente, ocorre evaporação e o conseqüente aumento na concentração destes sais. Com o aumento da evaporação, cristais sólidos de sais são precipitados e se acumulam no fundo do mar.

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O sal mais comum formador de evaporitos é a halita (NaCl), conhecida como sal de cozinha.

ROCHAS METAMÓRFICAS

A formação das rochas metamórfi cas se dá em condições de temperatura e pressão abaixo da zona de diagênese, responsável pela formação das rochas sedimentares.

Rochas sedimentares, rochas ígneas e até mesmo as próprias rochas metamórfi cas sofrer metamorfi smo.

O metamorfi smo não é observado, pois não se processa em condições encontradas na superfície. As suas causas e conseqüências são estimadas através de experimentos de laboratório que reproduzem as condições do interior do planeta. Só quando as rochas sofrem soerguimento e erosão, fi cando expostas na superfície, é possível observar os resultados na ação metamórfi ca nas rochas.

O metamorfi smo é o processo através do qual as condições do interior da Terra alteram a composição mineral e estrutura das rochas sem fundi-las.


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A composição da rocha original ou rocha parental e a circulação de fl uidos ricos em íons são fun-damentais na determinação do tipo de rochas e minerais a serem formados.

Desta forma, são determinantes no processo metamórfi co: o calor, a pressão, a presença de fl uidos e a rocha parental:

Calor: o calor é indispensável para as reações químicas e às vezes constitui o mais importante fator do metamorfi smo. Como já foi dito anteriormente, a temperatura aumenta com o aumento da profundi-dade em direção ao interior da Terra. Na crosta e na parte superior do manto, a temperatura aumenta cerca de 20 a 30°C por quilômetro de profundidade. As temperaturas necessárias para metamorfi zar as rochas em geral são superiores a 200°C, encontradas a cerca de 10km abaixo da superfície.

A principal fonte deste calor interno é o decaimento de isótopos radioativos, sendo este calor transportado pelas massas de magma que ascendem das regiões profundas do manto. Contudo, este calor, necessário para promover o metamorfi smo, pode também ser gerado pela fricção entre dois corpos de rocha passando um ao lado do outro nos limites de placas tectônicas.

Pressão: a pressão necessária para o metamorfi smo é de cerca de 1 quilobar (ou 1000 bar; 1 bar = 1,02 kg/cm2). Esta pressão é encontrada a aproximadamente 3 km abaixo da superfície. Contudo, como as temperaturas necessárias para se processar o metamorfi smo normalmente só ocorrem a cerca de 10km, o metamorfi smo só ocorre a pequenas profundidades se houver uma intrusão mag-mática ou fricção entre placas.

Presença de fl uidos: a presença de fl uidos, como um líquido ou um gás, no interior ou ao redor de uma rocha submetida a pressão facilita a migração de átomos e íons, aumentando drasticamente o poten-cial das reações metamórfi cas.

Rocha parental: a natureza da rocha parental (rocha antes do metamorfi smo) determina quais os mi-nerais e qual a nova rocha metamórfi ca será formada sob as novas condições ambientais. Em uma ro-cha parental que contém um único mineral o metamorfi smo vai produzir uma rocha composta predo-minantemente deste mesmo mineral. Por exemplo, o metamorfi smo de um carbonato puro, composto por calcita, vai gerar uma rocha metamórfi ca rica em calcita – o mármore; já o metamorfi smo de um quartzo arenito vai gerar um quartzito, uma rocha metamórfi ca composta por quartzo recristalizado.

COMO SE CLASSIFICAM AS ROCHAS METAMÓRFICAS?

As rochas metamórfi cas são classifi cadas de acordo com a sua aparência e composição.

O critério básico usado para classifi car as rochas metamórfi cas de acordo com a sua aparência ou textura é a presença ou não de foliação metamórfi ca.

Quando a pressão é aplicada na rocha em uma direção preferencial – pressão dirigida – gera um alinhamento mineral em camadas ou bandas, em geral perpendicular à direção da força aplica-da, chamado de textura foliada ou simplesmente foliação.

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Rochas Foliadas: o rearranjo mineral gerado pelo metamorfi smo gera foliação, ou um paralelis-mo entre os grãos minerais. As rochas foliadas necessariamente sofreram uma pressão dirigida (pressão aplicada em uma direção preferencial). A depender do grau de temperatura e do tipo de rocha parental, podem ser classifi cadas em:

Filitos: são rochas metamórfi cas foliadas geradas a partir do metamorfi smo de lamitos (argilitos e siltitos) a baixas temperaturas. São rochas compostas principalmente por micas e apresentam um quebramento em planos paralelos formados pela foliação. Podem variar de cor a depender da composição mineral: fi litos pretos indicam a presença de matéria orgânica, fi litos vermelhos de óxidos de ferro e fi litos verdes indicam a presença de uma mica verde chamada de clorita.

Xistos: com o aumento da temperatura necessária para formar os fi litos, as placas de mica crescem e os cristais se tornam visíveis, gerando uma rocha metamórfi ca foliada chamada de xisto. Os xistos podem ser derivados de lamitos, mas também podem ser formados a partir de arenitos fi nos ou basaltos. Os xistos ricos em um determinado mineral podem levar o nome deste mineral, ou seja, um xisto rico em micas é chamado de mica-xisto.

Gnaisses: são rochas formadas a altas temperaturas onde ocorre uma segrega-ção mineral em bandas, num processo chamado de diferenciação metamórfi ca. Os gnaisses são formados por bandas mais claras, compostas predominante-mente por quartzo e feldspato, e bandas escuras, compostas predominantemente por micas. Os gnaisses de origem ígnea são formados geralmente a partir de ro-chas graníticas e os gnaisses de origem sedimentar podem ser formados a partir de lamitos e arenitos impuros.

Rochas não-foliadas: as rochas não foliadas são geradas a partir do contato de uma rocha preexistente (rocha parental) com o magma quente ou através da pressão confi nante, ou seja, a pressão litosférica a que as rochas estão sujeitas a grandes profundidades. A depender da rocha parental, podem ser classifi cadas em dois tipos principais:

Mármore: o mármore é uma rocha composta por grandes cristais recristalizados de calcita gerados a partir de pequenos cristais de calcita em carbonatos. A presença de impurezas no carbonato (rocha parental do mármore) pode gerar mármores rosas, verdes, cinzas ou pretos.

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Com o aumento da temperatura, a partir daquela necessária para a formação dos gnaisses, a rocha começa a fundir, marcando o limite entre o metamorfi smo e a geração de rochas ígneas pela fusão de rochas preexistentes. Essa rocha gerada, com características tanto de rochas metamórfi cas como de rochas ígneas, é chamada de migmatito.

