CAPÍTULO 1

CARACTERÍSTICAS GERAIS DA TERRA

I INTRODUÇÃO

Desde o início da História da civilização que o homem especula sobre os objetos e

acontecimentos que o cercam. Como começou o Universo? e a Terra? por que chove? por que um

vulcão entra em erupção?

Qualquer tentativa que se queira fazer para definir o Universo e, até mesmo a Terra, é como

imaginar a forma e o volume total de um simples iceberg, observando-se somente sua parte emersa.

Thales de Mileto (± 600 a.C.), observando os depósitos fluviais da foz dos rios, opinava ser a

água o agente formador de toda a Terra. Anaxímenes (± 500 a.C.) atribuía ao ar a formação de

todas as coisas. Heráclito (± 500 a.C.) ao fogo. Aristóteles (± 350 a.C.) interpretou os terremotos

como resultantes de fortes ventos dentro da Terra. Estas eram tentativas de explicar os fatos

observados no passado.

Qualquer modelo que se use para explicar a origem do Universo, ou da Terra, deve ter início

na observação do binômio:

MATÉRIA x ENERGIA

II ESTRUTURA DA TERRA

II.1 Propriedades Físicas da Terra

II.1.1 Forma

elipsóide de rotação {

diâmetro equatorial diâmetro polar

12.756.776 m

12.713.824 m

Dados fornecidos por 13 satélites artificiais, com 46.500 medidas, onde o erro encontrado foi

de ± 8 m.

Para um esferóide de 10 cm de diâmetro, a diferença entre os dois diâmetros seria de

apenas 1,2 mm, em outras palavras, uma esfera quase perfeita.

2

II.1.2 Volume

Considerando a Terra como uma esfera perfeita, tem-se que:

V = 4/3..R3= 1,1 x 10

12 Km

3

para um raio médio, R = 6,368 x 103 Km.

II.1.3 Massa

Calculada com base no princípio de Newton – matéria atrai matéria na razão direta das

massas e inversa do quadrado das distâncias, possui um valor na ordem de 6 x 1027

g, ou 6

sextilhões de toneladas (6 x 1021

t.).

II.1.4 Massa Específica e Densidade

Pelos dados acima, a Terra teria uma massa específica em torno de 5,547 g/cc. Porém, as

rochas mais comuns da Crosta Terrestre mostram um valor médio de 2,76 g/cc. Daí, conclui-se que

a densidade – massa específica, mas adimensional – dos materiais deve aumentar para o interior da

Terra, seja por diferença de constituição – mudança no estado químico, ou por maior compressão –

altas pressões reinantes – o que acarreta em mudança no estado físico.

II.2 Constituição Interna do Globo

II.2.1 Introdução

O conhecimento que se tem da constituição interna da Terra se deve, principalmente, a

dados obtidos de forma indireta, já que os meios diretos restringem-se a uma fina porção observável

da Crosta Terrestre exposta na superfície ou, então, através de perfurações de poços com

profundidades máximas de aproximadamente 10 km.

Entre os métodos indiretos, principais fontes de informações, sobre a estrutura interna da

Terra, estão:

o estudo da propagação das ondas sísmicas;

o estudo da densidade ou variações gravimétricas da Terra;

o estudo dos meteoritos;

o estudo da temperatura terrestre;

outros.

3

II.2.2 Dados Sísmicos

A sísmica pode nos informar a respeito dos materiais de camadas profundas, até do Núcleo

da Terra. Os dados da sísmica são obtidos a partir de tremores naturais – terremotos – artificiais –

explosões, ou melhor, abalos produzidos em diversas profundidades. Tais abalos geram ondas

sísmicas que se propagam seja na superfície, ou na interface dos materiais, seja no interior das

mesmas, em todas as direções. Estas ondas têm a propriedade de viajar pelo interior da Terra,

sendo que algumas delas eventualmente retornam à superfície, emergindo em lugares muito

distantes daquele onde ocorreu o tremor original.

Aparelhos especiais denominados sismógrafos, detectam as ondas que voltam à superfície e

fornecem de imediato, os seguintes dados: tipo de onda; horário de chegada e intensidade. Quando

os dados de muitas estações são comparados e analisados, pode-se tirar diversas conclusões a

respeito do material no interior da Terra pelo qual as ondas passaram. Na realidade, a principal

variável que comanda o fenômeno da transmissão de energia sísmica, é a aproximação entre os

grãos da rocha – porosidade.

Existem vários tipos de ondas sísmicas:

Ondas Primárias (P), Longitudinais (L) ou Compressionais (C): semelhantes às ondas

sonoras, estas vibram na direção do deslocamento da onda, podendo se deslocar através de

sólidos, líquidos ou gases. São as primeiras a serem registradas no sismógrafo. Os

movimentos das partículas são de compressão e rarefação – distensão. A velocidade na

superfície é de ±8,6 km/seg.

Ondas Secundárias (S), Transversais (T) ou Cisalhantes: vibram em ângulo reto com a

direção do movimento da onda e não se propagam através de líquidos ou gases. O esforço é

cisalhante. Velocidade na superfície é de ±4,8 km/seg (Vp = 31/2

.Vs).

Ondas Longas ou Superficiais (Love ou Rayleigh): não se propagam no interior da Terra. O

movimento é elíptico e retrógrado nas Ondas Rayleigh, ou perpendicular à direção de

propagação, mas no plano horizontal, nas Ondas Love. São lentas, porem de maior efeito

destrutivo – efeito de cisalhamento. Velocidade na superfície é de ±3 a 4 km/seg (Vr = 0,9.Vs).

As ondas primárias se caracterizam pela pequena amplitude, alta freqüência e pequeno

comprimento de onda. As ondas secundárias têm um aumento de amplitude, ainda com pequeno

comprimento de onda. As ondas longas apresentam grande amplitude e grande comprimento de

onda.

Mohorovicic, baseando-se no horário de chegada das ondas sísmicas, notou que uma onda P

percorreu, de maneira relativamente lenta, uma trajetória através de materiais situados a

aproximadamente 20 km de profundidade, enquanto que uma outra, percorrendo uma zona mais

profunda sofreu aumento de velocidade. O limite entre estas duas zonas, onde as profundidades

4

sísmicas dos materiais mudaram acentuadamente, denominou de descontinuidade – atualmente,

descontinuidade de Mohorovicic, ou somente Moho. É definido, então, como Crosta Terrestre ou

Litosfera, a parte situada acima da descontinuidade de Moho. Podemos subdividi-la em dois tipos:

Crosta Continental (SIAL): constituído principalmente de silicatos de Mg, Fe, Al e sílica livre

(SiO2);

Crosta Oceânica (SIMA): em comparação com a crosta continental, possui menores

quantidades de K, Na e sílica, e porcentagens mais elevadas de Ca, Mg e Fe.

