GEOLOGIA E MINERALOGIA

Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile

Elaborada por: Prof. Dr. Jos Marques Junior

i

Contedo

CAPTULO 1 - GEOLOGIA APLICADA ENGENHARIA ou GEOLOGIA DE ENGENHARIA ........................................................................................................ 1

1.1. DEFINIO ............................................................................................... 1 1.2. Os Solos nos Ecossistemas ........................................................................ 3

CAPTULO 2 - ESPCIE MINERAL ....................................................................... 7 2.1. Introduo .................................................................................................... 7 2.2. Noes de cristalografia .............................................................................. 7

2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitria ................................................................ 7 2.2.2. Sistemas Cristalinos ............................................................................ 10

2.3. Princpio da coordenao .......................................................................... 13 2.4. Substituio Inica ..................................................................................... 17 2.5. Espcie Mineral ......................................................................................... 19 2.6. Classificao das espcies minerais ......................................................... 20

CAPTULO 3 - INTEMPERISMO .......................................................................... 25 3.1. Consideraes Gerais ............................................................................... 25

3.1.1. Trabalho de Goldich (1938) ................................................................. 26 3.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) ............................................................ 31

3.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo .............................................. 33 3.2.1. Intemperismo Fsico ............................................................................ 33 3.2.2. Intemperismo Qumico ........................................................................ 36

3.3. Intemperismo Qumico de Minerais e Rochas ........................................... 44 3.3.1. Alguns exemplos ................................................................................. 44

CAPTULO 4 - ROCHAS MAGMTICAS ............................................................. 47 4.1. Introduo .................................................................................................. 47 4.2 Origens e tipos fundamentais de magmas .................................................. 48 4.3. Composio e classificao das Rochas Magmticas............................... 52 4.4. Resfriamento do Magma ............................................................................ 54

4.4.1. Estgios de Resfriamento ................................................................... 54 4.4.1.1. Estgio Pneumatoltico (ou Pegmattico) ......................................... 55 4.4.1.2. Estgio Hidrotermal .......................................................................... 55 4.4.2.Textura das rochas magmticas .......................................................... 55

4.5. Seqncia de Cristalizao ....................................................................... 56 4.6. Principais Rochas Magmticas .................................................................. 58

4.6.1. Famlia Granito - Rilito ....................................................................... 58 4.6.2. Famlia Diorito - Andesito .................................................................... 59 4.6.3. Famlia Gabro-Basalto ........................................................................ 59

CAPTULO 5 - ROCHAS SEDIMENTARES ......................................................... 61 5.1. Introduo .................................................................................................. 61 5.2. Ciclo Sedimentar ....................................................................................... 63 5.3. Composio ............................................................................................... 68 5.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares ......................................... 70 5.5. Ambientes Deposicionais e Formao da Paisagem ................................. 71

5.5.1. Ambientes Deposicionais .................................................................... 71 5.5.2. Formao da Paisagem ...................................................................... 73

5.6. Classificao .............................................................................................. 74 5.6.1. Rochas Clsticas................................................................................. 75 5.6.2. Rochas sedimentares qumicas e orgnicas ....................................... 80

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5.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Qumica ...................................... 80 5.6.2.2. Rochas sedimentares orgnicas ...................................................... 81

CAPTULO 6 - ROCHAS METAMRFICAS ........................................................ 83 6.1. Introduo .................................................................................................. 83 6.2. Tipos de Metamorfismo ............................................................................. 85

6.2.1. Metamorfismo de Contato ................................................................... 85 6.2.2. Metamorfismo Regional ...................................................................... 86

6.3. Foliao ..................................................................................................... 87 6.4. Classificao das Rochas Metamrficas ................................................... 87

6.4.1. Ardsias .............................................................................................. 88 6.4.2. Filitos ................................................................................................... 89 6.4.3. Xistos .................................................................................................. 89 6.4.4. Gnaisses ............................................................................................. 90 6.4.5. Metaconglomerados ............................................................................ 90 6.4.6. Quartzito .............................................................................................. 91 6.4.7. Mrmore .............................................................................................. 91 6.4.8 Anfiblios .............................................................................................. 92 6.4.9. Itabiritos ............................................................................................... 92

CAPTULO 7 - MINERALOGIA DE SOLOS ......................................................... 94 7.1. Introduo .................................................................................................. 94 7.2. Minerais do Solo ........................................................................................ 96

7.2.1. Cascalho e Areia ................................................................................. 98 7.2.2. Silte ..................................................................................................... 99 7.2.3. Argila ................................................................................................. 100

7.3. Relembrando outros captulos... .............................................................. 100 7.3.1. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estgio de intemperismo do solo .................................................................................................................... 101

CAPTULO 8 - MODELO DE EVOLUO DOS SOLOS ................................... 104 8.1. Seqncia Cronolgica ............................................................................ 104 8.2. Modelo de Evoluo dos Solos ................................................................ 106 9.1. O Tempo Geolgico ................................................................................. 110 9.2. Esboo Geolgico do Brasil ..................................................................... 117 9.3. Bacias Sedimentares ............................................................................... 118

10. BIBLIOGRAFIA CONSULTADA ................................................................... 128

1

CAPTULO 1 - GEOLOGIA APLICADA ENGENHARIA ou GEOLOGIA DE ENGENHARIA

1.1. DEFINIO

a cincia que utiliza e aplica os conhecimentos geolgicos, na preveno

ou na soluo de problemas, em obras de engenharia civil e meio ambiente.

DEFINIO segundo o IAEG e ABGE

a cincia dedicada investigao, estudo e soluo de problemas de

Engenharia e Meio Ambiente, decorrentes da interao entre a Geologia e os

trabalhos e atividades do homem, bem como previso e desenvolvimento de

medidas preventivas ou reparadoras de acidentes geolgicos.

IAEG: International Association of Engineering Geology

ABGE: Associao Brasileira de Geologia de Engenharia e Ambiental

BREVE HISTRICO

A Geologia Aplicada Engenharia uma cincia relativamente nova,

podendo ser dividida basicamente em trs fases distintas:

1 Fase: 1940 a 1960

Caracterizada pela: importao e adaptao de conhecimentos;

2 Fase: 1960 a 1974

Caracterizada por: intensos trabalhos;

3 Fase: 1974 at hoje

Caracterizada por: retorno a nfase em Geologia

REAS DE ATUAO DA GEOLOGIA APLICADA ENGENHARIA

O estudo da Geologia de Engenharia abrange:

a utilizao de rochas e solos como materiais de construo

os fenmenos que ocorrem na superfcie da terra que podem trazer

problemas s obras como processo erosivo, movimentos de massas, ao das

guas subterrneas, etc.

2

sondagens dos macios rochosos ou em solos e como devem ser

apresentados ao engenheiro.

aplicao de conhecimentos geolgicos necessrios ao projeto,

construo e conservao dos diversos tipos de obras.

Portanto, pela prpria denominao da GAE esto embutidos os seus

referenciais conceituais:

a Geologia como base cientfica

a Engenharia como campo de aplicao

Segundo Oliveira et al. (1995): a Geologia de Engenharia une o campo do

conhecimento da terra e da sua histria ao campo de desenvolvimento das

tcnicas de transformao da terra pelo homem.

RELAES INTERDISCIPLINARES

Denomina-se GEOTECNIA todo o acervo tecnolgico bsico na rea da:

Geologia de Engenharia (Geologia)

Mecnica dos Solos (Engenharia Civil)

Mecnica das Rochas (Engenharia de Minas)

3

FLUXOGRAMA

Mostrando a relao das diversas Cincias Geolgicas com as Obras de Engenharia

1.2. Os Solos nos Ecossistemas

A posio do solo como divisor de ambientes justificada pela sua posio

peculiar - Pedosfera.

Figura 3. O solo (pedosfera) como interface entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera.

(Resende, 1988)

Pedosfera

4

Ecossistema um sistema dinmico e no h como compreender as

relaes solo-planta sem esta ateno para o funcionamento global deste

sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e

permite, por exemplo, o entendimento da ocorrncia de um solo pobre e

vegetao rica numa regio pluviosa (Floresta Amaznica) e solo pobre numa

regio com deficincia de gua (Cerrado).

Figura 4. Esquema mostrando o ecossistema (tessela) formado de fitotessela e pedotessela. A

ecotessela pode ser rica em nutrientes, estando estes praticamente s na fitotessela

(floresta amaznica) ou na pedotessela (caatinga) (Resende, 1988).

Os solos mais profundos permitem a existncia de um ecossistema mais

estvel (Figura 5).

5

Figura 5. Esquema simplificado da sucesso de ambientes. As espcies adaptadas s condies adversas ( esquerda) apresentam grande capacidade de disperso e usam a maior parte de seu suprimento energtico na reproduo. direita, onde a estabilidade regra, predominam espcies capazes de vencer a competio por espao, usando maior quantidade de energia na especializao de funes. (Modificado de PASCHOAL, 1987)

Alm disso, uma variao relativamente pequena no relevo pela ao das

foras bioclimticas que transformam a rocha em solo, determina grandes

variaes no solo.

Figura 6. Fatores de formao do solo e pedognese.

Quando as foras bioclimticas so pouco intensas, como numa regio

mais seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os

6

Latossolos - tendem a no existir e os imediatamente mais novos ocupam as suas

posies.

A heterogeneidade de ambientes , portanto, menor nos solos mais velhos

(Chapades do Planalto Central) e maiores nos solos mais jovens. No Agreste

Pernambucano, por exemplo, numa mesma propriedade existem solos que se

prestam a pastagem (capim-raiz), enquanto a mandioca, muito importante na

fabricao da farinha, s pode ser plantada nos solos mais profundos.

Essas idias sobre a relao do solo com o ecossistema foram extradas

da apostila: Solos Tropicais, de autoria do Prof. Mauro Resende (NEPUT-Viosa-

MG). Julgamos de extrema importncia situar a litosfera no contexto global do

ecossistema. O entendimento da sua interao com as demais esferas permite

visualizar as complexas fases de evoluo do ecossistema sintetizadas nos

atributos do solo.

7

CAPTULO 2 - ESPCIE MINERAL

2.1. Introduo

Espcie mineral qualquer fase cristalina de natureza inorgnica. Essa

definio impe de imediato, as 3 condies necessrias e suficientes para definir

espcie mineral: a - carter inorgnico; b - ocorrncia natural; c - estrutura

cristalina1. Qualquer parte do universo que preencha essas 3 condies

espcie mineral.