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Quartzitos: são rochas muito duras e resistentes geradas a partir do metamorfi smo de are-nitos puros. São compostos essencialmente por quartzo recristalizado.

Quais são os principais minerais formadores das rochas?

Com base no Ciclo das Rochas, explique a formação das ígneas, das rochas sedimentares e das rochas metamórfi cas.

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Cite e dê as principais características das rochas sedimentares detríticas e químicas mais comuns.

Defi na rochas vulcânicas e rochas plutônicas.

Explique o processo de cimentação das rochas sedimentares.

3.

4.

5.

A DINÂMICA EXTERNA DO PLANETA

OS PROCESSOS SUPERFICIAIS

INTEMPERISMO

A Terra é um planeta dinâmico, algumas partes da Terra são gradualmente elevadas através da cons-trução de montanhas e da atividade vulcânica, contudo, processos opostos estão gradualmente removen-do materiais das áreas elevadas e transpor-tando para áreas mais baixas.

Únicos e espetaculares cenários são cria-dos através da interação de agentes ambientais com as rochas expostas na superfície da Terra.

Os processos externos são parte fun-damental do ciclo das rochas uma vez que

Os processos que ocorrem na superfície ou muito próximo à superfície da Terra e têm como força motriz a energia do sol são chama-dos de processos externos.


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estes processos transformam rocha sólida em sedimento, e incluem: intemperismo, movimentos de mas-sa e erosão.

As rochas são intemperizadas de duas maneiras principais: desintegrando através da ação física e decompondo através de atividades químicas.

Intemperismo físico ou mecânico

O intemperismo físico quebra o mineral ou a rocha em pequenos pedaços, sem alterar a composi-ção química destes. As mudanças ocorridas no intemperismo físico se restringem ao tamanho e à forma das rochas. Ao quebrar a rocha em pedaços menores, ocorre um aumento na sua área superfi cial, facili-tando a atuação também do intemperismo químico. Desta forma, a depender das condições locais e dos agentes atuantes, estes dois processos atuam conjugados.

O intemperismo físico pode ocorrer devido a:

Congelamento em fraturas: quando a água penetra nos poros ou fraturas das rochas e a temperatura cai abaixo de 0°C esta água congela. Quando a água congela ocorre um aumento de volume de cerca de 9%. Esse aumento de volume da água congelada dentro das fraturas da rocha gera uma força capaz de fragmentar até as rochas mais resistentes. Este é, portanto, o tipo mais efi ciente de intemperismo físico.

Este processo é mais ativo em ambientes onde a água é abundante e onde as temperaturas fl utuam em torno da temperatura de congelamento da água.

O intemperismo é o processo atra-vés do qual a rocha se desintegra e se de-compõe em superfície.


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grandes alvéolos pro-duzido nas rochas pela ação combinada da cristalização des sais e erosão eólica

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Crescimento de cristais: em regiões costeiras, a água salgada se acumula em cavidades nas rochas. Com a evaporação da água ocorre a concentração e deposição de sais que se cristalizam nestas cavidades. O crescimento dos cristais de sais gera pressão nas cavidades e reentrâncias das rochas, promovendo o seu desgaste físico.

Expansão e contração térmica: cada um dos minerais que compõem as rochas apresenta um diferente grau de expansão térmica. Desta forma, quando a rocha é submetida ao calor, cada mineral se expande diferentemente, causando o quebramento da rocha.

Rochas em regiões desérticas estão preferencialmente sujeitas a este processo. Nestas regiões as ro-chas são expostas grandes variações diárias de temperatura – durante o dia os minerais sofrem expansão térmica devido às altas temperaturas e, à noite, se contraem devido às baixas temperaturas. Este processo é capaz de quebrar grandes blocos de rocha.

Esfoliação mecânica ou esfoliação dômica: quando grandes massas rochosas de granito são cristalizadas dentro da crosta fi cam sujeitas á pressão das rochas ao redor. Com o soerguimento e erosão das rochas, ocorre um alívio da pressão exercida sobre o granito e este se expande. A expansão do granito devido ao alívio de pressão gera uma esfoliação em camadas concêntricas, como as camadas de uma cebola.

Abrasão: a abrasão ocorre principalmente pelo impacto de partículas nas rochas. Essas partículas podem ser, por exemplo, grãos de areia transportados pelo vento ou transportados pelas ondas do mar que quebram em cima das rochas. O próprio impacto mecânico das águas fl uviais, pluviais ou marinhas podem causar intemperismo físico com o quebramento das rochas.

Intemperismo químico

O intemperismo químico altera a composição dos minerais e das rochas, principalmente em rea-ções que envolvem a presença de água. A água – vinda de oceanos, rios, lagos, geleiras, canais subterrâne-os, chuva ou neve – é o principal fator controlador da intensidade do intemperismo químico. Ela carrega íons para as reações químicas, participa das reações e transporta os resultados destas reações.

Durante essa transformação, a rocha original se decompõe em substâncias que são estáveis na su-perfície. O produto do intemperismo químico permanece essencialmente inalterado ao longo do período em que este permanecer em um ambiente similar ao que foi formado.

Os três principais processos que causam o intemperismo químico das rochas são a dissolução, a oxidação e a hidrólise.

Dissolução: na dissolução, íons ou grupos de íons que formam um mineral ou uma rocha são removidos e levados pela água. Em geral, a água pura não é reativa, mas, ao atravessar a atmos-fera ou o solo, são adicionados alguns elementos à água tornando-a reativa.

Um exemplo comum de dissolução ocorre quando a água se combina com o dióxido de carbono (CO2), presente na atmosfera ou no solo, formando o ácido carbônico (H2CO3). Por sua vez, o ácido carbônico é capaz de decompor a calcita, principal constituinte dos carbonatos. Os íons formados são levados em solução pelos cursos d’água, gerando espaços vazios na rocha.

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A dissolução dos calcários é responsável pela criação de cavernas. As cavernas são condutos subterrâneos de acesso ao homem, gerados pela dissolução das rochas solúveis, como os carbona-

tos. No interior das cavernas ocorre a formação de espeleotemas.

Espeleotemas são depósitos de precipita-ção carbonática, que compõem as formas de acu-mulação mais comuns no interior de cavernas. O termo espeleotema tem origem grega e signifi ca “depósito mineral”, neste caso, a água ácida em vez de dissolver a calcita do calcário vai recristalizá-la.