Verificou-se posteriormente, que esta descontinuidade se situa a uma profundidade variável,

numa média de 30 km sob os continentes, mas chegando a 50 km sob as cadeias montanhosas,

enquanto que nos oceanos se situa a uma profundidade média de 5 km abaixo do assoalho do mar.

Beno Gutemberg descobriu uma segunda descontinuidade, de modo análogo às experiências

de Mohorovicic, situada a 2.900 km abaixo da superfície, correspondendo à interface Manto/Núcleo.

Pequenas modificações no comportamento das ondas P, tanto no Manto como no Núcleo,

determinaram subdivisões nestes em: Manto Superior; Manto Inferior; Núcleo Externo e Núcleo

Interno. Embora não se conheça ao certo a composição do material do Manto, admite-se segundo

esta ou aquela teoria, que seja constituído de silicatos ricos em Mg ou de sulfetos e óxidos. Quanto

ao Núcleo, supõe-se composição semelhante aos meteoritos metálicos, compostos essencialmente

de Fe e Ni.

Estrutura Geral do Globo Terrestre

Profundidade (km) Camada Litologia1 d T (°C) VP (km/s)

0 a 33

CROSTA superior

SIAL (Granodiorito)

2,7 800 5,6

Descontinuidade de CONRAD

CROSTA inferior

SIMA (Gabro)

3,2 1000 6,5

Descontinuidade de MOHOROVICIC

33 a 400 MANTO superior

Peridotito 3,3 8,2

400 a 1000 Zona de Transição

Peridotito c/Fe+sulfetos

1000 a 2800 MANTO inferior

similar aos meteoritos

5,5 2000 13,6

Descontinuidade de WIECHERT-GUTEMBERG

2800 a 4980 Núcleo externo (líquido)

similar aos Sideritos

9 a 11

3000 8,1

4980 a 5120 Zona de Transição

5120 a 6370 Núcleo interno

12 a

cerca de

11,2

1 Litos = rocha.

5

(sólido) 14 5000

II.2.3 Gravidade e Isostasia

As observações da densidade e da gravidade do Globo Terrestre evidenciam, também, que o

interior e a Crosta devem possuir constituições diferentes. Se a Terra fosse homogênea,

perfeitamente esférica e imóvel, o valor da força de gravidade seria igual em todos os pontos da

superfície. Os dados gravimétricos, porém, fornecem informações mais superficiais que os dados

sísmicos.

Entre os fatores que influenciam os resultados das medidas gravimétricas tem-se: diferença

entre o diâmetro equatorial e polar; irregularidades topográficas; movimento de rotação da Terra; e

variações laterais de densidade.

No Equador, onde a circunferência é maior – distância entre os centros de massa – e há a

atuação da força centrífuga, o valor da força gravitacional é menor do que nos Pólos.

Nas regiões montanhosas, onde encontramos maior massa, mesmo se descontando o efeito

da altitude, são esperados valores maiores da força gravitacional. Porém isto não ocorre. Apesar de

apresentarem grandes anomalias gravimétricas, as regiões montanhosas possuem valores de

gravidade menores que nos oceanos e platôs continentais adjacentes. As experiências de Sir

Everest no Himalaia com um fio de prumo, demonstraram que a montanha não atrai o pêndulo,

como era de se esperar, em função de sua massa, e que em alguns locais chegava até a desviá-lo

em sentido oposto.

As teorias de Pratt e Airy foram as que mais contribuíram ao entendimento desta questão que

se denomina de isostasia em Geologia.

Isostasia – princípio de Arquimedes aplicado à Geologia – é a teoria pela qual a Crosta

procura conformar-se de acordo com as ações da gravidade, independente de ser homogênea ou

não. A Terra é composta de duas camadas de rochas: uma mais profunda – SIMA, pastosa, sobre a

qual “flutua” outra mais leve – SIAL. A Terra é composta de blocos em equilíbrio isostático, isto é,

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suas bases sofrem a mesma pressão. A cada relevo do SIAL corresponde outro invertido do SIMA.

Esta teoria demonstra o equilíbrio existente na Crosta causado pelo fluxo lento – Tempo Geológico –

das rochas, em resposta às forças gravitacionais que atuam sobre elas.

Não é coincidência o fato de que grandes altitudes correspondem grandes rebaixamentos da

Crosta, como acontece em um iceberg flutuante.

II.2.3.1 Teoria de Pratt

Os Continentes seriam constituídos de rochas mais leves – SIAL – e o substrato dos oceanos

mais pesados. Estes blocos continentais de rochas siálicas flutuariam no substrato denso de SIMA,

segundo um plano de ajustamento isostático regular acima do qual as densidades das rochas são

menores nas secções mais altas.

II.2.3.2 Teoria de Airy

A Crosta seria constituída de blocos de mesma densidade, de forma tal, que quanto mais alto

fosse o bloco de SIAL, maior seria sua raiz, mergulhados num substrato mais denso de SIMA.

II.2.3.3 Pensamento Atual

Há variações de espessura e de densidade. As estruturas geológicas atingem o equilíbrio

por: variação lateral de densidade da Crosta; variação lateral na espessura da Crosta; variação

lateral na densidade do Manto Superior.

Para que possa ocorrer o equilíbrio isostático, as colunas de rocha, em um determinado

ponto devem ter pesos iguais (iso = mesmo, statos = equilíbrio). O desbalanço da condição

isostática pode ser realizado através de dois eventos: deposição e erosão.

Durante uma deposição o material inferior é comprimido pelo superior, causando um aumento

de sua massa específica. Durante uma fase erosiva, a situação se inverte.

O exemplo típico deste fenômeno se encontra nas costas da Escandinávia. Em Estocolmo

ocorre um levantamento de cerca de 40 cm/séc., enquanto que a Holanda rebaixa-se cerca de 30

cm/séc.. A estes movimentos lentos, envolvendo grandes áreas, dá-se o nome de epirogênese

(epeiro = continente).

II.2.4 Meteoritos

Uma outra fonte de informação sobre a constituição do Globo é a fornecida pelos meteoritos.

Estes são corpos metálicos ou rochosos, que atingem a camada atmosférica em alta velocidade,

sendo freados pelo atrito do ar, caindo na superfície terrestre. Quanto à origem dos meteoritos ainda

não existe uma resposta definitiva, admitindo-se porém, serem produtos da desintegração de outros

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Planetas. O fato é que muitos meteoritos apresentam composição química compatível com as

rochas da superfície terrestre e, através da datação radioativa, apresentam idades muito antigas.

Entre os meteoritos distinguem-se três grupos:

Sideritos: meteoritos metálicos, compostos essencialmente de Fe e pequena porcentagem de

Ni;

Assideritos: meteoritos rochosos que apresentam principalmente silicatos e quantidade

variável de Fe;

Litossideritos: grupo intermediário entre os dois primeiros.