As rochas e os solos so formados, na sua quase totalidade, de minerais

de diferentes espcies. Todos os minerais tm em comum o fato de possurem

estrutura cristalina. As propriedades de cada mineral decorrem da sua

composio qumica e da natureza cristalina, ou seja, da sua condio de cristal.

Ento, o conhecimento do estado cristalino fundamental para o estudo de

mineralogia e, portanto, dos solos.

2.2. Noes de cristalografia

A cristalografia uma cincia que estuda o estado cristalino e foi

desenvolvido inicialmente como um ramo da mineralogia que estuda a estrutura

interna, a forma externa e as leis que governam o crescimento de cristais.

Todos os minerais tm uma determinada estrutura cristalina, isto , seus

ons constituem um espao cristalino prprio e privativo da espcie. Isto equivale

a dizer que cada espcie mineral pertence a um determinado sistema e possui

uma cela unitria especfica.

2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitria

A caracterstica fundamental do estado cristalino o arranjo regular dos

tomos, molculas ou ons nas trs direes do espao. distncia, a partir da

origem comum, a cada um dos tomos situados nos eixos cristalogrficos X, Y e

Z definem os parmetros ao, bo e co da cela unitria (Figura 7). Os eixos

cristalogrficos definem os ngulos a, e , que combinados com os

parmetros caracterizam as substncias cristalinas.

1 Designao dada ao conjunto de propriedades que resultam da forma como esto espacialmente ordenados

os tomos ou molculas que o constituem

8

Figura 7 - Eixos cristalogrficos X, Y e Z, parmetros e cela unitria.

Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara:

- Estrutura cristalina: minerais de arranjo atmicos (e moleculares)

regulares de grande extenso em trs dimenses.

- Estrutura no cristalina: no h o padro anterior e o ordenamento dos

tomos apenas local ou de pequena extenso. Ex.: Alofana.

- Estrutura para-cristalina: minerais tem ordenamento atmico em pelo

menos uma direo cristalogrfica. Ex.: lwojolita.

Cela unitria: o arranjo espacial dos tomos de um determinado cristal

pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional,

denominada cela unitria, e pelo padro dos tomos contidos na mesma. A forma

e o tamanho da cela unitria so especificados pelo comprimento de suas arestas

e os ngulos entre as mesmas (Figura 8).

Figura 8 - Representao da cela unitria em cristal de goethita.

9

- Distncia interplanar: a distncia entre dois planos paralelos do retculo

cristalino, os quais contm tomos, molculas ou ons e podem ser traados

arbitrariamente (Figura 9). distncia interplanar representada pela letra d e

medida em angstrom, que igual a 10-8 cm.

Figura 9 - Representao do retculo cristalino, assinalando-se algumas famlias de planos

possveis, com as distncias interplanares d correspondentes.

- Espaamento basal: um certo d que separa planos do retculo perpendicular

ao eixo cristalogrfico Z, e que nos argilominerais um plano de fraqueza pelo

qual o mineral se quebra facilmente ao longo de superfcies planas. Esta ltima

propriedade denomina-se clivagem (Figura 10).

Figura 10 - Planos de clivagem da mica.

d

10

- Cristais onisotrpicos - caractersticas podem variar nas diferentes direes

cristalogrficas.

- Desordem estrutural: a repetio infinita do padro de tomos representa o

cristal ideal terico. De fato, o cristal real apresenta desvios em relao ao ideal,

que se esboam como defeitos estruturais, os quais so muito comuns em

minerais dos solos. Algumas causas: (a) variao na composio atmica de uma

cela para outra; (b) deslocamentos direcionais de camadas que produzem

diferentes arranjos no seu empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de

camadas formando estruturas mistas, etc.

2.2.2. Sistemas Cristalinos

Sistema Cristalino: dividindo-se o espao com trs planos, podemos

produzir celas unitrias de vrios tipos, dependendo como arranjamos esses

planos. Por exemplo, se os planos nas trs direes esto espaados de igual

distncia e mutuamente perpendiculares, a cela unitria ser cbica. Neste caso,

as dimenses a, b e c so iguais e os ngulos entre eles so retos, ou a=b=c; e

a=p=y=90o. Atribuindo valores especiais ao comprimento dos eixos e ngulos,

podem-se produzir celas unitrias de vrios tipos e conseqentemente vrios

tipos de redes, desde que os pontos das redes estejam localizados nas arestas

das celas. Utilizando critrios bsicos de simetria, pode-se provar que apenas

sete tipos diferentes de celas so necessrios para abranger todas as redes

possveis. Estas redes correspondem aos sete sistemas cristalinos, pelos quais

todos os cristais podem ser classificados.

Algumas das 32 classes de cristais possuem caractersticas de simetria em

comum com outras, o que permite sua transferncia para grupos maiores

denominados sistemas cristalinos. Os seis sistemas cristalinos esto relacionados

abaixo com os eixos cristalogrficos e a simetria caracterstica de cada um.

Simetria isomtrico - todos os cristais deste sistema possuem quatro

eixos ternrios de simetria e so referidos aos trs eixos perpendiculares entre si,

de comprimentos iguais (Figura 11).

11

Sistema hexagonal - todos os cristais deste sistema tm um eixo de

simetria nico ternrio ou senrio. Eles so referidos a quatro eixos

cristalogrficos, trs eixos horizontais, iguais, cortam-se em ngulos de 120, o

quarto de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros trs

(Figura 11).

Sistema tetragonal - um nico eixo de simetria quaternrio caracteriza os

cristais deste sistema. Os cristais so referidos a trs eixos mutuamente

perpendiculares; os dois eixos horizontais so de comprimento igual, mas o eixo

vertical mais curto, ou mais longo, do que os outros dois (Figura 11).

Sistema ortorrmbico - este sistema apresenta trs elementos de

simetria binria, isto , planos de simetria ou eixos de simetria binrios. So

referidos aos trs eixos perpendiculares entre si, todos de comprimento diferente

(Figura 12).

Sistema monoclnico - estes cristais so caracterizados por um eixo de

simetria nico, binrio, ou por um plano de simetria nico, ou pela combinao de

um eixo binrio e um plano de simetria. Os cristais so referidos aos trs eixos

desiguais, dois dos quais esto inclinados entre si formando um ngulo oblquo,

sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (Figura 12).

Sistema triclnico - possui um eixo de simetria unitrio como sua nica

simetria. Este pode ser um eixo simples rotatrio, ou um eixo unitrio de inverso

rotatria (Figura 12).

12

Figura 11 - Proporo dos comprimentos de eixos e ngulos formados nos sistemas: (A) cbico ou

isomtrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos

ngulos. a, 13 e y correspondem aos ngulos formados entre os eixos. direita esto

representadas as figuras geomtricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral

que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988).

13

Os cristais so referidos aos trs eixos desiguais, que se cortam formando

ngulos oblquos (Figura 12).

Figura 12 - Comprimentos dos eixos e ngulos formados nos sistemas: (O) ortorrmbico,

clnico, (F) triclnico (Popp, 1988).

2.3. Princpio da coordenao

A formao dos minerais no casual, obedece a certas regras e teorias,

das quais o princpio de coordenao uma das mais importantes.

Qualquer que seja o processo de gnese (soluo, fuso, sublimao, etc.)

ao ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os ons iguais adquirem

14

vizinhanas iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento d-se o

nome de coordenao - ctions e nions tendem a grupar ao seu redor o maior

nmero possvel de ons de carga contrria, ligando-se de modo igual a todos

eles.

Nmero de coordenao (NC) o nmero de ons de carga contrria ao

redor do on coordenador, isto , o nmero de vrtices do poliedro de

coordenao.

Na caulinita, por exemplo, o NC de Si4+ em relao a O2- 4 e o NC de Al3+

em relao OH- 6. (Figura 13).

Figura 13. Estrutura espacial da caulinita.

O nmero de coordenao de um on em relao ao outro funo dos

tamanhos relativos dos ons coordenadores e coordenados. Trata-se, em

essncia de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de

outra, de raio diferente.

Na fluorita, por exemplo, cada on clcio est rodeado por 8 ons flor

(coordenao 8) enquanto que cada on flor tem como vizinhos apenas 4 ons

clcio (coordenao 4). Fica ento evidente que essa estrutura possui o dobro e

ons flor em relao aos ons clcio, o que est de acordo com a frmula CaF2

com as valncias usuais do Ca e do F.

No estudo de coordenao, no importa o dimetro das esferas em valor

absoluto, mas sim o tamanho relativo do on coordenador e dos ons coordenado

15

se expressa pela relao de raios, RC/RA, onde RC o raio do ction e RA o raio

do nion, em unidades "angstrom". Entretanto, se o on coordenador for Si+4 e os

ons coordenados forem O2-, a relao de raios ser RSi4+/RO2- = 0,42 /1,40 =

0,3. Sempre que tiver esfera cujos raios estejam nessa relao, possvel a sua

participao na configurao tetradrica.

Em resumo, so os seguintes tipos mais freqentes de coordenao nos

minerais e seus respectivos limites de estabilidade.

NC TIPO DE COORDENAO RELAO DE RAIOS

12 cbica compactada 1

8 cbica 1 a 0,73

6 octadrica 0,73 a 0,41

4 tetradrica 0,41 a 0,22

3 triangular 0,22 a 0,15

2 linear < 0,15

Na Figura 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de

coordenao.

16

Figura 14 - Esquema dos principais tipos de coordenao

A Tabela 3 mostra os valores de NC calculados, observados na estrutura

dos principais minerais, dos ctions mais comuns em relao a O2- (RO2- = 1,40

).

17

Tabela 3. Nmero de coordenao dos prinicpais ctions em relao ao O2-

(RO2-

= 1,40 ).

2.4. Substituio Inica

Na natureza, as espcies minerais formam-se a partir de sistemas de

composio qumica muito complexa, de maneira que existe sempre a

possibilidade de um on ser substitudo por outro, durante a formao de uma

determinada espcie mineral. Ocorrem variaes em suas composies qumicas,

podendo atingir grandes propores. A anlise qumica de olivinas (Mg, Fe)2.SiO4,

mostra, nos diferentes exemplares, grande variao nos teores de Fe e Mg.