O principal tipo de espeleotema encontra-do nas cavernas são as estalactites (pendentes do teto). São formadas quando uma gota de água atinge o teto de uma caverna, vindo da superfí-cie através das fraturas do calcário, dissolvendo o calcário das paredes da fratura e se saturando em bicarbonato de cálcio. Esta gota é uma com-binação de água, calcita e gás carbônico. Em con-tato com o ar da caverna, o gás carbônico migra para a atmosfera da caverna. Após a liberação do gás carbônico, restarão apenas a calcita e a água, como a calcita é insolúvel em água pura, ela se cristalizará formando um anel em volta da gota, a sucessão de anéis forma a estalactite.

Saiba mais!

Oxidação: na oxidação, os íons dos minerais se combinam com íons de oxigênio. Um exemplo deste tipo de intemperismo ocorre quando os íons de ferro das rochas máfi cas (um basalto, por exemplo) reagem com o oxigênio da atmosfera formando óxido de ferro (hematita). As rochas máfi cas possuem um grande conteúdo de minerais ricos em ferro (como as olivinas, os piroxê-nios e os anfi bólios) e são as mais propensas à oxidação.

Hidrólise: na hidrólise, os íons da molécula da água, H+ e OH-, se unem a outros íons da estru-tura dos minerais. Silicatos ricos em alumínio, como os fedspatos, o mineral mais abundante da crosta, são os mais propensos à hidrólise. Nesta reação são formados minerais de argila estáveis e os demais elementos (a sílica e o íon potássio) são levados em solução na água. As argilas for-madas por este processo cobrem vastas porções da superfície ou são transportados formando lama no fundo dos oceanos.

Intemperismo biológico

O intemperismo também está associado à atividade de organismos, como as plantas, os animais e os homens:

As raízes das plantas provocam fraturas nas rochas e contribuem com o intem-perismo mecânico;

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Os animais perfuradores, como as cracas e as pinaúnas em regiões costeiras, fazem buracos nas rochas, contribuindo para a desagregação das rochas;

A atividade de microorganismos presentes no solo gera ácidos que contribuem com o intempe-rismo químico;

Diversos tipos de atividades humanas (como a construção de cidades, exploração mineral, etc.) promovem o intemperismo químico e mecânico.

Intensidade ou taxa de intemperização

A ação do intemperismo mecânico, quebrando a rocha em pequenos pedaços, aumenta a área superfi cial exposta e acelera o intemperismo químico;

A presença de juntas e fraturas na rocha possibilita a penetração da água na rocha e intensifi ca o intemperismo;

A constituição mineral da rocha é um dos fatores mais determinantes da intensidade de intemperização;

Os silicatos são intemperizados essencialmente na mesma seqüência de sua ordem de cristalização.

Fatores climáticos

Determinam o tipo e a intensidade do intemperismo.

A temperatura e a umidade infl uenciam no tipo e na quantidade de vegetação;

Um manto espesso de solo rico em matéria or-gânica gera fl uidos quimicamente ativos como os ácidos húmico e carbônico;

O intemperismo químico é baixo ou inexis-tente em regiões polares (baixas temperaturas) e regiões áridas (baixa umidade).

Quanto maior a disponibilidade da água e mais freqüente a sua renovação, mais complexas se-rão as reações químicas do intemperismo;

As reações químicas do intemperismo ocor-rem mais intensamente nos compartimentos do relevo onde há uma boa infi ltração da água, percolação por tempo sufi ciente para efetivar as reações e uma boa drenagem para a lixivia-ção dos produtos solúveis.

O intemperismo gera depósitos minerais através do enriquecimento secundário: o intemperismo químico com a percolação de água remove os materiais residuais levando ao enrique-cimento dos elementos menos solúveis. Elementos de importância econômica em baixas concentrações na superfície são removidos e redepositados tornan-do-se mais concentrados.

Um exemplo é a bauxita (óxido hidratado de alumínio): a bauxita é o principal minério de alumínio, forma-do em climas tropicais quando rochas ricas em alumínio estão sujeitas a inten-so intemperismo químico.


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EROSÃO

Existem quatro tipos principais de erosão, classifi cados de acordo com o tipo de agente atuante: erosão fl uvial, erosão eólica, erosão glacial e erosão marinha.

Erosão fl uvial

A energia potencial dos rios pode ser usada para erodir as rochas e as transportar. A maior parte da ero-são, quando o canal é composto por rocha dura, ocorre pela ação abrasiva da água carregando sedimentos. Se o canal for composto por material inconsolidado, apenas o impacto da água é capaz de promover a erosão.

Um rio transporta a sua carga de sedimentos de três formas:

Sedimentos grossos: carga de fundo

transporte por saltação e arraste

Sedimentos fi nos: carga de suspensão

transporte por suspensão

Sedimentos dissolvidos pela decomposição química: carga dissolvida

transporte em solução

Os rios variam na sua habilidade de transportar sedimentos. Essa habilidade é determinada por dois critérios: competência e capacidade

Principais feições erosivas pela ação fl uvial:

Sulcos e ravinas: são formados pela ação erosiva do escoamento superfi cial concentrado em linhas;

Competência

A competência do rio é medida pelo tama-nho máximo das partículas que ele é capaz de trans-portar e é determinada pela velocidade do rio.

Capacidade

A capacidade do rio é o máximo de peso que ele pode carregar e está relacionada com a descarga do rio.

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Voçorocas: são formadas quando o nível freático erode a base das vertentes; a erosão solapa a base das paredes, carregando o material em profundidade e formando vazios no interior do solo; o colapso destes vazios desestabiliza as vertentes e provoca o recuo das paredes das voçorocas.

Erosão eólica

Quando comparada com a ação fl uvial e a glacial, a ação erosiva dos ventos é relativamente menos importante.

Na maioria das vezes, em um ambiente desértico, a erosão é causada principalmente pelas chuvas curtas, mas de grande intensidade.

A erosão pelo vento se dá predominantemente em terras áridas e sem vegetação.

A remoção dessas partículas (argila, silte ou areia) pode gerar pavimentos desérticos e blowouts.

Os blowouts são “buracos” ou zonas rebaixadas geradas pela remoção da areia. Eles são muito comuns em regiões de dunas.

Nos pavimentos desérticos a superfície é coberta por matacões e cascalhos devido à gradual retira-da do silte e da areia pela defl ação.

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Erosão fl uvial ou voçoroca.

Os principais processos de erosão eólica são a defl ação e a abrasão.

Defl ação: é a retirada de partículas pela ação do vento.


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Na deflação o material fino (argila e silte) é transportado em suspensão e a areia é trans-portada por saltação.

Para uma mesmo velocidade do vento, quanto maior a partícula menor será o seu deslocamento.