Os assideritos possuem composição química similar àquelas rochas encontradas em grandes

profundidades, enquanto que para os sideritos não existem rochas similares na superfície da Terra,

o que torna plausível que o Núcleo do Globo tenha composição semelhante a estas.

II.2.5 Temperatura no Interior da Terra

É possível verificar que a temperatura aumenta progressivamente para o interior da Terra

através de poços, minas, vulcões, etc..

Denomina-se, então, de gradiente geotérmico, o número de graus de temperatura que

aumenta por cada metro de profundidade na Crosta Terrestre.

Seu valor médio é de 1°C para cada 30 m, podendo variar bastante de região para região.

Ex.: Mina de Morro Velho (MG – ouro), onde a 2.500 m/prof. = 64°C, logo o Gradiente Geotérmico

regional será:

(64°C - 18°C)/2.500 = 0,0184°C/m

onde:

18°C temperatura média anual

0,0184°C/m grau geotérmico

Logo, a 1.000 m de profundidade: 1.000 x 0,0184 + 18 = 36°C.

O máximo valor verificado é de 0,008°C/m – Sul da África e Centro do Canadá.

Cientistas observam que nas áreas afetadas por bastante vulcanismo recente o gradiente

geotérmico é maior devido a maior proximidade do magma. Já nas áreas estáveis tectônicamente

desde o Pré-Cambriano, o grau geotérmico é menor.

Não é provável que a temperatura se eleve linearmente até o interior da Terra, se assim

fosse, atingiria valores bastante absurdos ( 190 mil °C), superiores mesmo à temperatura estimada

para superfície solar, que é de cerca de 6.000°C. Partindo-se de raciocínios simples baseados em

fatos observáveis, tais como:

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a temperatura das lavas (1.000°C) na superfície;

a transformação em laboratório do mineral olivina (1 átomo de Si p/4 de O) em espinélio (1

átomo de Si p/6 de O) à temperaturas de 1.500 a 1.900°C;

a fusão do Fe aos 3.700°C.

pode-se estimar em cerca de 5.000 a 6.000°C, a temperatura do núcleo terrestre.

Calcula-se, também, pelo gradiente geotérmico e pela condutividade térmica das rochas, que

a perda de calor anual da Terra, está em torno de 75 cal/m2. Para manter um determinado nível

térmico, caso contrário a Terra estaria totalmente fria, supõe-se haver outras fontes de adição de

calor além da solar, como por exemplo a desintegração radioativa – calor radiogênico.

É possível calcular a quantidade de calor produzido na desintegração de elementos tais como

U, K, e Th, e verificar que a desintegração destes elementos em um manto de granito de 18 km de

espessura, é suficiente para compensar a perda térmica da Terra.

Estes elementos são os mais importantes em termos de radioatividade pelo elevado tempo

de meia-vida, alguns superiores ao tempo estimado para a formação da Terra, apesar da produção

calorífica ser relativamente baixa por peso.

elemento meia-vida (anos)

produção térmica (cal/ano/grama)

U238

4.51 x 109 0.72

U235

7.13 x 108 4.70

Th232

1.41 x 1010

0.21

K40

1.30 x 109 0.21

Ra226

1.60 x 103 elevada

rocha

quantidade (ppm)

U Th K

granito 4.00 13.00 4.00

basalto 0.50 2.00 1.50

peridotito 0.20 0.06 0.20

Estima-se que a energia radioativa seja 5.000 vezes a energia solar que atinge a superfície

da Terra.

II.2.6 Magnetismo Terrestre

O campo magnético na superfície terrestre é dividido em dois componentes: o horizontal e o

vertical. Assim, uma agulha magnética é atraída pelos pólos magnéticos da Terra e, é também,

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atraída para o interior do Globo. Quanto maior for a proximidade do pólo, maior será esta força de

atração. No Equador magnético as forças exercidas pelos Pólos S e N são iguais e contrárias,

portanto se anulam, havendo pois, somente a componente horizontal. Aí a agulha permanecerá em

posição horizontal e, em posição vertical nos pólos. Nas regiões intermediárias o ângulo formado

pela agulha com o plano horizontal será tanto maior, quanto mais próxima a agulha estiver do polo e,

a este ângulo, dá-se o nome de inclinação magnética. O desvio sofrido pela agulha magnética em

relação à linha NS geográfica, é chamado de declinação magnética.

A sede e causa do magnetismo são ainda discutidas. Sabe-se, contudo, que algumas causas

que fazem variar o magnetismo localizam-se na Crosta, provocando as anormalidades regionais e

locais por campos de indução secundária. Medidas magnetométricas locais indicam estas

anomalias, podendo-se por este motivo deduzir diversos dados sobre a constituição do substrato,

como a localização de jazidas, as perturbações estruturais, etc. Os minerais que possuem Fe+2

são

mais ou menos magnéticos, dependendo da quantidade deste e, as rochas ricas nestes minerais –

anfibólios, piroxênios, biotita, cromita, glauconita, etc. – apresentarão maior poder magnético que

pode ser registrado em aparelhos de alta sensibilidade denominados magnetômetros.

O valor lido em um magnetômetro, nos fornece:

campo magnético interno ou principal;

campo magnético anômalo, que resulta do fato de que as rochas não tem composição

homogênea – algumas tem mais ferromagnesianos que outras;

campo magnético externo, não relacionado com a Terra, mas proveniente do espaço,

principalmente pela radiação solar.

De grande importância para os estudos geológicos é o magnetismo remanescente

conservado na rocha mesmo depois de ter mudado o campo magnético terrestre, que por sua vez,

varia no decorrer do Tempo Geológico. Tal recebe o nome de paleomagnetismo. Durante a

cristalização de uma rocha rica em minerais passíveis de se magnetizar como a magnetita e outros

silicatos que contenham Fe+2

, durante a sedimentação de detritos que contenham estes minerais

citados, verifica-se a iso-orientação preferencial deles segundo a linha NS da época em que a rocha

se formou.

II.3 Idade da Terra (ver Escala Geológica do Tempo em Anexo)

O problema da idade da Terra vem sendo especulado desde os remotos tempos dos antigos

filósofos hindus que consideravam a Terra como eterna.

Em 1654 um arcebispo irlandês calculou, baseando-se em dados bíblicos, uma idade de

4004 a.C., tendo a Terra se formado no dia 26 de outubro, às 09 h !!! E assim por diante ....

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As estimativas sobre a idade da Terra basearam-se, durante muito tempo em extrapolações

sobre a velocidade de fenômenos geológicos atuais, transferindo-se seus resultados para o

passado.

Todas estas extrapolações foram sempre das mais inseguras pela precariedade das

premissas e pela sua extrapolação sobre um tempo demasiadamente longo. Por estas razões

possuem hoje apenas interesse histórico.