Conhecem-se olivinas de composies variando desde Mg2SiO4 at Fe2SiO4, com

todos os teores intermedirios de Mg e Fe. Aparentemente estranhos

composio qumica do mineral, no so considerados como impurezas

localizadas em interstcios da grade cristalina, mas fazem parte da estrutura do

mineral, ocupando o lugar de outro ction. Na olivina, Mg e Fe ocupam posies

equivalentes nos centros de octaedros de coordenao. Na magnetita, Mn, Mg,

Zn e Ni ocupam posies iguais s de Fe.

O fenmeno chamado substituio inica. Ao contrrio do que a palavra

substituio sugere no se trata da sada de um on do retculo cristalino e da

entrada de outro no seu lugar. O fenmeno ocorre no momento da formao do

mineral: ao se reunirem ctions e nions para formar as vizinhanas, cuja

18

repetio ordenada formar o mineral, um determinado stio da estrutura pode ser

ocupado por qualquer on que preencha as condies de tamanho e carga

requeridas pelo edifcio cristalino e que esteja disponvel no ambiente de

formao.

Embora a substituio inica seja mais freqente entre os ctions, tambm

comum entre nions. Na apatita Ca5 (F, CI, OH) (PO4)3, os nions F, OH- e Cl-

substituem-se mutuamente em todas as propores. A predominncia de um

nion sobre os demais caracterizar um fluorapatita, cloroapatita ou

hidroxiapatita. Ainda nos fosfatos, comum a substituio de (PO4)3- por (AsO4)3-

ou VO3)3- em qualquer proporo.

A substituio inica em minerais leva formao de solues slidas, que

so verdadeiras solues de um slido em outro. O cristal perfeitamente

homogneo e nele no se reconhecem partes de um slido ou de outro. ,

portanto, a formao de solues slidas e funo principalmente do tamanho

dos ons envolvidos. A presena de um on na estrutura est condicionada a uma

exigncia de espao, que deve ser suficiente para comportar o seu tamanho.

A substituio inica entre ons de tamanho diferente afetada pela

temperatura e facilitada quando os ons envolvidos tm a mesma carga eltrica

(valncia). Esse fator, entretanto, no limitante quando a diferena de carga for

igual a 1.

Substituies entre ons de cargas diferentes ocorrem paralelamente a

outras substituies compensatrias.

Geralmente, diferenas de cargas superiores a 1 dificultam ou impedem

substituies, possivelmente por dificuldades no restabelecimento do equilbrio de

cargas, mesmo quando o tamanho no fator limitante.

As substituies inicas de ctions de maior valncia por ctions de menor

valncia nem sempre so compensadas na estrutura de alguns minerais,

principalmente nos minerais de argila, resultando, como conseqncia um

excesso de cargas negativas.

A quantidade de cargas negativas existentes no solo medida pela

Capacidade de Troca de Ctions - CTC. expressa em equivalentes miligramas

por 100 gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido substituio

inica chamada de CTC permanente.

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Na Tabela 4 encontram-se valores da CTC permanente de alguns minerais

comuns do solo.

Tabela 4 - Capacidade de Troca de Ctions - CTC - permanente de alguns minerais comuns do solo.

Mineral CTC permanente (meq/100 g)

MONTMORILONITA (ESMECITA) 112

VERMICULlTA 85

ILITA 11

CAOLlNITA 1

GIBBSITA 0

GOETHITA 0

A quantidade e o tipo de carga existente no solo so de extrema

importncia, pois se relaciona com inmeras propriedades qumicas e fsico-

qumicas dos solos, principalmente relacionadas sua fertilidade.

2.5. Espcie Mineral

Espcie mineral qualquer fase cristalina da natureza inorgnica. As

condies desta definio admitem as seguintes consideraes:

a) carter inorgnico. Esto excludas da definio todas as substncias

orgnicas.

b) ocorrncia natural. Excluem-se da definio todas as substncias

elaboradas pelo homem. Toda espcie mineral ocorre espontaneamente na

natureza inorgnica.

c) composio qumica. Toda espcie mineral tem composio qumica e

definida, comum a todos os cristais da espcie.

d) estrutura cristalina. Todos os minerais tm uma determinada estrutura

cristalina, isto , seus ons constituem um espao cristalino prprio e privativo da

espcie. Isto equivale a dizer que cada espcie mineral pertence a um

determinado o sistema e possui uma cela unitria especfica.

20

PROPRIEDADES ESSENCIAIS

A composio qumica e a natureza da estrutura cristalina so as

propriedades essenciais de uma espcie mineral, uma vez que da interao que

resulta o conjunto de propriedades da espcie.

Decorrem, ento, os princpios bsicos da Mineralogia:

1) Cada espcie mineral possui um conjunto de propriedades que a

distingue das demais.

2) Cada cristal de uma mesma espcie mineral exibe o mesmo conjunto de

"propriedades, onde quer que se encontre e independentemente do seu tamanho.

2.6. Classificao das espcies minerais

O critrio de classificao consiste em pelo menos um atributo comum

entre um dos elementos de uma mesma classe.

O critrio utilizado pode obedecer ao objetivo a que se destina a

classificao;

a) Caractersticas cristalogrficas. Os minerais podem ser classificados

dentro dos 6 sistemas j descritos: minerais isomtricos, tetragonais, hexagonais,

ortorrmbicos, monoclnicos e triclnicos .

b) Propriedades fsicas. Qualquer propriedade fsica pode ser usada como

critrio de classificao: densidade, cor, dureza, brilho, etc.

c) Elementos presentes. Renem-se em uma mesma classe, minerais

contendo o mesmo elemento.

d) Processo gentico. Agrupam seus minerais de acordo com o seu

processo de gnese: magmtico, metamrfico, sedimentar, pneumotoltico,

hidroternal, etc.

e) Composio qumica. As espcies so classificadas de acordo com a

natureza do grupo aninico, o que confere classificao uma preciso e

coerncia que outros critrios no possuem.

Na tabela 5 esto representadas as principais classes de classificao dos

minerais, segundo o critrio de composio qumica.

21

Tabela 5 - Classificao dos principais minerais baseados na composio qumica (Popp, 1988).

ELEMENTOS

Metais nativos Semi metais nativos

Ouro Au Arsnio As

Prata Ag Bismuto Bi

Cobre Cu No metais nativos

Platina Pt Enxofre S

Ferro Fe Diamante C

Grafita C

SULFETOS

Argentita Ag2S Covelina CuS

Calcocita Cu2S Cinbrio HgS

Borita CuSFeS4 Estibina Sb2S3

Galena PbS Pirita FeS2

Blenda ZnS Marcasita FeS2

Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita FeAsS

Pirotita Fe1_XS Molibdenita MoS2

Niquelita NiAs

SULFOSSAIS

Polibasita (Ag, Cu)16Sb2S11

XIDOS HIDRXIDOS

xidos andricos xidos hidratados

Cuprita Cu2O Disporio AIO(OH)

Gelo H2O Goethita FeO(OH)

Zincita ZnO Manganita MnO(OH)

Corimon AI2O3 Limonita FeO(OH)+nH2O

Hematita Fe2O3 Bauxita AI(OH)3

Ilmenita FeTiO3 Psilomelano (Ba,H20)4 Mn10 020

Espinlio MgAI2O3

Magnetita Fe3O4

Franclinita (Fe, Zn, Mn) (Fe,Mg)O3

Cromita FeCr2O4

Crisoberilo BeAI2O4

Cassiterira SnO2

Rutilo TiO2

Pirolusita MnO2

Columbita (Fe, Mn) (Cb, Ta)2O6

Uraninita UO2

22

SAIS HALGENOS

So compostos dos halgenos f1or, cloro, bromo e iodo com metais

Halita NaCI

Silvita KCI

Fluorita CaF2

CARBONATOS

Grupo da Calcita Grupo da argonita

Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3

Dolomita CaMg (CO3)2 Witherita BaCO3

Magnesita MgCO3 Estrontianita SrCO3

Siderita FeCO3 Cerussita PbCO3

Rodocrosita MnCO3

Smithsonita ZnCO3 Carbonatos bsicos de cobre

Malaquita CU2CO3 (OH)2

Azurita CU3(CO3)2 (OH)2

NITRATOS

Nitrato de sdio NaNO3

Nitro KNO3

BORATOS

Boracita Mg3B7O13Cl

Brax Na2B4O7.10H2O

SULFATOS E CROMATOS

Sulfatos andricos Sulfatos bsicos e hidratados

Glauberita Na2Ca (SO4)2 Gipsita CaSO4 . 2H2O

Barita BaSO4 Jarosita KFe(SO4)2(OH)6

Celestita SrSO4

Anglesita PbSO4

Anidrita CaSO4

Crocota PbCrSO4

FOSFATOS, ARSENIATOS E

VANADATOS

TUNGSTATOS E MOLlBDATOS

Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4

Apatita Ca (F, CI, OH) (PO4)3 Seheelita CaWO4

Piromorfita Pbs (PO4, AsO4)3 CI Wulfenita PbMoO4

Turquesa CuAI6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O

Vanadinita Pbs (VO4)3 CI

Mimetita Pbs (AsO4, PO4)3 CI

23

(Tectossilicatos)

Grupo do quartzo

Quartzo SiO2

Tridimita SiO2

Cristobalita SiO2

Opala SiO2 . nH2O

Grupo dos Feldspatos

Ortoclsio KAISisOa

Microclnio KAISisO8

Albita * NaAlSisO8

Oligoglsio * (Na, Ca) (AI, Si)4O8

Andesina * (Na, Ca) (AI, Si)4O8

Labrodorita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8

Bytownita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8

Anortita * CaAI2Si2O8

Grupo dos feldspatides

Leucita KAISi2OS

Nefelina (Na, K) (AI,Si)2 O4

Sodalita Na4(AISiO4)3CI

Famlia das zeolitas

Heulandita (Ca,Na,K)s (AI,Si) Si29 O80 . 25 H2O

Estibita (Ca,Nah Ais (AI ,Si) Si'4O4O. 15

H2O

Natrolita Na2 (AI2SisO10) . 2 H2O

Analcima Na (AISi2O6) . H2O

Filossilicatos

Caulinita AI2Si2OS (OH)4

Talco MgsSi4OlO (OH)2

Serpentina MgsSi2OS (OH)4

Clorita ** (Mg,Fe,AI)8 (Si,AI)4O10 . (OH)8

Moscovita ** KAls Si3O10 (OH)2

Biotita ** K (Mg, Fe)3 AISi3O10 (OH)2

Lepidolita ** K2Li3AI4 Si7O21 (OH, F)3

Inossilicatos

Anfiblios

Tremolita Ca2Mg5Si8O22 (OH)2

Actinolita Ca2 (Mg, Fe)5Si8O22 (OH)2

Hornblenda CaNa (Mg, Fe)4 (AI, Fe, Ti)3 Si6O22 (O, OH)2

Piroxnios

24

Diopsdio (Ca, Mg) Si2O6

Augita Ca,Na) (Mg, Fe,AI) (Si, Al)2O6

Enstatita MgSiO3

Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3

CICLOSSILICATOS

Berlio Be3AI2 (SiSO18)