Abrasão: é o processo de desgaste e polimento de seixos, blocos ou rochas gerado pelo impacto de partículas transportadas pelo vento. Devido a esse processo os grãos tendem a apresentar um aspecto fosco.

A abrasão gera seixos chamados de ventifactos: seixos que apresentam uma ou mais faces planas desenvolvidas pela ação da abrasão eólica.

Erosão glacial

As geleiras são capazes de intensa erosão. Elas conseguem carregar imensos blocos que nenhum outro agente erosivo conseguiria.

Atualmente as geleiras têm limitada importância como agente erosivo, porém existem muitas for-mas de relevo geradas no passado, mostrando a intensidade do seu trabalho erosivo.

As geleiras erodem através de duas formas principais:

Remoção: quando uma geleira se movimenta sobre uma superfície rochosa, blocos de rocha são incorporados no interior do gelo. A água derretida penetra nas fi ssuras e juntas das rochas durante a passagem da geleira e quando essa congela ocorre a expansão e o quebramento da rocha.

Se o nível topográfi co é rebaixado até atingir a zona saturada, pode formar oásis.


A abrasão gera seixos chamados de ventifac-tos: seixos que apresentam uma ou mais faces pla-nas desenvolvidas pela ação da abrasão eólica.



Abrasão: desgaste da rocha sobre a qual a geleira se desloca devido á ação do gelo e dos frag-mentos rochosos transportados na base do gelo que funcionam como uma lixa.

Estrias glaciais são geradas no leito rochoso quando o gelo no fundo da geleira contém fragmentos protuberantes de rocha e indicam a direção de fl uxo da geleira.

As principais formas erosivas pela ação gla-cial são os vales glaciais. As geleiras se movem ini-cialmente dentro de um vale esculpido por um rio. Os vales em V são transformados em vales em U, uma forma característica dos vales glaciais.

Ocorre também a erosão pela água de de-gelo formando canais subglaciais que geram um sistema de escoamento com um padrão muito ir-regular, escavado quando a geleira se movimenta em um substrato duro. Estes canais só são visíveis junto às margens das geleiras, onde desembocam e descarregam um grande volume de água.

Erosão marinha

As ondas adquirem sua energia a partir dos ventos que sopram nos oceanos, essa energia é acumulada no seu percurso em águas profundas e depois é dissipada na zona de surfe e na zona de arrebentação.

Nas praias que apresentam zona de surfe (várias linhas de quebra de onda, onde é possível a prática de surfe), a onda tem oportunidade de dissipar a sua energia, chegando na praia com alturas menores.

Nas praias onde a zona de surfe não existe, as ondas ar-rebentam diretamente na praia, em geral com alturas signifi can-tes, causando grande impacto sobre a praia.

A RAZÃO DE EROSÃO DEPENDE:

Razão do movimento glacial;

Espessura do gelo;

Forma, abundância e dureza dos fragmentos rochosos contidos no gelo da base da geleira;

Da erodibilidade da superfície abaixo da geleira.

Quanto maior a altura das ondas, maior a sua energia e mais intenso será o processo erosivo.

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As ondas são também as principais responsáveis pelo transporte de sedimentos ao longo da costa, atra-vés das correntes costeiras. Parte da energia dissipada pelas ondas promove a geração de correntes costeiras.

Quando as ondas quebram formando um ângulo com a linha de costa, são geradas correntes lon-gitudinais. Estas correntes são fl uxos paralelos à costa entre a zona de arrebentação e a linha de costa que transportam os sedimentos colocados em suspensão pelas ondas ao longo da costa

Estas correntes transportam os sedimentos, distribuindo a areia ao longo das praias, a depender das condições de onda e, conseqüentemente, de correntes que prevalecem em cada praia. De acordo com essa distribuição de areia, algumas praias são mais largas e outras são mais estreitas.

A praia, com sua faixa de areia, além da sua importância para diversos tipos de organismos que ali vivem, funciona como uma “zona tampão”, protegendo o continente da ação direta das ondas e das correntes.

Em muitas praias a faixa de areia desaparece durante os períodos de maré alta e as ondas erodem a zona costeira adjacente, podendo destruir planícies, terraços, campos de duna, falésias e construções humanas.

Intensifi cação do processo erosivo devido a um aumento do nível relativo do mar

A extensão de costas erodidas e a taxa de erosão têm aumentado substancialmente em todo o mundo. Desde 1955-60 a extensão de costas erodidas aumentou de 55% para 80%, sendo que 45% deste percen-tual apresenta uma taxa de erosão superior a 3,5 m/ano, enquanto que, antes da década de 60, apenas 8 a 16% das costas sob erosão apresentavam taxas de erosão superiores a 3,5 m/ano. Parte desta aceleração na erosão costeira pode ser explicada pelo aumento re-lativo do nível do mar.

Com o aumento do nível relativo do mar, me-nos energia é retirada das ondas através da fricção com o fundo, antes das ondas quebrarem, resultando em ondas com maiores alturas ao longo da costa.

Você sabia?


Esses movimentos são controlados essencialmente pela gravidade, contudo outros fatores podem funcionar como um gatilho, rompendo a inércia e fazendo com que o movimento se inicie:

presença de água

O preenchimento dos poros dos sedimentos com água provoca a perda de coesão das partí-culas, diminuindo a sua resistência interna;

Em alguns casos, especialmente em materiais argilosos, a água tem um efeito lubrifi cante;

A água também adiciona peso ao material.

aumento da inclinação da encosta

O material inconsolidado encontra estabilidade sob um determinado ângulo de repouso, que geral-mente varia de 25 a 40° a depender do tamanho da partícula;

Um aumento da declividade pode romper este ângulo de repouso e provocar a movimenta-ção do material;

Isto ocorre também com materiais consolidados a fi m de restaurar a estabilidade da encosta.

remoção da vegetação

As plantas protegem o solo contra a erosão e contribuem para a estabilização das encostas devido ao seu sistema de raízes;

A remoção da vegetação favorece os movimentos de massa, principalmente se a encosta for muito íngreme ou se houver água em abundância.

ocorrência de terremotos

Alguns locais podem permanecer estáveis durante um longo período, ainda que as condições sejam favoráveis aos movimentos de massa e essa estabilidade pode ser rompida por terremotos ou tremores de terra, provocando o deslocamento de grande quantidade de material.

MOVIMENTOS DE MASSA

FTC EAD | BIO68

TIPOS DE MOVIMENTOS DE MASSA

Movimentos de massa rápidos

Desmoronamento ou queda de blocos: movimento rápido de blocos ou lascas de rocha pela ação da gravidade, sem a presença de uma superfície de deslizamento. Ocorre geralmente em encostas íngremes de pare-dões rochosos e é favorecida por desconti-nuidades na rocha, como fraturas ou banda-mentos e pela ação do intemperismo.