Com o advento dos estudos modernos (Boltwood, 1905) sobre a radioatividade, tornou-se

possível a determinação do tempo que leva para a transmutação de um elemento em outro, o que se

dá pela mudança do número atômico com perda de elétrons, mais partículas do próprio núcleo do

átomo e energia sob a forma de radiações, análogas aos raios-X e calor.

Existem elementos que se transformam em fração de segundo, enquanto que outros levam

milhares de anos para se transformar. São os últimos que interessam à Geologia. Fato importante é

que as condições de alta temperatura e pressão não modificam o ritmo da transformação, o que

permite a avaliação da idade de rochas submetidas inicialmente àquelas condições.

Fala-se em meia-vida de um certo elemento com base no seguinte motivo: tanto faz que se

parta inicialmente de um grama ou de alguns quilos de um elemento que se inicie no seu processo

de desintegração, porque os átomos se vão desintegrando em todas as partes do corpo inicial, tenha

ele o peso que tiver.

Uma vez percorrido um tempo T, denominado meia-vida, a metade da massa inicial estará

transformada em outra. Após 2T a metade restante do elemento original se desintegra novamente,

remanescendo apenas uma quarta parte do original, e assim por diante. Por isso o cálculo é feito em

base da meia-vida do elemento, cuja transformação obedece a uma função exponencial do tempo.

Os objetivos dos métodos radiométricos são: obtenção de idades de rochas e de eventos

geológicos; determinação da escala absoluta de tempo; determinação da idade de corpos celestes;

auxiliar as teorias de evolução geológicas da Terra – Geotectônica Global.

São os seguintes os sistemas empregados em Geocronologia:

pai filho constante de desintegração (ano)

meia-vida (ano)

U238

Pb206

1,54 x 10-10

4,50 x 109

U235

Pb207

9,72 x 10-10

0,71 x 109

Th232

Pb208

0,50 x 10-10

13,90 x 109

Rb87

Sr87

0,14 x 10-10

40,00 x 10 9

K

40

Ca 40

Ar

40

4,74 x 10-10

0,59 x 10

-10

1,30 x 10

9

C14

11

Nestes últimos 30 anos, vem-se aprofundando cada vez mais os estudos sobre o

comportamento dos isótopos nas rochas, nos meteoritos, nas águas, na atmosfera e ainda nos seres

vivos. São muitos os problemas geológicos que vem sendo esclarecidos graças a tais estudos, além

dos já citados, referentes às idades das rochas ou dos achados arqueológicos que contenham

carbônio, ou ainda do estudo do calor interno da Terra.

III A LITOSFERA

III.1 Constituição Litológica da Crosta Externa

A Crosta Terrestre é constituída de rochas, isto é, agregados naturais de um ou mais

minerais, incluindo vidro vulcânico e matéria orgânica. Distinguem-se 3 grandes grupos de rochas,

segundo sua gênese: rochas ígneas ou magmáticas, rochas sedimentares e rochas metamórficas. O

estudo sistemático das rochas é o objeto da Petrologia.

Realizando um balanço da percentagem das rochas ígneas e mais metamórficas, e

sedimentares na constituição da Crosta Terrestre, Pettijohn chegou aos seguintes resultados:

Proporção aproximada das rochas

que ocorrem na Litosfera

(seg. Poldervaart)

%

Sedimentos 6,2

Granodiorito 38,3

Andesito 0,1

Diorito 9,5

Basalto 45,8

Composição mineralógica média das

rochas ígneas

(seg. Clark e Washington)

%

Feldspato 59,5

Quartzo 12,0

Piroxênio e Anfibólio 16,8

Mica 3,8

minerais acessórios 7,0

As rochas de origem magmática, podendo ter sido transformada em metamórficas,

constituem cerca de 95% do volume total da Crosta, mas ocupam apenas 25% da sua superfície,

enquanto que as sedimentares mais as metamórficas de origem sedimentar, contribuem apenas

com 5% do volume, cobrindo 75% da superfície terrestre. Representam uma delgada película

externa desta casca denominada Litosfera.

III.2 Constituição Química da Crosta

Para o cálculo da constituição química da Crosta é necessário o conhecimento da

composição e volume das diferentes rochas.

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Existem no Sul do Brasil rochas sedimentares de origem glacial – Tilitos, que possuem uma

composição química muito semelhante aos valores achados na tabela acima.

O tilito é uma rocha formada pelo acúmulo de fragmentos rochosos transportados pelas

geleiras, que desgastando uma grande parte da superfície terrestre e misturando este material,

produzem uma amostra média aproximada da Crosta Terrestre.

Composição Química da Crosta Terrestre

em %, seg. Peso e Volume

Elementos químicos

Clark Leinz (tilito de Barra Bonita, PR)

Volume

O 46,6 46,4 91,77

Si 27,7 28,4 0,8

Al 8,1 7,3 0,76

Fe 5,0 5,1 0,68

Ca 3,6 3,7 1,48

Na 2,8 1,9 1,60

K 2,6 2,5 2,14

Mg 2,1 2,4 0,56

Total 98,5 97,7 99,79

BIBLIOGRAFIA

CLARK Jr., S. P. (1971) Estrutura da Terra. Editora Edgard Blücher, Série de textos básicos de

Geociências, USP, São Paulo, SP.

FERREIRA, J. B. (1980) Dicionário de Geociências. Fundação Gorceix, Ouro Preto, MG.

LEINZ, V. e AMARAL, S. E. (1978) Geologia Geral. Companhia Editora Nacional, 7ª edição.

LONG, L. E. (1974) Geology. W. H. Freeman & Co., 2ª edição.

NERY, G. G. et all. (1986) Geologia para Engenheiros de exploração, perfuração e produção.

PETROBRÁS, SEPES-DIVEN-SEN/BA, 3ª edição.

THE AMERICAN GEOLOGICAL INSTITUTE. (1984) Dictionary of Geological Terms. Robert L. Bates

& Julia A. Jackson, Ed., 3ª edição.

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ANEXO

ESCALA GEOLÓGICA DO TEMPO

ERAS PERÍODOS ÉPOCAS Tempo

Decorrido (anos)

Características

Cenozóica

Quaternário Holoceno

Pleistoceno

11.000

1.000.000

Homem; Glaciação no Hemisfério Norte

Terciário

Plioceno

Mioceno

Oligoceno

Eoceno

Paleoceno

12.000.000

23.000.000

35.000.000

55.000.000

70.000.000

Mamíferos;

Fanerógamas2

Mesozóica

Cretáceo 135.000.000

Répteis gigantescos;

Coníferas Jurássico 180.000.000

Triássico 220.000.000

Paleozóica

Permiano 270.000.000 Anfíbios;

Criptógamas3 Carbonífero 350.000.000

Devoniano

400.000.000 Peixes; Vegetação nos continentes

Siluriano 430.000.000 Invertebrados; Grande número de fósseis de vida aquática

Ordoviciano 490.000.000

Cambriano 600.000.000

Pré-Cambriano sup. (Proterozóica)

> 2 bilhões

Restos raros de algas, crustáceos, esponjas e vermes Pré-Cambriano méd.