Turmalin (Na, Ca) (AI, Fe, Li, Mg)sAI6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4

Sorossilicatos

Epidoto Ca2 (AI, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH)

Vesuvianita Ca1O Mg2 Al4 (SiO4)5 (Si2O7)2 (OH)4

Hemimorfita Zn4 (OH)2 Si2O7

Neossilicatos

Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4)

Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3

Zirco ZrSiO4

* srie dos plagiocsios

** micas

25

CAPTULO 3 - INTEMPERISMO

3.1. Consideraes Gerais

Intemperismo o processo geolgico mais importante e prximo da vida do

homem. Todos os dias o homem necessita comer para viver, se o alimento que

ele ingere se cria ou no solo agrcola, ou nas guas de superfcie da terra, ambos

dos quais, obtm seu contedo de nutrientes inorgnicos por meio do processo

de intemperismo. Por isto, a vida do homem e sua energia biolgica so

possveis, somente por causa do intemperismo das rochas e minerais.

Mas a energia biolgica que o homem obtm do alimento criado sobre os

produtos do intemperismo excessivamente pequena quando comparada a

outras energias, que ele tambm usa, e que devem sua origem ao intemperismo

como um estgio intermedirio. Assim o caso da produo de carvo, petrleo,

gs natural, minerais radioativos, etc.

Neste captulo abordaremos um dos aspectos mais importantes

relacionados a mineralogia e formao dos solos.

Por intemperismo entende-se, segundo BESOAIN (1985), a alterao,

tanto em composio como em tamanho dos minerais e rochas da superfcie

terrestre que se encontram em contato com agentes da atmosfera, hidrosfera e

biosfera.

MILOVSKI e KANONOV (1985) definem intemperismo acrescentando o

conceito de estabilidade: "O intemperismo a soma de todos os processos, que

atuam na destruio mecnica e decomposio qumica de rochas e minerais,

que no so estveis em condies superficiais."

Sempre que falamos em estabilidade ou instabilidade estamos nos

referindo, na realidade, com condies de equilbrio ou no equilbrio.

Tomando essas duas definies como ponto de partida e lanando mo da

idia de equilbrio poderamos entender intemperismo da seguinte maneira:

- O intemperismo resultante da interao de rochas, minerais, biosfera,

hidrosfera, etc. Cada um desses componentes ser designado de fase: fase gua,

fase mineral, fase ar, etc. O conjunto de todas as fases recebe o nome de

sistema.

26

- Quando existe desequilbrio entre as fases do sistema, estas se

modificam atravs de reaes que ocorrem entre elas. As reaes ocorrem

seguindo certos procedimentos ou processos.

- O meio ambiente tpico do intemperismo se localiza prximo superfcie,

apresenta temperatura e presso baixa (prximo a 25 C e 1 atm). Conta com

presena de solues aquosas e gases atmosfricos e, invariavelmente, est

associada menor ou maior atividade bitica.

- As reaes de intemperismo so termodinamicamente espontneas

(catalisadas ou no), se processam num sistema aberto e necessariamente

envolvem perda de energia livre.

O estudo do intemperismo sempre muito complexo, pois envolve grande

nmero de fases do sistema e exige um determinado tempo cronolgico.

Para se avaliar resultados de pesquisas sobre intemperismo, deve-se

antes de tudo, considerar a metodologia utilizada e depois fazer afirmaes

acerca deste. A anlise esmo e a no observncia de procedncia e limite de

validade levam generalizaes indevidas, errneas e, perigosas, que so muito

comuns quando se fala em intemperismo.

A seguir sero apresentados dois trabalhos realizados em diferentes

pocas por diferentes autores sobre o intemperismo. O primeiro o clssico

trabalho de Goldich, publicado em 1938.

3.1.1. Trabalho de Goldich (1938)

O autor define seu trabalho como uma tentativa de analisar as

modificaes qumicas e mineralgicas que ocorrem durante o intemperismo de

certas rochas de alguns locais diferentes que foram selecionados devido

facilidade de acesso pelo autor ou pela disponibilidade de amostras.

GOLDICH analisou amostra de algumas rochas (granito-gnaisse, diabsio

e anfiblio) qumica e mineralogicamente e seus respectivos produtos de

alterao. Para a poca, as anlises foram muito completas e detalhadas e

lanando mo das mais avanadas tcnicas. Atravs de artifcios matemticos

simples e considerando o teor de AI2O3 constante durante o intemperismo,

GOLDICH determinou as mudanas qumicas que ocorrem durante o

intemperismo (Figura 16 e Figura 17).

27

Figura 16 Ganhos e perdas de um granito/gnaisse durante o intemperismo (compoio

mineralgica inicial: ortoclsio, microlina, quartzo, biotita e hornblenda). (Goldich,

1938)

Figura 17 - Ganhos e perdas de um diabsio durante o intemperismo (composio mineralgica

inicial: plagioclsio, augita, magnetita, biotita, apatita e homblenda). (Goldich, 1938).

28

Pelos grficos percebe-s que durante o intemperismo h perda de certos

elementos e o ganho de outros. E geral, o nmero e a quantidade de elementos

perdidos, isto , elementos que saram das estruturas cristalinas dos minerais e

foram removidos do sistema bastante elevada. As bases Ca, Mg, K, Na e Mn

so removidas em grande quantidade. Outros como o S e o P tambm

diminuram no granito-gnaisse. Para o aumento acentuado de P205 (Figura 17)

no houve explicaes. O Fe das rochas magmticas se encontra principalmente

na forma Fe+2. Durante o intemperismo essa forma se oxida a Fe+3, explicando-

se dessa maneira o aumento de Fe2O3. A quantidade de gua e CO2 tambm

aumentou durante o intemperismo de forma bastante acentuada. As perdas em

ordem decrescente para o granito-gnaisse foram: Na > Ca > Mg > K > P > Si > S >

Fe2+ > Mn.

No caso do diabsio, as perdas em ordem decrescente foram: Fe2+ > K >

Mn > Mg > Ca > Si > Na.

Observa-se que a ordem no a mesma, mas que h tendncias em

comum entre as duas rochas.

Fato semelhante observou-se em relao ao anfibolito.

Figura 18. Ganhos e perdas durante o intemperismo de algumas rocha bsicas de GOLDICH (1938)

Alm da composio qumica, Goldich estudou e quantificou

mineralogicamente as rochas e seus produtos de alterao (Tabela 6).

29

Tabela 6 - Composio mineralgica do granito-gnaisse e seu produto de alterao. Adaptada da

Tabela 6 de GOLDICH (1938).

Espcie Rocha Fresca Rocha Intemperizada Variao*

(%) (%) (%) Quartzo 30 34 0 Feldspato - K 19 12 -34 Plagioclsio 40 1 -98 Biotita 7,0 0,9 -88 Hornblenda 1,0 0,02 -98 xidos de Fe 1,5 4,3 +155 Apatita 0,2 0,0 -100 Caulinita 0,0 44 - * Variao % normalizada pelo quartzo

Considerando o teor de quartzo constante, percebe-se que todos os

minerais primrios encontrados na rocha - feldspato-K, plagioclsio, biotita,

hornblenda e apatita - apresentaram aprecivel diminuio, formando-se em seu

lugar minerais secundrios, de tamanho muito pequeno (frao argila) como a

caulinita, que no existia no material original, e os xidos de Fe.

Outra maneira de representar esses dados atravs de diagramas de

variao (Figura 19).

Figura 19 - Diagrama de variao da alterao do granito-gnaisse (Goldich, 1938).

30

Baseado nesses dados, na literatura existente na poca e em observaes

e experincias profissionais, GOLDICH sugeriu uma srie de estabilidade dos

minerais mais comuns formadores de rochas magmticas (Figura 20).

Figura 20 - Srie de estabilidade dos minerais em relao ao intemperismo (Goldich, 1938)

O autor tece os seguintes comentrios com relao srie de estabilidade:

O arranjamento dos minerais nessa srie de estabilidade o mesmo da srie de

cristalizao magmtica apresentada por BOWEN2. Essa srie, no entanto, no

deve ser interpretada como uma srie de reaes. No deve ser inferido que a

olivina se intemperiza a piroxnio, mas que, numa rocha magmtica normal

contendo olivina e piroxnio, a taxa de decomposio da olivina deve ser maior

do que a do piroxnio. Analogicamente, permanecendo todas as condies

iguais, a e decomposio do gabro maior do que a do granito.

A Srie de Bowen* reflete a estabilidade dos minerais sob condies de

equilbrio (composio, presso e temperatura) de seu ambiente de formao.

Estas condies so drasticamente diferentes das condies da superfcie, onde

ocorrem as reaes de intemperismo. por essa razo que os minerais se

intemperizam. Talvez a diferena entre as condies de equilbrio na hora da

2 BOWEN (1922) apresentou uma srie de cristalizao ou solidificao das rochas magmticas, a

partir do magma no estado fludo, em ordem decrescente de temperatura. Essa srie a mesma

encontrada por Goldich. Na Srie de Bowen a olivina se solidifica nas temperaturas mais elevadas e o quartzo nas temperaturas mais baixas

31

formao dos minerais e as existentes na superfcie governe a seqncia de

estabilidade.

O princpio da srie de estabilidade apresentada uma generalizao de

informaes acumuladas.

A Srie de Goldich claramente emprica, no sentido de ter sido elaborada

a partir de dados experimentais, no existindo base o explicao cientfica acerca

dos princpios envolvidos.