Escorregamento ou deslizamento: mo-vimento rápido com plano de ruptura bem defi nido, permitindo a distinção entre o ma-terial deslizado e aquele não movimentado. O material permanece essencialmente coe-rente e se move ao longo de uma superfície bem defi nida, aproximadamente paralela ao declive. Esta superfície pode ser uma junta, uma falha ou um plano de acamadamento. Este tipo de movimento de massa é mais co-mum em terrenos com estratos argilosos.

Corridas ou fl uxo: são movimentos rápidos onde os materiais se comportam como fl uidos alta-mente viscosos. Estão geralmente associados à concentração excessiva de fl uxos de águas superfi -ciais em algum ponto da encosta.

Movimentos de massa lentos

Rastejamento ou creep: movimento lento, geralmente de alguns centímetros por ano, do solo ou regolito na superfície do terreno.

Solifl uxão: movimento comum em regiões periglaciais, onde ocorre o deslocamento da cama-da superior degelada (camada ativa), que escoa sobre a camada inferior congelada (permafrost). Ocorre em vertentes com declividades inferiores a 5°.

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Ciclo hidrológico

A água ocorre em várias partes do planeta – nos oceanos, nas geleiras, nos rios, nos lagos, no ar e no solo. Todos esses “reservatórios” constituem a hidrosfera.

Estima-se que a hidrosfera seja composta por cerca de 1,36 bilhões de quilômetros cúbicos de água.

RECURSOS HÍDRICOS SUPERFICIAIS E SUBTERRÂNEOS

Cerca de 97,2% do total de água do plane-ta está estocado nos oceanos; 2,15% nas geleiras e capas de gelo; 0,62% como água subterrânea e 0,03% como rios, lagos, solo e atmosfera.


A água não permanece por muito tempo em cada um destes reservatórios, ela está constantemente se movimentando nos oceanos, na atmosfera, na Terra sólida e na biosfera.

O Ciclo Hidrológico é a contínua movimentação da água dos oceanos para a atmosfera, da atmosfera para a terra e da terra de volta para o mar.

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FTC EAD | BIO70

O Ciclo Hidrológico é um gigantesco sistema global alimentado pela energia do sol que, através da atmosfera, provem uma ligação vital entre os oceanos e os continentes:

A água evapora para a atmosfera a partir dos oceanos e uma pequena parte a partir do conti-nente (rios e lagos);

O vento transporta esse “vapor d’água” por longas distâncias e estes se condensam em nuvens que se precipitam como chuva;

Parte desta chuva cai sobre oceanos completando o ciclo de retorno;

A chuva que cai no continente pode seguir vários caminhos:

Parte da água que no solo pode infi ltrar, se movimentando por canais subterrâneos, alimentando lagos, rios ou indo diretamente para os oceanos;

Quando a água se precipita em quantidades acima da capacidade de absorção do solo, parte des-ta água escoa superfi cialmente. O balanço entre a infi ltração e o escoamento superfi cial depende de diversos fatores como a permeabilidade do solo, o relevo e a presença de vegetação. Quando maior a permeabilidade do solo, mais plano o relevo e com a presença de uma cobertura vegetal, maior será a taxa de infi ltração; quanto menor a permeabilidade do solo, mais íngreme o relevo e com vegetação ausente, maior será o escoamento superfi cial;

Parte da água que infi ltra ou que escoa superfi cialmente é absorvida pelas plantas e retorna para atmosfera através da transpiração;

Quando a precipitação ocorre em regiões muito frias – regiões de altas latitudes o no topo de montanhas muito elevadas – a água pode, ao invés de infi ltrar ou escoar superfi cialmente, con-gelar e se incorporar ás geleiras e às capas de gelo.

O ciclo hidrológico é balanceado. Como a quantidade de vapor d’água na atmosfera perma-nece o mesmo, a média anual de precipitação deve ser igual á quantidade de água evaporada. A precipitação excede a evaporação nos continentes e, inversamente, a precipitação excede a evaporação nos oceanos e o sistema funciona de forma equilibrada.

Água subterrânea

A maior parte dos recursos hídricos utilizados para uso industrial e consumo provém de cursos subterrâneos. A água subterrânea representa a principal fonte de água fresca do planeta.

Cerca de 320.000 km3 de água são evaporados em cada ano a partir dos oceanos e 60.000 km3 a partir dos continentes (lagos e rios);

Deste total de 380.000 km3 de água, cerca de 284.000 km3 se precipitam de volta para os oceanos e os 96.000 km3 de água restantes se precipitam nos continentes;

Destes 96.000 km3 de água que caem nos continentes, 60.000 km3 evaporam e 36.000 km3

percorrem pelos continentes, erodindo-os no seu caminho de volta aos oceanos.

Você sabia?


A água que infi ltra a partir da superfície penetra até uma zona onde todos os poros das rochas são ocupados por água. Esta é a zona de saturação. Acima desta zona, onde o solo, o sedimento ou a rocha não estão saturados em água, os poros são preenchidos por ar e pela água que infi ltra, esta é chamada zona de aeração. O limite entre estas duas zonas é o nível freático.

Aqüíferos

São materiais com grande capacidade de transmitir água (condutividade hidráulica) como os se-dimentos inconsolidados (cascalhos e areias), rochas sedimentares (arenitos e conglomerados) e rochas ígneas e metamórfi cas com alto grau de fraturamento.

Tipos de aqüíferos em relação ao tipo de porosidade existente

Aqüífero de porosidade granular: sedimentos ou rocha sedimentar com porosidade primária. Ex. arenitos

Aqüíferos de fraturas: rocha com sistema de fraturas interconectado.

Aqüíferos de conduto: rocha com porosidade cárstica gerada pela dissolução de rochas carbonáticas.

Água subterrânea é a água existen-te abaixo do nível freático e que ocupa a zona de saturação.


Classifi cação geral dos aqüíferos

Aqüíferos livres: são aqueles cuja base é demarcado pelo nível freático e o topo está em contato com a atmosfera.

Aqüífero confi nado: são aqueles confi nados entre duas unidades pouco permeáveis ou im-permeáveis. A camada permeável (aqüífero) intercepta a superfície, permitindo a sua recarga.

Aqüífero suspenso: níveis lentiformes de aqüíferos livres acima do nível freático principal.