Pré-Cambriano inf. (Arqueozóica)

Início da Terra

± 5 bilhões (?) Evidências fossilíferas de raras bactérias e fungos (?)

2 Grupo taxionômico vegetal, onde as plantas apresentam aparelho reprodutor evidente. 3 Vegetais que não se reproduzem por meio de flores.

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CAPÍTULO 2

MINERAIS

I Conceitos

Mineralogia é a ciência geológica que trata das espécies inorgânicas chamadas minerais, os

quais, isoladamente ou formando rochas, constituem a Crosta Terrestre e, que se enquadram como

matéria-prima indispensável para o desenvolvimento de uma Nação. É um campo de estudo

integrado, relacionado intimamente, de um lado com a geologia e, de outro, com a física e a química.

Os elementos químicos naturais formam mais de 3.000 diferentes combinações químicas

denominadas minerais, que constituem o reino mineral.

Mineral é um corpo produzido pelos processos da natureza inorgânica, tendo uma

composição química definida capaz de ser expresso por uma fórmula e forma, sob condições

favoráveis, uma certa estrutura molecular característica exibido em sua forma cristalina e outras

propriedades físicas. Um mineral pode ser uma substância homogênea mesmo quando examinado

ao microscópio.

Os minerais são sólidos, com exceção da água e do mercúrio que se apresentam no estado

líquido (CNTP). A água passa para o estado sólido a 0C e o mercúrio a -39°C.

A composição química por si só não é suficiente para a definição das propriedades de um

mineral. Minerais formados de uma mesma composição química, porém com propriedades distintas,

são denominados de polimorfos.

Ex.: C Diamante x Grafite

CaCO3 Calcita x Aragonita

Quando vários minerais possuem composição química diferente, porém cristalizam-se com a

mesma forma, os denominamos isomorfos.

Ex.: Albita (Na)

Oligoclásio

Andesina

Plagioclásio

Labradorita

Bitownita

Anortita (Ca)

A característica essencial do mineral é a sua ocorrência natural. Podem ser:

15

elementos químicos – Cu, Au, Pt, As, S, Hg

compostos químicos – Fe2O3, SiO2, CaCO3

Mineralóides são substâncias formadas por processos orgânicos ou inorgânicos, não

possuindo estrutura interna organizada (amorfos) de ocorrência natural.

Ex.: Âmbar, carvão, petróleo, vidro, opala, etc.

Cristais são minerais que, sob condições favoráveis, podem se manifestar externamente por

superfícies limitantes, planas e lisas.

Um mineral se encontra em estado cristalino quando seus átomos possuem arranjo interno

ordenado e são separados por distâncias interatômicas constantes.

Um sólido cristalino com faces bem formadas, diz-se que é idiomorfo ou euédrico. Se possui

faces imperfeitas é subdiomorfo ou subédrico. Se não possui faces é xenomorfo ou anédrico.

O sólido quando é do tipo cristalino, sem retículo, tem chances de crescer indefinidamente

enquanto houver espaço para tanto. O sólido amorfo não.

O ramo da mineralogia que estuda os cristais é a Cristalografia. Esta trata do sistema de

forma entre os cristais, sua estrutura e formas de agregação.

Minério é toda a massa monomineral, polimineral ou mineralóide de onde se pode extrair

economicamente um elemento químico ou um composto químico.

Ex.: Hematita (Fe2O3) – mineral de ferro

Geralmente o leigo imagina que os minerais ocorrem em grandes depósitos, lençóis, etc. Isto

é fantasia. Os minerais economicamente aproveitáveis estão escassamente dispersos na Crosta

Terrestre, e dificilmente seriam encontrados se não fosse a feliz ocorrência localizada, sob certas

condições geológicas de concentrações capazes de proporcionarem um retorno rápido e lucrativo do

grande investimento que se realiza para sua descoberta.

Dos 3.000 minerais citados anteriormente apenas cerca de 300 são considerados

economicamente interessantes. Além disso, apenas 50 minerais são constituintes mais comuns da

maioria das rochas.

Jazida é qualquer depósito mineral que contenha reservas economicamente desejável de

alguma substância útil.

Mina é uma jazida em produção econômica de um ou mais minerais.

Rocha é um agregado natural de minerais, material vítreo ou orgânico, que forma uma parte

essencial da Crosta Terrestre e tem características químicas e mineralógicas específicas, distintas

16

dos agregados mineralógicos adjacentes. O que caracteriza uma rocha é a sua morfologia,

disposição e percentagem de seus constituintes.

Estudo dos minerais, ou sua identificação, pode ser realizado de duas maneiras.

Macroscopicamente o mineral pode ser observado e analisado em amostras de mão a olho nu, lupa

de mão ou lupa binocular de pequeno aumento.

Microscopicamente, através de microscópios especializados, o petrográfico e o eletrônico.

a) Lupa binocular e microscópio petrográfico.

b) Amostra de granitóide mostrando o esquema de corte para a confecção das lâminas.

c) Lâmina de granitóide, mostrando em primeiro plano um feldspato zonado.

d) Lâmina de granitóide, mostrando em primeiro plano um grão de titanita – esfeno.

Além dos métodos mineralógicos acima referidos, os minerais podem ser identificados por:

análise química – qualitativa e quantitativa;

análise microquímica;

análise termo-diferencial;

raios-X;

análise espectográfica;

outros.

Outro dado de muita importância é a sua ocorrência no campo, ou seja, sua localização.

17

II Propriedades dos minerais

Os minerais se caracterizam por suas propriedades físicas, químicas, óticas e

eletromagnéticas, que permitem sua identificação muitas vezes por testes relativamente simples.

II.1 Propriedades Físicas

II.1.1 Estrutura: refere-se ao arranjo interno dos cristais, onde os átomos são dispostos

regularmente segundo sistemas fixos e constantes.

II.1.2 Hábito Cristalino: muitos cristais apresentam forma própria que é o aspecto apresentado

devido ao maior ou menor desenvolvimento relativo de suas faces. Esta forma externa é uma

reflexão da estrutura interna dos cristais, estando intimamente ligado ao seu retículo. Várias são as

formas que tomam os cristais isolados:

Ex.: prismático, octaédrico, cúbico, romboédrico, dodecaédrico, tabular, lamelar, fibroso, botrioidal,

piramidado, agulha, etc.

II.1.3 Clivagem: é a maior ou menor facilidade que uma substância possui em se dividir em planos

paralelos. A clivagem reflete planos de fraqueza na estrutura e, por conseguinte é geralmente

perpendicular as direções nas quais as ligações iônicas são de baixa resistência. Todas as amostras

18

de uma determinada espécie mineral possuem a mesma clivagem, porque todos apresentam o

mesmo arranjo interno comum dos átomos e, portanto, as mesmas direções de fraqueza.