No possvel, a partir da srie de Goldich, compreender porque o quartzo

mais estvel do que o plagioclsio - Ca ou a olivina, sabe-se apenas que tal

comportamento esperado nas condies normais de intemperismo.

Ambos os autores referem-se Srie de Goldich como a srie de

estabilidade dos minerais da frao areia e silte, talvez pelo fato desses minerais

serem normalmente encontrados na frao areia ou silte.

3.1.2. Trabalho de Chesworth (1973)

CHESWORTH (1973) utilizou como dados bsicos para seu trabalho a

composio mdia do granito de uma certa regio e a composio das guas

subterrneas onde predomina esse granito.

Foi assumido que as guas subterrneas continham os componentes

provenientes do intemperismo das rochas e dos solos dessa regio. Essa gua

atuaria com um meio de mobilizao ou remoo desses componentes do

sistema.

Tabela 7 - Mdia de anlise parcial de granito e guas subterrneas de regies granticas (% peso)

GRANITO GUA MDIA SUBTERRNEAS NORMALIZADO*

SiO2 70,2 27,6 65,7 Al2O3 14,5 0,4 1,0 Fe(total) Fe2O3 2,6 0,6 1,4 MgO 1,1 9,2 21,0 CaO 1,1 24,3 65,1 Na2O 3,3 13,0 31,0 K2O 4,0 4,8 11,4

* Normalizado com relao ao Al2O3. os valores expressos so relativos a uma taxa de lixiviao do Al2O3 = 1,0

Um simples diagrama de subtrao pode ser calculado, utilizando-se os

valores normalizados como indicadores do coeficiente angular das retas, para

32

demonstrar que vo permanecer aps um perodo prolongado de intemperismo I

lixiviao so SiO2, Al2O3 e Fe2O3 (Figura 21).

Figura 21 - Perda de componentes de um granito em funo do tempo.

O SiO2, apesar de apresentar uma taxa de perda muito elevada aparece

como produto final do intemperismo, devido a grande quantidade encontrada no

material de origem (granito).

Se a tendncia do intemperismo a perda total das bases (Ca, Mg, Na e

K) resultando um sistema composto unicamente por Si, AI e Fe - chamado pelo

autor de sistema residual de intemperismo - os minerais encontrados nesse

sistema vo poder apresentar apenas Si, AI e Fe como ctions. Os minerais mais

comuns que apresentam tal composio qumica seriam:

- quartzo (SiO2) e as variaes opala e calcednea;

- gibsita (AI (OH)3); - boemita (AI (OH));

- goethita (FeO (OH)); - hematita (Fe2O3)

- caulinita (Al4/Si4O10/(OH)) - haloisita (Al4Si4 (OH)8 O10 . 8H2O) e mais alguns

outros de menor ocorrncia.

Anteriormente perda de todas as bases, minerais diferentes dos que se

enquadram no sistema residual podem ser formados apesar de terem existncia

apenas transitria (esse termo refere-se ao tempo geolgico e no cronolgico!).

O esquema que o autor apresenta bem geral no podendo ser utilizado para

33

explicar casos especficos, mas a abordagem interessante e possibilita um bom

entendimento do processo geral de intemperismo.

3.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo

O intemperismo dividido normalmente em intemperismo fsico e qumico.

No intemperismo fsico a rocha original desintegra-se em material de

granulometria menor, sem que ocorram, contudo mudanas qumicas ou

mineralgicas significativas. No intemperismo qumico h, alm das alteraes

granulomtricas, alteraes qumicas ou mineralgicas. Alguns consideram ainda

o intemperismo biolgico, o qual atua pela ao de organismos vivos e de

produtor orgnicos sobre rochas e minerais. Como estas aes se do atravs de

processos fsicos e de reaes qumicas, muitos autores o incluem nos 2

primeiros.

Na natureza, o intemperismo fsico e qumico ocorrem associados e

quase sempre difcil isolar o efeito de um ou de outro.

3.2.1. Intemperismo Fsico

O mecanismo comum a todos os processos de intemperismo fsico o

surgimento de tenses internas nas rochas suficientemente fortes para fratur-las.

Tais mecanismos visam reduzir o tamanho dos minerais, no interferindo na

composio qumica.

Os processos mais comuns do intemperismo fsico so:

a) Alvio de presso devido eroso

Com a eroso do material depositado acima da rocha h um alvio de

presso fazendo com que a rocha possa se expandir (Figura 22).

Esse tipo de expanso causa normalmente fraturamento em ngulos retos

e relao ao sentido do alvio de presso, desenvolvendo em fendilhamento -

paralelo superfcie.

34

Figura 22 - Alvio de presso e fraturamento de uma rocha

b) Expanso de gua ou sais

A gua ao se converter em gelo tem seu efeito expansivo ao redor de 10

%. O mximo de presso em que a gua no consegue mais se congelar de

2.130 atm a -22C e 678 atm a -10C.

Quando a presso for acima desses valores, h transformao da gua em

gelo e conseqentemente ocorre expanso de 10 % (Figura 23).

Para que haja ruptura de fraturamento de rochas devido esse

mecanismo, as temperaturas mais eficazes variam entre -15 e -22C.

A eficincia do efeito do congelamento vai depender do ambiente, onde a

temperatura ambiente flutue nos 0C.

O mesmo efeito ocorre quando h cristalizao de sais a partir de solues

supersaturadas em fendas ou outros espaos vazios da rocha.

Os sais normalmente apresentam um coeficiente de expanso trmico

maior do que o das rochas comuns. O fraturamento devido a maior expanso dos

sais um processo importante de desintegrao fsica em deserto, onde a

oscilao trmica acentuada.

Figura 23 - Fendilhamento provocado pelo gelo

35

c) Variaes Trmicas

Cada mineral possui um coeficiente de dilatao trmica diferente. Tome-

mos como exemplo o quartzo e o feldspato que sob mesma temperatura tem

diferena no aumento de volume. Em grandes amplitudes trmicas muito

repetitivas, pode ocorrer devido s dilataes diferenciadas, um enfraquecimento

dos pontos de unio na periferia dos cristais isolados. Com isso, haver o

desprendimento desses cristais.

Tal mecanismo atua na parte mais externa das rochas, principalmente em

partes angulosas, levando a um arredondamento das mesmas.

Um exemplo desse tipo de ao do intemperismo seriam os mataces de

esfoliaes da era Pr-Cambriana no Estado de So Paulo, que so grandes

rochas granticas arredondadas de ocorrncia comum (Figura 24).

Em locais, onde a queima de vegetao constante, a ao do fogo pode

acelerar sobremaneira a esfoliao das rochas.

Figura 24 - Formao de um mataco de esfoliao.

d) Ao mecnica das razes e outros organismos vivos

As aes de expanso radicular dentro de fendas ou poros da rocha

podem lev-las a um acentuado fraturamento. Em muitos solos rasos notvel o

desenvolvimento de razes em camadas mais profundas onde praticamente s

encontramos rochas. A ao presente de formigas trmitas (cupins) e outros

seres vivos maiores pode, em alguns casos, tambm exercer certa ao

mecnica sobre as rochas.

36

Como vimos, os processos fsicos de intemperismo tendem a diminuir o

tamanho das partculas. Diminuindo-se o tamanho, aumenta-se a superfcie

especfica das partculas, acelerando e facilitando dessa maneira as reaes

qumicas do intemperismo (quanto menor o tamanho, maior a reatividade de

uma substancia slida).

3.2.2. Intemperismo Qumico

O intemperismo qumico consiste na modificao da composio qumica e

mineralgica do material. Os produtos so novos minerais ou acumulaes

residuais de alguns minerais primrios pouco solveis.

O intemperismo qumico ocorre porque rochas e minerais raramente esto

em equilbrio (fsico qumico) com a composio da gua, temperatura e presso

da superfcie da terra. Os produtos que se formam a partir desse intemperismo

so mais estveis no meio ambiente da superfcie. Se o meio ambiente do solo

sofre novas ou contnuas alteraes, assim tambm o faro os produtos iniciais

do intemperismo. Existem vrios processos pelos quais as rochas minerais

comuns se intemperizam quimicamente.

3.2.2.1. Processos de Intemperismo Qumico

a) Hidrlise

A hidrlise o processo de intemperismo mais importante para a maioria

dos silicatos.

No caso de minerais, a hidrlise se refere especificamente reao entre

ons H+ e OH- da gua e elementos ou ons do mineral de rocha. A gua, ou

melhor, a soluo do solo, contm sempre alm do H+ e OH- da dissociao da

gua, grande quantidade de outros ons que podem tambm, participar das

reaes. A hidrlise ocorre pela substituio dos ons da superfcie dos minerais

por ons H+ ou OH-. Com isso, h a liberao desses ons para a fase lquida e um

aumento do pH da soluo. Para os feldspatos, pode-se representar

esquematicamente a seguinte reao:

KAI Si O4 + 4 H2O AI SiO4 (OH)4 + KOH

Feldspato + gua Feldspato + hidrxido de potssio

37

Para um aluminosilicato a equao geral seria:

Aluminosilicato + H2O + H2CO3 mineral + ctions + OH- + HCO-3 + H4SiO4

de argila

O cido mostrado aqui o H2CO3, mas outros cidos, tais como os cidos

originados da decomposio da matria orgnica, so tambm importantes fontes

de H.

Equaes mais detalhadas sobre hidrlise so apresentadas a seguir:

2 KAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O H4Al2SiO4 + 4H4Si04 + 2K

+

(ortoclsio) (caulinita)

2 KAlSi3O8 + 2H+ + 12H2O KAl3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K

+

(ortoclsio) (ilita)

2NaAlSi3O + 2H+ + 9H2O H4Al2SiO4 + 4H4SiO4 + 2Na +

(albita) (caulinita)

2NaAlSi3O + 6H+ + 28H2O 3Na0,66Al2,66Si3,33O10(OH)2+ 14H4SiO4 + 6Na+

(albita) (montmorilonita)

Os ctions podem permanecer no solo como integrante da grade cristalina

do mineral de argila ou como on adsorvido na superfcie dos colides do solo.

Alguns ctions podem ser absorvidos pelo vegetal e retornar ao solo por um

processo cclico. Por outro lado alguns ctions podem ser removidos do sistema

solo-planta juntamente com o HCO-3 atravs da gua de percolao (Figura 25).