FTC EAD | BIO72

A Infl uência das Atividades Antrópicas nos Recursos Hídricos Subterrâneos

Extração intensiva das águas subterrâneas

redução da capacidade produtiva do poço;

intrusão de água salina nas regiões costeiras;

infi ltração de água subterrânea de baixa qualidade;

drenagem de corpos de água superficiais de-vido ao rebaixamento do nível hidráulico do aqüífero;

subsidência do terreno: compactação em terrenos ar-gilosos, colapso de vazios em regiões calcárias.

Contaminação da água subterrânea

sistema de saneamento

aplicação de fertilizantes

tanques de combustíveis

atividades industriais, etc.

Importância da água subterrânea:

97% da água doce líquida do planeta;

abastecimento público e privado;

uso industrial e pela agricultura;

manutenção de cursos d’água superficiais em épocas de seca;

manutenção das terras úmidas garantindo o seu equilíbrio ecológico.

Você sabia?

Principais contaminantes: ni-tratos, metais pesados, compostos orgânicos sintéticos, solventes, mi-croorganismos patogênicos.

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Defi na “intemperismo” e diga qual a sua importância no ciclo das rochas.

Quais os principais fatores condicionantes dos movimentos de massa?

Explique o ciclo hidrológico.

Defi na competência e capacidade de um rio.

Explique de que forma um rio pode transportar a sua carga de sedimentos.

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Atividade complementar

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As formas de relevo (paisagens), o solo e os processos geológicos atuantes em regiões desérticas são muito particulares e, em geral, muito diferentes daqueles encontrados em regiões úmidas.

O regolito (horizonte C do solo) encontrado nestas regiões é em grande parte produto do intemperismo físico ou mecânico. A ação do intemperismo mecânico fragmenta as rochas em partí-culas grossas e gera escarpas íngremes.

Os canais existentes em ambientes desérticos quase nunca chegam ao oceano. Em geram eles se-cam devido às altas taxas de evaporação. Devido à ausência de vegetação, nestes ambientes prevalece o escoamento superfi cial e a erosão do solo é intensa durante as violentas chuvas tropicais. Quando as chu-vas são sufi cientes, nas zonas mais rebaixadas podem ser formadas playas ou lagos temporários. Nestes lagos geralmente ocorre uma alta concentração em sais.

Existem dois tipos principais de desertos: os desertos quentes e os desertos polares.

Desertos quentes: estes desertos apresentam um clima árido e quente. Neste tipo de deserto a escassez de chuva pode estar associada:

Aos cinturões globais de circulação atmosférica de ar subtropical seco. Os mais extensos desertos do mundo estão incluídos nesta

AMBIENTES GEOLÓGICOS

AMBIENTES DESÉRTICOS

Desertos são comumente sinônimo de terra árida, onde a média de chuva anual é geralmente inferior a 250mm ou onde a razão de evaporação excede a razão de precipitação.



categoria, pode-se citar, por exemplo, o deserto do Saara e o Grande Deserto Australiano;

Às regiões internas de continentes onde prevalecem condições de verões quentes e invernos secos. Pode-se citar, por exemplo, o deserto de Gobi na Ásia Central;

Às regiões montanhosas onde as montanhas criam um efeito de “sombra de chuva”. As mas-sas de ar não conseguem transpor esta barreira e um lado da montanha fi ca com defi ciência de chuva, resultando num clima seco. A Serra da Nevada, no leste da Califórnia, cria uma espécie de barreira e é a principal responsável pelo clima árido dos desertos situados a leste da serra;

Às regiões costeiras ao longo de margens continentais onde há pouca quantidade de massas de ar quente. Desertos costeiros deste tipo podem ser encontrados no Chile e no Peru, por exemplo.

Desertos polares: grandes desertos ocorrem em regiões polares onde a precipitação é extremamente baixa devido ao ar seco e frio. Nestes locais, apesar da água ser abundante, ela se en-contra na forma de gelo e se precipita como neve. Exemplos de desertos polares são encontrados no nordeste da Groenlândia, no Canadá e nos vales congelados da Antártica.

Dunas

As dunas são acumulações ou elevações de areia depositadas pelo vento. Geralmente a duna se forma onde um obstáculo muda o fl uxo do vento. O vento perde velocidade e começa a acumular areia. Isso ocor-re em regiões secas porque a presença de umidade no sedimento difi culta a sua remoção pelo vento.

As dunas são formas assimétricas, em geral elas apresentam uma inclinação mais suave no lado onde o vento sopra. O ângulo de inclinação da duna depende da velocidade do vento e do tamanho do grão de areia.

Principais tipos de duna de acordo com a sua forma :

Duna barcana: tem a forma de uma lua crescente e ocorre onde o vento é constante e o supri-mento de areia é limitado;

Duna barcanóide: ocorre a partir de uma conexão entre as formas crescentes da duna barcana e é orientada transversalmente à direção do vento;

Duna transversa: esta duna forma uma elevação assimétrica transversa à direção do vento. Ocorre em áreas com abundância de areia e pouca vegetação;

Duna parabólica: tem forma de U, com a abertura voltada para a direção do vento;

Duna linear: tem forma linear, alongada, paralela à direção do vento. Podem apresentar até 100 m de altura e 100 km de comprimento. Ocorrem em desertos com sufi ciente suprimento de areia e incidência de ventos fortes;

Duna estrelada: forma isolada de acumulação de areia que apresentam na sua base uma forma similar a uma estrela em planta;

Duna reversa: elevação assimétrica que apresenta características intermediárias entre uma duna transversa e uma duna estrelada. É formada onde ocorrem ventos com força e duração similares agindo em sentidos opostos.

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Geleiras

Defi nindo de uma maneira simplifi cada, geleiras são corpos de gelo, compostos principalmente por neve recristalizada, que mostram indicações de movimentação devido à força da gravidade.

Pequenas geleiras são confi nadas pela topografi a que determina a sua forma e direção de movimen-to. Algumas ocupam depressões em regiões montanhosas. Grandes geleiras podem ocupar extensos va-les. Em geral as geleiras apresentam em torno de 1 a 2 km de comprimento, contudo, em alguns grandes vales glaciais, como nas montanhas do Alasca e na Ásia Central, podem chegar a dezenas de km.

Principais tipos de geleiras de acordo com a sua forma:

Circo glacial: ocupam depressões no topo de montanhas;

Geleira de vale ou alpina: fl ui a partir do circo glacial ocupando regiões de vale;

Fjord glacial ou geleira de maré: ocupam vales costeiros e a sua base encontra o mar;

Capas de gelo: corpos com forma dômica que cobrem montanhas ou áreas de altas latitudes, dispostas geralmente de maneira radial;

Campos de gelo: extensas áreas de gelo em regiões montanhosas que consistem na intercone-xão de geleiras alpinas;

Mantos de gelo: massas de gelo de tamanho continental, não limitado pela topografi a;

Plataforma de gelo: placas de gelo que fl utuam sobre o mar e está comumente localizado em embaiamentos costeiros;

Iceberg: massa de gelo continental fl utuante no mar, desprendida da margem de um fjord ou de uma plataforma de gelo.