A clivagem pode ser: proeminente (micas, galenas); perfeita (feldspatos); distinta (fluorita) e

indistinta (apatita).

A clivagem pode ser em uma direção, lamelar (micas), três direções, cúbica (halita), etc. Não

se deve confundir planos de clivagem com faces de um cristal, embora ambos sejam planos do

retículo cristalino, a clivagem representa características internas da estrutura do mineral, enquanto

as faces de um cristal representam terminações de crescimento que, uma vez destruídas, não

admite duplicações por subdivisões sucessivas.

II.1.4 Dureza: é a resistência oferecida por um mineral à abrasão ou ao risco. Essa propriedade

ajuda no reconhecimento rápido dos minerais. Todo mineral tem uma dureza ou variação de dureza

que, em última análise, depende da resistência das suas ligações químicas.

Os graus diferentes de dureza podem ser determinados riscando um mineral com o outro.

Esta operação relativamente simples quebra as ligações e desorganiza o arranjo atômico do mineral

mais mole. Indica-se a dureza de um mineral, ou de qualquer outra substância em termos da Escala

de Mohs. Esta consiste de 10 minerais arranjados na ordem crescente de dureza.

Para testes de dureza, traço, cor e outros, deve-se tomar superfícies frescas, não alteradas

do mineral, pois superfícies alteradas apresentam propriedades um pouco diferentes.

Escala de MOHS

mineral padrão composição química dureza

Talco hidrosilicato de magnésio 1

Gipsita sulfato hidratado de cálcio 2

Calcita carbonato de cálcio 3

Fluorita fluoreto de cálcio 4

Apatita fluorfosfato de cálcio 5

Ortoclásio silicato de alumínio e potássio 6

Quartzo sílica ou bióxido de silício 7

Topázio flúor silicato de alumínio 8

Corindon óxido de alumínio 9

Diamante carbono puro 10

II.1.5 Tenacidade: é a resistência que os minerais oferecem ao choque, corte e esmagamento. Os

minerais quanto à tenacidade podem ser denominados de:

quebradiço: quando quebra ou pulveriza facilmente ao ser golpeado – diamante e quartzo;

maleável: quando esmagado se reduz a uma lâmina – ouro;

dúctil: quando pode ser estirado para formar fios – cobre;

19

séctil: quando se corta em lâminas com facilidade – talco, gipsita;

elástico: quando cessada a pressão original o mineral retorna à sua forma normal – mica;

plástico: quando cessada a pressão original o mineral não retorna à forma normal – talco.

II.1.6 Fratura: é a maneira pela qual o mineral rompe ao longo de uma superfície que não seja de

clivagem. Numa fratura as ligações químicas são rompidas de um modo irregular, não relacionado

com a simetria da estrutura interna. As fraturas dos minerais são expressas por termos que dão uma

idéia da natureza do rompimento. Ela é denominada conchoidal, quando as superfícies são lisas e

curvas, semelhantes à superfície interna das conchas – quartzo, vidro vulcânico. Quando o mineral

se rompe mostrando estilhaços ou fibras, diz-se que ela é estilhaçada ou fibrosa – amianto.

Serrilhada é o nome dado à superfície de fratura que mostra bordas denteadas, irregulares e

cortantes.

II.1.7 Peso Específico ou Densidade Relativa: densidade é um número adimensional, que indica

quantas vezes um certo volume desse mineral é mais pesado que um mesmo volume de água

destilada, a uma temperatura de 4C.

A título de ilustração foram relacionados alguns minerais mais conhecidos com suas

respectivas densidades relativas:

Halita 2,10 Dolomita 2,87

Grafita 2,20 Hematita 5,26

Quartzo 2,65 Mercúrio 13,60

Calcita 2,71 Ouro 19,40

A maioria dos minerais formadores de rochas possui densidades de 2,5 a 4,0 e, os minerais

minérios, de 4,0 a 7,5.

A densidade é uma propriedade importante na identificação dos minerais, principalmente

quando se manuseia cristais raros ou pedras preciosas, porquanto muitos testes ou ensaios

danificam as amostras.

II.2 Propriedades Óticas

II.2.1 Transparência: é a propriedade dos minerais quanto à penetração da luz.

transparente: quando vemos objetos com nitidez através dos minerais – quartzo, diamante;

translúcido: quando só deixa passar a luz, não permitindo a observação de objetos através

dele – opala, calcedônia;

opaco: quando não se deixa atravessar pela luz incidente – galena, magnetita.

20

II.2.2 Brilho: é a capacidade que os minerais possuem de reflexão da luz incidente em suas faces.

Podemos reconhecer dois tipos de brilho:

metálico: é uma propriedade dos minerais opacos. Um mineral tem brilho metálico, quando

apresenta aspecto de um metal polido – hematita, pirita, galena, ouro;

não metálico: é uma propriedade característica dos minerais transparentes e translúcidos –

quartzo, calcita, enxofre, diamante.

Há vários tipos de brilho não metálico, tais como:

vítreo: semelhante ao dos vidros – quartzo, topázio, berílio;

resinoso: semelhante ao do breu do enxofre nativo;

perláceo ou nacarado: semelhante ao da madrepérola como a gipsita lamelar, superfície de

clivagem dos feldspatos, e algumas amostras de calcita;

sedoso: típico dos minerais fibrosos – crisotila4;

adamantino: característico do diamante, rutilo, esfalerita. Não é fácil definir este tipo de brilho

e, para quem não tem prática, um brilho vítreo cintilante poderá ser confundido com o brilho

adamantino;

ceroso: é o que lembra o aspecto de um pedaço de cera – calcedônia.

II.2.3 Cor: é uma das propriedades óticas mais importantes para a determinação dos minerais. A

cor é função da absorção seletiva de certos comprimentos de onda da luz por alguns átomos dos

minerais. Uma fração de luz é refletida e a outra é transmitida.

A cor raramente é útil ao diagnóstico de minerais por causa das impurezas que os mesmos

possuem, bem como em conseqüência do estado de cristalinidade e de imperfeições estruturais,

que exercem ampla influência na cor resultante.

O quartzo pode ser incolor, leitoso, enfumaçado, róseo ou ainda admitir várias tonalidades

devido às impurezas. O mesmo acontece com a fluorita. Quanto à cor, os minerais podem ser:

idiocromáticos: são minerais que tem cor própria, constante para a mesma espécie mineral –

S, cinábrio, malaquita;

alocromáticos: são os minerais de cores variáveis – quartzo, fluorita.

II.2.4 Traço: a cor do pó deixado por um mineral sobre um outro que lhe seja mais duro é

conhecido como sendo o seu traço. A cor do traço dos minerais é freqüentemente usada na sua

identificação, principalmente dos minerais metálicos ou dos minerais idiocromáticos.