38

Figura 25 Destinos dos ctions liberados pelo intemperismo

Fato interessante a ser observado o seguinte: os ons OH- juntamente

com os com os ctions metlicos se concentram no oceano, que tem reao

alcalina. Os ons H+ por sua vez, se combinam com silicato, dando origem entre

outros aos minerais de argila, os quais so pouco solveis e somente se

dissociam ligeiramente em cidos fracos. Na terra, portanto fica a reao cida

enquanto que no mar a reao alcalina.

FATORES QUE INFLUEM NA HIDRLlSE

Para se ter uma razovel noo da intensidade da formao dos solos

interessante saber algo a respeito dos fatores que favorecem ou no a reao de

hidrlise.

a) Natureza da gua

Experimentos afirmam que uma rocha em presena de gua tende a se

intemperizar. Se a gua saturada com sais no for removida e substituda por a

39

com concentrao de sais menor, a hidrlise tende a paralisar. Nestas condies

o solo no se desenvolve. (Figura 26).

Figura 26 - Esquema ilustrando a influncia da remoo da gua de hidrlise no desenvolvimento do solo. (A) Devido remoo de gua + produtos de hidrlise, o intemperismo maior, conseqentemente o solo mais profundo. A remoo da gua no solo devido a sua boa drenagem; (B) Nesta posio do relevo a drenagem do solo impedida, conseqentemente vai haver concentrao dos produtos da hidrlise e o desenvolvimento do solo bem menor.

A remoo dos sais pode ser feita por precipitao intensa com uma

grande lixiviao. Nestas condies o intemperismo tende a aumentar

consideravelmente.

b) Efeito do pH sobre as solubilidades do Al2O3, SiO2 e Fe2O3

Quando da hidrlise de minerais silicatados, o pH de suas suspenses

geralmente 7 ou maior que 7. O quartzo pulverizado, em gua hidroliza-se para

um pH de 6 e 7, mas os feldspatos hidrolizam-se para produzir pH 8 e 10, os

piroxnios 8 a 11 e os anfiblios e feldspatos 10 e 11. Esta variao de pH

muitssimo importante, devido aos seus efeitos sobre a solubilidade relativa do

SiO2 e Al2O3, os quais so tambm produtos de reao de hidrlise.

O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 apresentado

na Figura 27.

40

Figura 27 - Solubilidade da slica, alumina e xido de ferro em funo do pH. A um pH 5 vai haver no sistema presena de SiOz e Al2O3 (este em maior quantidade). Dependente do tipo de ction existente no meio (H

+ neste caso) haver formao de caulinita.

Quando o pH 10 - Tanto o Al2O3 como o SiO2, so relativamente solveis

e portanto, as pequenas quantidades deles que so liberados durante a hidrlise

so arrastados em solues, podendo formar depsitos de bauxita e calcednea.

Em pH 8 - A solubilidade do AI2O3 reduzida praticamente a zero, mas a

do SiO2 reduzida apenas para daquela que era a pH 10. Espera-se portanto,

que em pH 8 o AI2O3 hidratado ir precipitar-se, provavelmente, na forma de

gibsita, enquanto que a maior parte do SiO2 ser removida.

Grave bem ! - Suponha que uma rocha que est sofrendo hidrlise seja

banhada em gua com pH 5 a 6 (valor comum de pH para gua subterrnea). A

solubilidade, tanto do AI2O3 como o SiO2, derivados da rocha, ser ento

relativamente baixa, uma condio que pode conduzir a combinao deles para a

formao da caulinita.

Geralmente a slica relativamente solvel na faixa normal de pH de solos

e est quase sempre presente no material de origem em elevado teor, suficiente

41

ara tomar parte na maioria dos minerais de argila. Parte da slica removida em

soluo. O alumnio no muito solvel nesta mesma faixa de pH, portanto

permanece prximo a rea de intemperismo, tomando parte na formao de

minerais de argila ou gibsita. O ferro tambm permanece prximo rea de

intemperismo para a maioria dos solos dando a estes ou ao material

intemperizado a cor caracterstica.

A um pH 8 e aliado a uma precipitao escassa e a uma evaporao anual

- excede a precipitao, os ons de SiO2, AI2O3 e M (alcali e alcalinos terrosos)

permanecem em soluo os quais se combinam para formarem minerais de

grande atividade, por exemplo, montmorilonita.

c) Ao das plantas

As plantas vivas fornecem ons H+ para a argila em contato com suas

razes, e tendem, portanto, a criar condies de argila cida, a qual, por sua vez,

intemperizam as rochas e minerais presentes.

Diversos autores demonstraram que as radicelas das plantas conduzem

cargas negativas sobre sua superfcie e so rodeadas, no solo, por uma

atmosfera inica a qual composta principalmente de ons H+. O pH das razes

das plantas, tais como milho, algodo, amendoim varia de 2,0 a 3,85 e a CTC

dessas razes est em torno de 14 emg/100 g (Figura 28).

Figura 28 - Esquema ilustrando a ao das razes na hidrlise. A raiz no caso fornece ons H+ ao

mineral de argila (troca com o I< ou outro on) e este H+ entra na hidrlise atacando um mineral rico em I< (feldspato) ou outro mineral qualquer.

d) Oxidao e Reduo

A oxidao o processo pelo qual o elemento perde eltrons. Essa perda

resulta num aumento da valncia positiva. O ferro o elemento que mais sofre

esse tipo de processo nos ambientes de intemperismo.

Nos minerais formadores de rochas o ferro se encontra

predominantemente na forma reduzida Fe2-. Quando esse ferro se oxida o Fe3+

42

dentro da estrutura cristalina dos minerais h distrbios na neutralidade

eletrosttica do mineral. Esse distrbio leva normalmente sada de outros

ctions da estrutura a fim de compensar o aumento de carga positiva. Surgem

dessa maneira falhas na rede cristalina que podem levar a um colapso total da

estrutura anterior ou deixar o mineral mais susceptvel a outros processos

qumicos como a hidrlise. A alterao de biotita para vermiculita um exemplo

desse conjunto de processos.

Sempre que uma substncia se oxida (perde eltrons) outra reduz (recebe

os eltrons perdidos). O receptor de eltrons no solo normalmente o O2 gasoso.

A reao pode ser simplificada conforme equao abaixo:

2FeO + H2O2 FeO3

Fe++ Fe+++ + e

A direo e a intensidade dessa reao dependem do potencial de oxi-

reduo do meio.

Para que a reao ocorra da esquerda para a direita, isto , oxidao do

ferro e conseqente reduo do O2, necessrio uma boa aerao do solo. Solos

bem drenados e porosos facilitam as reaes de oxidao, ocorrendo reduo

apenas as em solos freqentemente encharcados.

As micas, biotita e muscovita, apresentam estrutura cristalina muito

semelhante, porm diferem no comportamento ante o intemperismo. A biotita

apresenta Fe2+, que tende a oxidar e desestabilizar a estrutura desta, o que no

ocorre com a muscovita, que por no possuir Fe2+ mais resistente ao

intemperismo.

Outros elementos que tambm sofrem mudanas de valncia so Cr, Ti,

Cu, Mo, Mn e outros. Esses elementos ocorrem em menor quantidade nos

minerais formadores de rochas, portanto, de menor importncia.

Qualquer mudana de valncia de um elemento que faz parte da estrutura

cristalina de um mineral vai desequilibr-Ia e conseqentemente destru-Ia ou

torn-la mais suscetvel a outros processos de alterao qumica .

43

e) Hidratao e Desidratao

Hidratao e desidratao so os processos pelos quais molculas de

gua so adicionadas ou removidas do mineral. O resultado a formao de um

novo mineral de estrutura bastante semelhante ao anterior. Esses processos no

so muito importantes no intemperismo qumico uma vez que apenas alguns

poucos minerais so afetados por esses processos.

A reao mais comum a que envolve xido e hidrxido de ferro.

Fe2O3 + H2O 2 FeOH Hematita Goethita

Essa reao pode se processar nas duas direes, mas em solos, bem

drenados a tendncia a estabilizao da hematita. Em muitos casos a

hidratao precede as reaes de hidrlise.

f) Quelao

Estudos tm demonstrado que agentes quelantes so responsveis por

uma considervel quantidade de material intemperizado, e que algumas situaes

pode exceder a prpria hidrlise. Agentes quelantes so formados por processos

biolgicos normalmente excretados por lquens que crescem nas superfcies das

rochas. A estrutura do agente quelante variada e complexa. O EDTA (cido

Cetilenordiaminotetracetico) um dos agentes quelantes mais conhecidos e sua

estrutura pode ser esquematizada da seguinte forma:

Figura 29 Molcula de EDTA (cido Cetilenordiaminotetracetico)

44

A maioria dos ons metlicos pode ligar-se ao EDTA formando compostos

bastante estveis, ficando o on metlico aprisionado na estrutura cclica.

A flora microbiana do solo bem como as razes das plantas capaz de

produzir e exudar substncias quelantes. O hmus do solo composto de grande

quantidade desses agentes. H fortes evidncias que alguns quelantes podem ter

expressiva ao sobre o quartzo, que muito resistente a outros processos de

intemperismo qumico. Quelatos estveis, tambm so formados a partir de

outros ctions polivalentes como o AI, Fe e Ti. A perda de ferro devido a

quelatizao j foi observada para o epdoto, goethita, hematita, magnetita, augita

e biotita.

g) Capacidade de troca de ons

O intemperismo de um mineral pode ocorrer atravs da troca de ons entre

a soluo e o mineral. Durante a troca, a estrutura bsica do mineral no

alterada, mas o espaamento entre as camadas pode variar de acordo com

ctions especficos. A transformao da biotita em vermiculita em parte

atribuda troca do K+ da biotita por ons de Ca2+ e Mg2+ da soluo.

3.3. Intemperismo Qumico de Minerais e Rochas

O material liberado pelo intemperismo ou removido do sistema por

percolao profunda ou permanece no sistema formando atravs de diferentes

reaes uma srie de produtos cristalinos ou amorfos.

Os minerais de argila, considerados por muitos como produtos finais do

intemperismo, na realidade apenas fazem parte de um sistema em equilbrio

dinmico. As argilas tambm se degradam originando resduos xidos e

hidrxidos que pedologicamente so considerados mais estveis.