Erosão e deposição glacial

A erosão glacial envolve a incorporação e remoção pelas geleiras de partículas ou detritos do asso-alho sobre o qual as geleiras se movimentam.

AMBIENTE GLACIAL


Os depósitos gerados em ambiente glacial são formados predominantemente por sedimentos clás-ticos, geralmente com a ausência de sedimentos químicos ou biogênicos. São em geral mal selecionados, com a presença de fragmentos rochosos de diferentes tamanhos.

AMBIENTE FLUVIAL

O leito corresponde ao espaço ocupado pelo escoamento das águas. Em função da descarga e da topografi a dos canais, os leitos podem ser classifi cados em:

Leito menor ou talvegue: parte central ocupada pelas águas;

Leito maior: onde as águas ocorrem nas épocas de cheia;

Leito de vazante: onde as águas correm no período de estiagem.

O regime fl uvial representa a variação do nível das águas fl uviais no decorrer do ano. Em geral, de-pende do regime de precipitação, das condições de infi ltração e da existência de drenagens subterrâneas.

Transporte fl uvial

Os rios transportam os materiais em solução química como carga dissolvida, as partículas fi nas (silte e argila) como carga em suspensão e as partículas maiores (areias e casca-lhos) que são roladas, deslizadas ou saltam ao longo do leito dos rios, como carga de leito.

A carga dissolvida é transportada na mesma velocida-de da água e é carregada até onde a água caminhar;

A carga em suspensão é carregada com a mesma veloci-dade da água enquanto a turbulência for sufi ciente, quan-do atingir um limite crítico as partículas precipitam-se;

A carga do leito move-se muito mais lentamente que o fl uxo da água, porque os grãos deslocam-se de modo intermitente.

Capacidade e competência de um rio

A maior quantidade de detritos de determinado tamanho que um rio consegue transportar como carga do leito corresponde à sua capacidade;

O maior diâmetro encontrado entre os detritos transportados como carga do leito determina a competência do rio.

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Erosão e deposição fl uvial

A erosão fl uvial engloba os processos que resultam na retirada de detritos do fundo do leito e das mar-gens, fazendo com que passem a integrar a carga sedimentar. A erosão se dá principalmente pelo impacto das partículas carregadas pela água e a abrasão da superfície sobre a qual a água escoa. O movimento turbilhonar sobre as rochas do fundo do leito pode escavar depressões de forma circular conhecidas como marmitas.

O tipo de canal é o resultado do ajuste do canal à sua seção transversal e reflete o inter-re-lacionamento entre:

Tipos de canal fl uvial

Retos: são aqueles em que o rio percorre um trajeto reti-líneo, sem se desviar signifi -cativamente de sua trajetória normal em direção à foz. Ocorre geralmente quando o substrato é homogêneo ou quando o rio é controlado por linhas de falhas ou fraturas.

Anastomosado: o rio se ramifi ca em múltiplos canais, peque-nos e rasos, devido às rugosidades e saliências geradas pela deposição de material grosseiro no seu leito. Os trechos anas-tomosados se localizam ao longo do curso fl uvial, nunca no seu inicio nem na sua parte terminal.

A deposição da carga detrítica carregada pelo rio ocorre quando há uma diminuição da com-petência ou da capacidade fl uvial, isso pode ocorrer devido a diversos fatores, tais como:

Redução na declividade do leito;

Redução do volume de água;

Aumento do granulometria da carga detrítica.


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Meândricos: são aqueles em que os rios descrevem curvas sinuosas, largas e semelhantes entre si, através de um trabalho contínuo de escavação na margem côncava (ponto de maior veloci-dade da corrente) e deposição na margem convexa (ponto de menor velocidade da corrente). Ocorrem onde existe a presença de camadas sedimentares coerentes e representa o ajustamento entre todas as variáveis hidrológicas, a carga detrítica e a litologia por onde passa o canal.

AMBIENTE COSTEIRO

Praias

As praias formam umas das mais belas paisagens encontradas no mundo e, além de sua beleza cê-nica, representam importantes áreas recreacionais em torno das quais desenvolvem-se cidades, balneários, atividades turísticas, comerciais e industriais. Em termos ecológicos, as praias são ecossistemas produtivos que sustentam uma comunidade variada de invertebrados como equinodermos, moluscos, crustáceos, artró-podes, e vertebrados como aves marinhas e peixes litorâneos. Além disto, as praias têm a importante função ambiental de atuar como zona tampão e proteger a costa da ação direta do oceano.

As praias compõem um ambiente dinâmico, onde ondas, marés, ventos, tempestades e atividades humanas agem construindo, destruindo ou remodelando a paisa-gem. Elas estão constantemente ajustando-se a fl utuações dos níveis de energia através de mudanças morfológicas e de trocas de sedimentos com regiões adjacentes. Devido às suas características, as praias apresentam um alto potencial para múltiplos usos que, muitas vezes, podem ser complementares, confl itivos ou mutuamente exclusivos. Ao se analisar os diversos usos deve ser consi-derado o caráter naturalmente instável deste ambiente e os problemas que podem advir da ação antrópica.

As praias são sempre lembradas pelas suas belas pai-sagens e por serem ambientes propícios a várias atividades recreacionais como natação, mergulho, surfe, banho de sol, caminhadas, jogos, pescarias, etc. O tipo de atividade possível de ser desenvol-vida na praia depende de fatores como a temperatura da água, tamanho das ondas e granulometria dos sedimentos que compõem a praia. Em algumas partes do mundo, outros tipos de atividades são desenvolvidas neste ambiente, como a exploração de minerais, a exemplo da magnetita, ilmenita, zircão, rutilo, monazita e platina, às vezes em detrimento do uso recreacional.

Além dos usos diretos, a praia serve como uma barreira entre o oceano e a terra, sendo esta uma das suas principais funções ambientais. As ondas chegam à costa ainda com uma grande quantidade de energia e a maior parte desta energia é gasta na sua quebra sobre a praia. Durante as tempestades, a praia é capaz de modifi car sua inclinação e características morfológicas para dissipar a energia das ondas. Contu-do, algumas atividades humanas que levem, por exemplo, à interrupção do transporte de sedimentos e à diminuição do aporte de sedimentos pelos rios, podem diminuir ou eliminar a capacidade de barreira da praia, levando a uma intensifi cação do ataque das ondas sobre as propriedades costeiras.