Para aferir a cor dos minerais se usa geralmente uma placa de porcelana branca, cuja dureza

é aproximadamente igual a 7. Os minerais de dureza inferior a 7 deixam nessa placa um traço cuja

cor será melhor apreciada espalhando-se o pó, muito fino, que caracteriza o traço.

21

O traço é muitas vezes mais importante na identificação de um mineral, do que sua cor, uma

vez que a influência do estado de agregação será menor5. A cor do mineral pode ser diferente do

traço:

mineral cor traço

Ouro amarelo amarelo

Pirita amarelo cinza esverdeado

Magnetita cinza escuro preto

Hematita escuro avermelhado

Limonita escuro amarelo

II.2.5 Luminescência: qualquer emissão de luz por parte dos minerais, que não seja resultante de

incandescência, é conhecido como luminescência.

II.2.6 Fluorescência: alguns minerais se tornam luminescentes quando expostos à luz ultravioleta,

raios-X ou raios catódios. Neste caso eles são ditos fluorescentes. Se a luminescência persiste após

a extinção da fonte luminosa, o mineral é dito fosforescente.

II.3 Propriedades Elétricas, Magnéticas e Radioativas

II.3.1 Piezoeletricidade: se uma carga elétrica é desenvolvida na superfície de um cristal em

conseqüência de pressões exercidas nas extremidades de seu eixo cristalográfico, o cristal é dito

possuir piezoeletricidade.

O quartzo é o mineral piezoelétrico mais importante, sendo bastante sensível a este

fenômeno, por isso muito empregado na indústria eletrônica.

II.3.2 Piroeletricidade: o desenvolvimento simultâneo de cargas elétricas, negativas e positivas, nas

extremidades opostas de um cristal, sob determinadas condições de mudanças de temperatura, é o

que se denomina piroeletricidade. Ex.: Turmalina

II.3.3 Magnetismo: àqueles minerais, que em condições naturais são atraídos por um imã são ditos

magnéticos. Poucos minerais são magnéticos naturalmente. Ex.: Magnetita e Pirrotita

II.3.4 Radioatividade: são vários os minerais radioativos, isto é, minerais que emitem energia ou

partículas que impressionam uma chapa fotográfica. Os elementos mais radioativos são: Ra, Th, U.

Dentre os minerais radioativos, temos: monazita, pirocloro, uraninita.

4 Variedade de serpentina, conhecida por asbesto ou amianto, cujas fibras lembram perfeitamente o aspecto de fios de

seda. 5 Dimensões dos grãos, compactação, etc.

22

II.4 Propriedades Químicas

A composição dos minerais é de importância fundamental, pois suas propriedades químicas e

demais propriedades são, em grande parte, funções dela.

Todavia, essas propriedades dependem não somente da composição química, mas da

geometria – ou arranjo atômico – e da natureza das forças elétricas que agrupam os átomos.

De acordo com o esquema de classificação de Dana (1912) os minerais são divididos em

classes, dependendo do grupo de ânions predominantes.

Assim, os minerais que possuem o mesmo grupo aniônico em sua composição possuem uma

inconfundível série de semelhanças, muito mais acentuadas e mais marcantes que aqueles reunidos

em grupos catiônicos.

Deste modo, um carbonato de ferro – siderita, guarda uma semelhança muito maior com os

demais carbonatos, do que, digamos, com um sulfeto de ferro – pirita.

Alguns minerais são constituídos por um único elemento químico – Au, Pt, Ag, S, diamante e

grafite. Como existem na Natureza livres de qualquer combinação são denominados de elemento

nativos.

Os outros minerais são compostos químicos, por vezes bastante complexos, podendo ser

agrupados nas seguintes classes:

1 Elementos Nativos 7 Nitratos

2 Sulfetos 8 Boratos

3 Sulfossais 9 Fosfatos

4 Óxidos 10 Sulfatos

5 Halogenados 11 Tungstatos

6 Carbonatos 12 Silicatos

III Principais classes minerais

As tabelas contendo alguns nomes de minerais seguem o esquema a seguir:

nome C.Q.6 S.C.

7 cor traço D

8 d

9 observações

6 C.Q. – composição química. 7 S.C. – sistema cristalino. 8 D – dureza. 9 d – densidade.

III.1 ELEMENTOS NATIVOS

Ouro Au Sistema cúbico amarelo amarelo 3 19 bom condutor de calor e eletricidade;

maleável;

sempre c/Ag

Prata Ag Sistema cúbico branco branco 2,5 10,5 excelente condutor de calor e eletricidade;

muito maleável;

freq. c/Hg, Cu e Au

Cobre Cu Sistema cúbico vermelho vermelho 3 8,5 maleável;

excelente condutor de eletricidade;

freq. c/Fe, Ag e Au

Ferro Fe Sistema cúbico cinza a preto cinza 4,5 7,5 raro;

maleável;

magnético;

oxida-se fácil ao ar

Platina Pt Sistema cúbico cinza cinza 4,5 17 raro;

maleável;

magnético (c/Fe);

bom condutor de eletricidade

Arsênico As Sistema trigonal preto cinza 3,5 5,5 raro;

aquec. à chama de vela, produz fumaça branca e cheiro de alho

Enxofre S Sistema rômbico amarelo amarelo 2 2 queima com chama azul;

odor característico de SO2

Diamante C Sistema cúbico incolor – 10 3,5 excelente dureza;

uso joalheria, abrasivo, etc.

Grafite C Sistema hexagonal preto preto 1 2 bom condutor de eletricidade;

uso diversos ramos da indústria

24

III.2 SULFETOS

Pirita FeS2 Sistema cúbico amarelo ou marrom escuro

amarelo esverdeado 6 5 sulfeto + comum;

não é riscado p/aço (canivete);

chamado de “ouro dos trouxas”

Galena PbS Sistema cúbico cinza cinza 2,5 7,5 assoc. c/qzo, blenda, pirita, calcita e fluorita, c/Ag;

+ importante minério de Pb

Calcopirita CuFeS2 Sistema tetragonal amarelo preto esverdeado 4 4 facilmente oxidado (malaquita e calcosina);

principal minério de Cu

Blenda ou Esfalerita ZnS Sistema cúbico castanho escuro castanho claro 4 4 termoeletricidade polar;

principal minério de Zn

III.3 ÓXIDOS

Hematita Fe2O3 Sistema trigonal cinza a preto vermelho 5,5 5 importantes reservas de Fe;

também usado c/pigmento

Limonita FeO(OH).nH2O amorfa castanho a preto

marrom amarelado

5 4 contém 15% de água;

assoc. c/hematita e pirolusita;

usado c/pigmento (amarelo-ocre) e c/minério de Fe

Magnetita Fe3O4 Sistema cúbico preto preto 6 5 fortemente magnética

Cromita FeCr2O4 Sistema cúbico preto castanho 6 4,5 único minério de Cr

Pirolusita MnO2 Sistema tetragonal preto preto 1,5 5 (agr)

5,5 (crst)

dissolve em HCl c/desprendimento de Cl;

suja os dedos

Manganita MnO2.Mn(OH)2 Sistema monoclínico preto castanho 3,5 4 frequentemente associado c/pirolusita;

dissolve em HCl conc. c/desprendimento de Cl;

Psilomelano mMnO.MnO2.nH2O Sistema rômbico preto preto 5 4,5 frequentemente associado c/pirolusita

Cassiterita SnO2 Sistema tetragonal castanho a preto

castanho escuro 6,5 7 é a única matéria prima p/indústria de Sn

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III.4 HALOGENADOS

Halita NaCl Sistema cúbico icolor branco

vermelho

– 2 2 sabor salgado;

usado c/produto alimentício, meio de conservação de alimentos, indústria química, ...