3.3.1. Alguns exemplos

a) Olivina (Mg, Fe)2 SiO4

A estrutura cristalina da olivina consiste de tetraedros isolados unidos por

Fe2+, Ca2+ e principalmente Mg2+. A olivina o silicato mais suscetvel eroso.

Em condies de drenagem moderada, com pequena lixiviao de ctions, a

olivina se transforma principalmente em montmorilonita, graas elevada ao de

45

Mg. Em ambientes de drenagem forte, onde a remoo de bases maior, a

olivina se altera, formando principalmente, a caulinita. Olivinas mais ricas em ferro

podem tambm formar nontronita.

b) Piroxnios e Anfiblios

A formao de minerais de argila a partir de piroxnios e anfiblios

depende das condies de drenagem e da precipitao. Como tendncia geral h

formao de esmectitas ou cloritas nas primeiras fases do intemperismo. O ferro

se oxida formando goethita ou hematita e o titnio origina anatase. Com o

aumento da intensidade de intemperismo formam-se minerais caulinticos e o

meio se enriquece de cidos de ferro e titnio.

c) Micas

H uma grande diferena de resistncia ao intemperismo entre as micas

muscovitas (KAl3Si3O10(OH)2) e a biotita (K(Mg, Fe2+)AISi3O10(OH)2). A diferena

explicada pela tendncia do ferro ferroso (Fe2+) da biotita oxidar-se a ferro

frrico (Fe3+) nos ambientes de intemperismo desequilibrando-a eletricamente. Os

produtos finais do intemperismo so semelhantes, porm a muscovita altera-se

mais lentamente que a biotita. Na etapa inicial as micas perdem potssio e

durante a pedognese podem entrar em seu lugar ons Mg e AI, determinando a

formao de filossilicatos, particularmente a vermiculita, clorita, ilita,

montmorilonita e vrios interestratificados. As condies ambientais que

determinaro o tipo especfico de mineral a ser formado.

d) Quartzo

A estrutura do quartzo no favorece as reaes de hidrlise ou oxidao,

sendo seu intemperismo provocado por dissoluo, um processo mais lento,

fazendo do quartzo um mineral resistente ao intemperismo. O quartzo no se

altera diretamente em outras fases cristalinas. Ele entra lentamente em soluo, e

pela combinao com outros produtos origina novos silicatos. A energia de

ativao para romper as ligaes Si-0-Si bastante elevada. Dessa forma

catalisadores orgnicos como o cido algnico e alguns aminocidos tm papel

decisivo na solubilizao do quartzo.

46

e) Feldspatos

Seu intemperismo quantitativamente mais importante, pois h predomnio

dos feldspatos entre os minerais das rochas na litosfera.

O intemperismo do feldspato ocorre em 2 etapas: uma lenta e outra rpida.

Etapa rpida: h uma perda muito grande de potssio em relao a Si e AI.

Etapa lenta: as perdas de K, AI e Si tendem a se igualar.

A velocidade e o tipo de alterao so afetados sensivelmente pelas

condies do meio e pelo tamanho do mineral.

Os produtos de alterao dos feldspatos so argilas residuais e xidos de

alumnio hidratados.

Em condies normais, os feldspatos geraro a caulinita, mas pode ocorrer

a formao de minerais 2:1 ou micas como a sericita.

Os feldspatides, componentes de rochas bsicas e ultrabsicas tm

menor resistncia ao intemperismo do que os feldspatos.

47

CAPTULO 4 - ROCHAS MAGMTICAS

4.1. Introduo

As rochas magmticas ou gneas so aquelas formadas a partir do

resfriamento do magma e conseqente consolidao do magma, no interior ou na

superfcie da crosta terrestre. O magma um fluido natural muito quente

predominantemente constitudo por uma fuso de silicatos e mostrando

propores variadas de gua, elementos volteis ou de cristais em processo de

crescimento. A composio do magma pode ser obtida pelo estudo das lavas, ou

seja, magma que extravasa pelos vulces, embora se considere que uma grande

perda de elementos volteis ocorra neste caso, pois no seu caminho at o local

de resfriamento, funde ou dissolve materiais pelo qual vai passando incorporando-

os sua composio original e chegando ao seu destino com composio

distinta.

Do ponto de vista fsico-qumico, os componentes essenciais do magma

so:

a) fase lquida: mantida em fuso pela temperatura elevada, constituda

essencialmente por uma soluo mtua e altamente complexa de um grande

nmero de componentes, a maior parte dos quais de natureza silictica;

b) fase gasosa: mantida em soluo por presso, constituda

predominantemente por H2O e quantidades menores de CO2, HCI, HF, SO2, etc.;

c) fase slida: formada por cristais de decomposio essencialmente silictica,

em fase de crescimento ou de natureza residual, assim como de fragmentos de

rochas.

A composio qumica essencial dos magmas , em termos de xidos,

algo situado dentro das propores da tabela a seguir:

SiO2....................................................... 30-80 Al2O3...................................................... 3-25 FeO-Fe2O3............................................ 0-13 MgO...................................................... 0-25 CaO....................................................... 0-16 Na2O...................................................... 0-11 K2O........................................................ 0-10

48

4.2 Origens e tipos fundamentais de magmas

De modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos fundamentais

de magmas primrios, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem formar

outros tipos, por diferenciao:

(a) os magmas granticos;

(b) os magmas baslticos.

Os primeiros formam 95% das rochas intrusivas, plutnicas, e os segundos

constituem 98% das rochas vulcnicas, efusivas. A origem destes magmas e das

rochas correspondentes constitui ponto de controvrsia.

Figura 30 - O granito observado ao microscpio. Os minerais claros so quartzos, os pretos

representam a biotita, e os intermedirios so feldspatos (Extrado de Popp, 1998).

Pode-se dizer, entretanto, que o magma grantico est sempre relacionado

com reas em que houve formao de extensas cadeias de montanhas, como por

exemplo os Andes e os Alpes, zonas em que a crosta sofreu fenmenos de

compresso, dobramento e afundamento, com evidncias de que esse magma

produzido por fuso parcial de rochas preexistentes (anatxis) a profundidades da

ordem de 7 a 75 km.

Nessas regies, as rochas originadas ocorrem sob a forma de corpos

intrusivos muito grandes, intimamente relacionados com as cadeias de

montanhas, e, em muitos casos, a sua formao parece no ter exigido a refuso

total, associando-se a fenmenos complexos.

J o magma basltico parece originar-se em profundidades maiores-90 a

100 km, ou seja, na poro superior do manto - tal como evidenciado pelos

49

sismos associados a derrames baslticos cujas origens geralmente esto 45 a 60

km abaixo da superfcie, onde o magma basltico seria originado pela fuso de

rochas bsicas preexistentes, atravs de quedas bruscas de presso, em regies

onde a crosta parece afetada por movimentos de afastamento e onde o manto

parece foco de correntes convectivas ascendentes.

Os magmas granticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma

composio mais rica em SiO2 (da ordem de 70%), e os baslticos, por uma

proporo menor de SiO2 inferior a 50%.

Viscosidade: Os magmas granticos so mais viscosos do que os

baslticos, j que a viscosidade parece aumentar com e teor de SiO2. Isto se

reflete caracteristicamente na maneira pela qual ocorrem os fenmenos de

vulcanismo associados a essas rochas.

Alm disso, a viscosidade depende da temperatura e da presso,

diminuindo com o aumento destes fatores.

O magma pode se resfriar em profundidade, isto , nas profundezas da

crosta, abaixo de grande quantidade de rochas. Ele se solidifica vagarosamente

porque a perda de calor lenta. Alm disso, esse resfriamento se d sob a

presena de substncias volteis aprisionadas, o que leva a uma cristalizao

mais perfeita dos minerais. Tem-se dessa forma, o aparecimento de cristais

maiores, formando-se dessa maneira as rochas holocristalinas de estrutura

granular. Quando o magma se resfria na superfcie da crosta atravs do

extravazamento, a temperatura e a presso caem rapidamente, no so

aprisionados volteis e no existem ento condies favorveis cristalizao

total dos minerais e formao de cristais grandes. Assim, originam-se as rochas

de granulao muito pequena.

De acordo com o local em que se d a consolidao h dois tipos bsicos

de atividade gnea:

a) Plutonismo: a consolidao ocorre no interior da crosta, originando as

rochas plutnicas ou intrusivas.

b) Vulcanismo: o magma irrompe e derrama-se superfcie para formar

rochas vulcnicas ou extrusivas.

50

Figura 31 - Diagrama esquemtico mostrando as formas de ocorrncia de rochas magmticas

(derrame, sill, dique, batlito, stock, neck vulcnico, diques radiais e laclito). (Teixeira

et aI., 2000)

Formas concordantes. Neste caso, a intruso magmtica intromete-se

entre os planos de estratificao da rocha encaixante em concordncia com eles.

Entre as formas concordantes temos:

(a) Sil. So corpos extensos, pouco espessos e de forma tabular quando

vistos em corte. O magma deve ser pouco viscoso para poder intrometer-se entre

os planos de estratificao da rocha encaixante (Figura 31). Na bacia do

Maranho h grande ocorrncia de sils de diabsio.

(b) Laclito. O magma, neste caso, mais viscoso, formando massas

intrusivas de forma lenticular, plano-convexas. A rocha situada acima do corpo

intrusivo (capa) dobrada, e as rochas situadas na parte inferior (lapa) no so

afetadas. Um laclito (Figura 31) pode ter 300 m de espessura e 5 km de

comprimento.

Formas discordantes. Esses corpos intrusivos independem da

estratificao da rocha encaixaste, pois a cortam discordantemente. So mais

freqentes perto da superfcie da Terra, onde as presses a serem vencidas so

menores.

Entre as formas discordantes temos:

51

(a) Dique. uma massa magmtica que preenche uma fenda em rocha

preexistente (Figura 32). Os diques podem ser classificados em radiais, em anel

(ring dikes) ou circulares, conforme se apresente em conjunto na superfcie aps

a eroso. Muitas vezes os diques se formam a partir de um corpo intrusivo maior.

Nas bacias do Maranho e do Paran h grande incidncia de diques de

diabsico.

(A) (B)

Figura 32. Diques. (A) Massa magmtica que preenche fendas ou falhas cortando discordantemente os estratos. (8) Pequenos diques de diabsio cortando migmatitos.

(b) Veios. So massas produzidas pela injeo de magma em fraturas

menores e menos regulares do que diques.