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Ecossistemas Costeiros

Além do ecossistema praial, pode-se citar alguns ecossistemas comuns aos ambientes costeiros brasileiros:

Planícies costeiras

Estas planícies ocorrem nas porções mais baixas da costa e são formadas por um solo predominantemente arenoso. Muitas vezes estão associados a ambientes de restinga, cuja vegetação se adapta bem a esse tipo de solo. Apresentam geralmente alinhamentos muito ní-tidos de cordões litorâneos, ou seja, antigas linhas de praias que foram se sucedendo devido a um recuo do nível do mar.

Terras úmidas

São depósitos argilo-orgânicos presentes em áreas transicionais entre os sistemas terrestres e aquáticos, que são inundadas ou saturadas por água superfi cial ou subterrânea. Estes depósitos ocupam geralmente os vales entalhados em tabuleiros costeiros, planícies de inundação e áreas baixas localizadas entre as planícies arenosas. Podem ocorrer camadas de turfas nestes depósitos.

Depósitos de mangue

Estes depósitos ocorrem ao longo de estuários, ca-nais de maré e trechos costeiros protegidos da ação direta das ondas. São formados predominantemente por sedi-mentos argilosos ricos em matéria orgânica, e apresentam uma vegetação típica, adaptada a este tipo de solo.

Depósitos fl uviais

Os depósitos fl uviais são constituídos essencialmente de sedimentos de dique marginal, de barra de meandro e de canal abandonado. São compostos por sedimentos argilosos e apresen-tam larga expressão principalmente em planícies costeiras associadas às desembocaduras fl uviais.

Bancos de arenito (Beach-rocks)

Estes bancos são depósitos de areia rica em quartzo, com uma quantidade variada de grãos biodetríticos, que foram litifi cados durante o Holoceno, com o nível do mar mais alto que o atual, tendo sido posteriormente exumados. Estes arenitos, algumas vezes, funcionam como substrato para corais e outros organismos bentônicos. Os bancos de arenito funcio-nam também como importantes barreiras à ação das ondas ao longo da costa.

Recifes de corais

Os recifes de corais constituem um dos principais ecossistemas costeiros, com grande importância bio-lógica e ecológica, além de servirem como atrativo para o turismo e, normalmente, protegerem a costa da ação das ondas. Os recifes de corais são também


responsáveis pela produção de matéria orgânica e reciclagem de nutrientes, benefi cian-do inúmeras espécies de peixes, crustáceos, moluscos e ouriços.

Na Bahia ocorrem os maiores e mais ricos recifes de coral do Brasil e de todo o oceano Atlântico Sul Ocidental. Estes recifes são constituídos por uma fauna coralina rica em espé-cies endêmicas, cujos principais construtores são formas arcaicas, remanescentes de uma antiga fauna coralina existente desde antes do Terciário. Os recifes de corais encontrados nesta região crescem de uma forma particular, a partir de uma estrutura coralina única, com a base estreita e o topo expandido lateralmente, em forma de cogumelo, que recebe o nome de “chapeirões”. Este nome foi citado pela primeira vez pelo geólogo Charles Frederick Hartt, devido à sua semelhança com um cogumelo ou um grande chapéu. Apresentam alturas e di-âmetros variáveis. Em geral, quando os recifes estão mais próximos à costa e o crescimento dos chapeirões é muito denso, as colunas coralinas coalescem pelos seus topos formando estruturas maiores e de morfologias variadas, que constituem os bancos recifais.


Descreva as principais características dos ambientes desérticos.

Descreva os principais tipos de geleiras.

Explique os processos de erosão e deposição fl uvial.

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O que são dunas e como são formadas?

Qual a importância ambiental da existência de recifes de corais?

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Glossário

Aqüíferos: são unidades rochosas ou sedimentos que armazenam e transmitem volumes signifi ca-tivos de água subterrânea passível de ser explorada pela sociedade.

Cavernas: são condutos subterrâneos de acesso ao homem, gerados pela dissolução de rochas so-lúveis, como os carbonatos.

Cimentação: é o processo diagenético através do qual os grãos são “colados” por materiais origina-riamente dissolvidos durante o intemperismo químico ocorrido anteriormente nas rochas.

Compactação: é um processo diagenético através do qual o volume dos sedimentos é reduzido através da aplicação de uma determinada pressão gerada pelo próprio peso dos sedimentos

Diagênese: mudanças na natureza química e física dos sedimentos causadas pela combinação entre o calor, a pressão decorrente do peso dos sedimentos e os íons transportados pela água de superfície.

Erosão: é o processo pelo qual as partículas, em geral resultantes da ação do intemperismo, são incorporadas e transportadas através de agentes como a água, o vento ou o gelo.

Espeleotemas: são depósitos de precipitação carbonática, que compõem as formas de acumulação mais comuns no interior de cavernas.

Falhas: são fraturas na crosta terrestre com deslocamento relativo, perceptível entre os lados contí-guos e ao longo do plano de falha.

Foliação: alinhamento mineral em camadas ou bandas, causado na rocha pela ocorrência de uma pressão dirigida em uma direção preferencial.

Geomorfologia: é a ciência que estuda o surgimento e a evolução das formas de relevo.

Intemperismo: é o processo através do qual a rocha se desintegra e se decompõe em superfície.

Inselbergs: são morros elevados de composição granítica, isolados devido à erosão das rochas ao seu redor em condições de clima árido ou semi-árido.

Metamorfi smo: é o processo através do qual as condições do interior da Terra alteram a composi-ção mineral e estrutura das rochas sem fundi-las.

Minérios: são depósitos minerais que podem ser economicamente explorados.

Pavimentos desérticos: superfícies planas coberta por matacões e cascalhos devido à gradual retira-da do silte e da areia pela defl ação eólica em ambientes desérticos.

Rastejamento: movimento lento, geralmente de alguns centímetros por ano, do solo ou regolito na superfície do terreno.

Recursos: são depósitos conhecidos, mas que não são atualmente exploráveis devido a fatores tec-nológicos, econômicos ou políticas.

Reservas: são quantidades de recursos naturais disponíveis e que podem ser explorados economi-camente com as tecnologias disponíveis.

Zona de surfe: zona hidrodinâmica costeira onde as ondas começam a sentir o fundo marinho e a quebrar em várias linhas de arrebentação.

Zona de arrebentação: zona de quebra das ondas quando a onda inclina sobre si mesma devido à pequena profundidade da lâmina d’água.

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Referências Bibliográficas

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ANOTAÇÕESANOTAÇÕES

Faculdade de Tecnologia e Ciências - Educação a Distância

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57298973 apostila de geologia geral

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