(c) Neck. So corpos discordantes, cilndricos, verticais, que cortam as

rochas preexistentes. Pelo estudo da litologia formadora dos necks, v-se que

eles so condutos de antigos vulces cuja parte superior foi erodida.

(d) Batlitos e stocks. Os batlitos so massas enormes de material

magmtico (grantico) que afloram numa extenso de, pelo menos, 100 km2 na

superfcie terrestre. Se o afloramento tiver menos de 100 km2, temos o stock. Os

batlitos no tm, aparentemente, delimitao em profundidade, passando

gradualmente zona das rochas fundidas. Os batlitos formam grande parte dos

escudos ditos Escudo Nordestino e Escudo Brasileiro, entre outros.

Eles so, normalmente, de composio grantica, e sua origem ainda

bastante discutvel.

Deve-se notar, com respeito aos corpos acima referidos, sejam eles

concordantes ou discordantes, o seguinte:

(1) a classificao adotada diz respeito somente forma geomtrica do corpo, e

no litologia formadora;

52

(2) normalmente, os corpos intrusivos so mais resistentes eroso do que a

rocha encaixante, donde o fato de estes corpos sobressarem-se na topografia

com respeito rocha encaixante.

4.3. Composio e classificao das Rochas Magmticas

Aproximadamente 99% da massa das rochas magmticas so formadas

por oito elementos: oxignio, silcio, alumnio, ferro, clcio, sdio, potssio e

magnsio. Sendo a maioria, parte da estrutura cristalina dos silicatos formadores

das rochas corno feldspatos, olivinas, piroxnios, anfiblios, quartzo e micas.

Estes seis minerais constituem 95 % do volume de todas as rochas magmticas

comuns.

Magmas, chamados de mficos, so ricos em ferro, magnsio e clcio e

produzem grande quantidade de olivina, piroxnio, anfiblio e plagioclsio clcico.

Possuem colorao escura.

Magmas, chamados de silicos ou flsicos, so ricos em silcio e

alumnio e produzem grande quantidade quartzo, feldspatos, potssico e

plagioclsio sdico. Possuem colorao clara.

Algumas caractersticas macroscpicas para identificao das rochas

gneas:

1. So em geral duras

2. Os cristais se dispes por justa posio

3. No apresentam estruturas segundo faixas ou camadas.

4. So macias, quebram-se de forma irregular.

5. Apresentam uma textura cristalina, vtrea ou vesicular.

6. No apresentam fsseis.

7. Apresentam alto teor em feldspatos.

Os principais critrios de classificao so os seguintes:

A) Modo de ocorrncia

B) Texturas

C) Estruturas

D) Composio Mineralgica e Qumica

53

A O modo de ocorrncia um critrio de campo, ou seja, uma vez

formado, o magma pode apresentar grande mobilidade, tendendo a ascender ao

longo de fissuras da crosta, deslocando ou englobando rochas vizinhas, podendo,

eventualmente, extravasar superfcie ou ento se solidificar no interior da crosta.

B A textura refere-se a fenmenos de escala extremamente

pequena e, em geral, seu estudo feito com auxilio de lupa e microscpio.

C As estruturas so aspectos megascpicos que podem ser

observados em amostras grandes ou no campo. As mais comuns so as que

seguem:

a) Estruturas vesiculares e amigdalides - apresentam pequenas

cavidades esfricas. Pode se apresentar vazias (vesculas) ou preenchidas por

minerais secundrios (amgdalas) (Figura 33).

Figura 33 - Basalto com estrutura amigdalide caracterizado pelo preenchimento de minerais.

b) Estruturas em bioco (biock lava) e brechas de fluxo (floro breccias) -

apresenta-se com a forma de biocos envoltos por lava ou por materiais

secundrio (arenito, calcita, etc.). Rochas com tais estruturas geralmente so

chamadas brechas baslticas. Lavas muito fluidas se solidificam formando

superfcies e crostas mais lisas, ou ento com rugas e sinais de fluxo iguais aos

que se pode observar em pixe derretido derramado chamados estrutura cordadas.

54

c) Estruturas fluidas - so estruturas bandeadas, originadas de diversas

maneiras em lavas viscosas.

d) Estruturas de fraturao primria - fraturas que se originam quando da

solidificao de rochas gneas.

D - O principal parmetro qumico o relacionado com a quantidade total

de slica da rocha. Podem ser de acordo com a Tabela 8:

Tabela 8 - Acidez de uma rocha magmtica

Teor de SiO2 (%)

Exemplo Intrusiva

Exemplo Extrusiva

Teor mdio em SiO2 (%)

cida > 65 Granito Riolito 70 Intermediria 65 52 Diorito Tinguaito 60 Bsica 52 45 Gabro Basalto 50 Ultrabsica < 45 Peridotito Picrito 40

Na composio mineralgica, os minerais mais importantes para este fim

so o quartzo, os feldspatos (alcalinos e plagioclsios); minerais claros (flsicos)

e os minerais ferro-magnesianos anfiblios, piroxnios e a biotita; minerais

escuros (mficos).

4.4. Resfriamento do Magma

A cristalizao de minerais, a partir do magma, ocorre entre 1200 e 600C.

No resfriamento do magma distinguem-se dois estgios sucessivos.

4.4.1. Estgios de Resfriamento

Cristalizam-se os minerais que formam a massa rochosa propriamente dita.

Cristalizam-se a maior parte dos silicatos, obedecendo ao grau crescente de

polimerizao (primeiro os nesossilicatos e por ltimo os tectossilicatos).

Nesta fase, os constituintes volteis praticamente no interferem a no ser

para manter a fluidez do magma.

55

4.4.1.1. Estgio Pneumatoltico (ou Pegmattico)

Nesta fase, os gases aumentam em proporo e devido s altas

temperaturas e presses em que se encontram, tm sua ao dissolvente

aumentada, provocando percolao atravs das rochas, acarretando a formao

de novos minerais como a turmalina e o topzio, alm de modificaes estruturais

nas rochas j formadas.

4.4.1.2. Estgio Hidrotermal

Com resfriamento j avanado, restam no magma solues residuais

contendo gua, slica e grandes nmeros de elementos metlicos, que vo se

depositando ou reagindo com as rochas presentes, dando origem s jazidas

minerais de cobre, ouro, zinco, chumbo e outros elementos metlicos.

4.4.2.Textura das rochas magmticas

A textura refere-se ao tamanho, forma e arranjamento dos minerais dentro

das rochas. A textura das rochas magmticas relaciona-se principalmente com a

composio e velocidade de resfriamento do magma.

A textura e definida por, pelo menos, trs parmetros principais:

a) Grau de cristalinidade

a) rochas holocristalinas ou cristalinas: constitudas exclusivamente por

material cristalino. Ex: granitos, diabsio;

b) rochas holovtreas ou vtreas: exclusivamente por material vtreo. Ex:

Obsidiana;

c) rochas hipocristalinas ou hipovitreas: mesma rocha encontra-se material

cristalino e vtreo. Ex. basalto

b) Grau de visibilidade

a) fanertica, quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho

nu;

56

b) afantica, quando os minerais formam partculas to pequenas que no

podem ser percebidos a olho nu. Neste caso, a rocha apresenta um aspecto

macio.

c) Forma dos cristais

a) minerais euhedrais - minerais delimitados por faces externas cristalinas.

Ex. olivinas, piroxnios, feldspatos.

b) minerais subhedrais - parcialmente delimitados por faces cristalinas.

Ex: anfiblios, micas, plagioclsios.

c) minerais anhedrais - desprovidos de faces cristalinas.

Ex. quartzo, feldspatos K, fesldpatides.

d) Distribuio da dimenso dos cristais

a) Granular - grnulos de minerais bem evidentes de dimenses aproximadas.

Ex: Granito

b) Compacta - constituintes muito pequenos no permitindo sua determinao

macroscpica. Ex: basalto

c) Porfirtica - caracterizado pela presena de cristais maiores em relao aos

outros. Ex: Dacito

e) ndice de Colorao

a porcentagem conjunta em volume de minerais fmicos, opacos e acessrios

presentes em uma rocha magmtica.

a) Leucocrtica - (5 a 35 %) colorao claros com predominncia de minerais

incolores e claros (predomina quartzo, feldspatos e muscovita). Ex: Granito,

Riolito

b) Mesocrtica - (35 a 65 %) colorao intermediria. Ex: Andesito, Diorito

c) Melanocrtica - (65 a 90 %) rochas escuras onde predominam os minerais

ferromagnesianos (predomina piroxnio, hornblenda e biotita). Ex: Basalto, Gabro

4.5. Seqncia de Cristalizao

A srie de cristalizao de BOWEN bastante genrica, no sendo

possvel atravs dela prever ou analisar todos os casos, existindo vrias excees

57

a ela. Entretanto a composio das rochas mais comuns pode ser entendida ou

inferida atravs dela. A srie de BOWEN vlida para a fase ortomagmtica de

resfriamento, e pode ser ilustrada por meio de um diagrama.

Os minerais mficos (olivinas, piroxnio, hornblenda e biotita), formam na

terminologia de BOWEN uma srie de reaes descontnuas, isto significa que

cada substncia mineral reage com o fundente formando um mineral subsequente

e a relao se d temperatura determinada ou num intervalo estreito de

temperaturas. Tem-se, portanto, a formao da olivina que, conforme a

temperatura abaixa, com o magma ainda fundido, reagiria formando um piroxnio.

Este por sua vez, passaria da mesma forma em hornblenda, e a hornblenda em

biotita.

Em contraste, os feldspatos plagioclsicos da srie contnua de reaes,

reagem continuamente com o lquido at a completa solidificao. A cristalizao

de ambas as sries ocorre simultaneamente e pode se iniciar numa srie ou na

outra, mas ocorrendo formao simultnea de dois tipos de cristais.

Os minerais ortoclsio, muscovita e quartzo, no se relacionam como os

demais. Forma-se preferencialmente do fundente residual, o chamado lquido

58

residual do magma. Outra maneira de apresentar essa seqncia de cristalizao

aparece na Figura 34.

Figura 34 - Seqncia de cristalizao e as principais rochas magmticas

4.6. Principais Rochas Magmticas

As rochas magmticas so classificadas normalmente tomando-se como

critrio distintivo composio mineralgica e a textura.