Silvita KCl Sistema rômbico incolor – 2 2 sabor + salgado que halita;

é dos últimos sais a precipitar;

fonte de K, fertilizantes

Carnalita KMgCl3.6H2O Sistema rômbico branco – 2,5 1,5 deliqüescente: capaz de ficar líquido em contato c/ar;

fonte p/extração de K e Mg

III.5 CARBONATOS

Calcita CaCO3 Sistema trigonal

incolor ou branco leitoso

– 3 2,5 efervesce c/HCl frio;

qdo. transparente é usado p/confecção de instrumentos óticos;

uso c/corretivo da acidez do solo, ...

Dolomita CaMg(CO3)2 Sistema trigonal

branco acinzentado – 3,5 2 reage c/HCl qdo. reduzido a pó;

usado como material de construção, fundente de alto forno, forro refratário (conversão de aço) e matéria prima p/certos tipos de cimento

Siderita FeCO3 Sistema trigonal

branco – 4 4 torna-se magnético qdo. aquecido em chama de vela

III.6 FOSFATOS

Apatita Ca5(F,Cl,OH)(PO4)3.HNO3.H2SO4 Sistema hexagonal

incolor – 5 3 dissolve em HCl;

usado c/fertilizante, cerâmica muito resistente, ...;

é o único minério de P comum;

Colofana: apatita maciça, criptocristalina (rocha fosfatada de origem fóssil).

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III.7 SULFATOS

Anidrita CaSO4 Sistema rômbico

branco – 3,5 3 na presença de umidade transforma-se em gipsita;

usado p/fabricação de cimento, ácido sulfúrico e gesso

Gipsita CaSO4.2H2O Sistema monoclínico

branco – 2 2,5 usado na fabricação de gesso, ornamentação e de cimento tipo Portland.

III.8 SILICATOS

Os silicatos formam os minerais mais freqüentes da Crosta e encerram o maior número de espécies. A sua sistemática é bastante complexa. A

célula unitária é o tetraedro, que pode se encontrar isolado, em cadeia e em 3 dimensões.

Quanto às propriedades físicas e mecânicas os silicatos se caracterizam pela falta de cor própria, sem aspecto metálico, pelo traço branco, dureza

muito variada e densidade baixa.

GRUPO DA SÍLICA

Quartzo SiO2 Sistema trigonal

icolor branco cinza

– 7 2,7 possui forte tendência a piro e piezoeletricidade;

grande estabilidade física e química;

uso c/pedra preciosa, material de construção, ind. do vidro, abrasivos, aparelhos óticos, prisma, lentes na reprodução de luz monocromática, ind. eletrônica, ...

Variedades:

a) variedades cristalinas de granulação grosseira:

Cristal de Rocha: quartzo incolor, cristais bem desenvolvidos;

Ametista: quartzo violeta, coloração devido ao íon férrico;

Qzo. Róseo: sem forma definida, tem sua cor devido ao Ti;

Qzo. Enfumaçado: cor parda devido à exposição a materiais radioativos (não bem esclarecido);

Qzo. Citrino: cor amarelo claro, também conhecido como “Falso Topázio”;

Qzo. Leitoso: cor branco-leitoso devido a diminutas inclusões de fluídos, geralmente de brilho graxo.

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b) variedades criptocristalinas:

Também denominado quartzo fibroso, inclui as variedades ágatas e calcedônias. A cor e a distribuição das faixas dão origem às seguintes

variedades:

Cornalina: cor vermelha;

Sardo: cor parda;

Crisoprásio: cor verde-maçã;

Ágata: apresenta camadas alternadas de calcedônia e opala, ou qzo. criptocristalino granular. Diversas cores distribuídas irregularmente;

Heliotrópio ou Pedra de Sangue: cor verde c/manchas vermelhas.

c) variedades granulares:

Sílex – semelhante à calcedônia na aparência, porém opaco e varicolorido, de cores escuras;

Chert – semelhante ao sílex, porém de cores claras;

Jaspe – cor vermelho devido às inclusões de hematita;

Prásio – cor verde opaco;

Ônix – cores escuras, castanho, marrom ou preto;

Flint – cor preto;

Novaculite – cor branco.

continuação do Grupo da Sílica

Opala SiO2.nH2O amorfo incolor – 5 2 deposita graças ao resfriamento de águas termais – geisers;

usado c/adorno ou p/polir metais e rochas, produção de filtros, ...

Tridimita SiO2 Sistema rômbico

incolor – 7 2,26 polimorfo do qzo

Cristobalita SiO2 Sistema tetragonal

incolor ou branco

– 7 2,32 polimorfo do qzo

Observação: cada um destes tipos estruturais pode ser transformado em outro mediante o rompimento das ligações silício-oxigênio e rearranjo

dos tetraedros em novos padrões. Os polimorfos são: Quartzo, Tridimita, Cristobalita, Coesita, Sílica Fibrosa

28

GRUPO DOS FELDSPATOS

Os feldspatos constituem um grupo de minerais dos mais importantes e dos mais abundantes. São alumino-silicatos de K, Na e Ca.

A estrutura cristalina é constituída por um tetraedro de AlO4 ligado a outro tetraedro de SiO2, formando uma estrutura tridimensional. Na estrutura

dos feldspatos o Al não é constituinte substituível, cuja percentagem varie de amostra para amostra, ou que possa ser substituído pelo silício, sendo

portanto um constituinte essencial, a não ser com a quebra da estrutura cristalina.

Os feldspatos se alteram e transformam em minerais argilosos sob a ação de águas contendo CO2.

Formam dois grandes subgrupos: feldspatos potássicos e feldspatos calco-sódicos (ou plagioclásios).

FELDSPATOS POTÁSSICOS

Ortoclásio

KAlSi3O8

Sistema monoclínico verde incolor branco creme cinza

vermelho

–

6

2,5

usados na indústria cerâmica, porcelana, vidro, ...

Microclínio Sistema triclínico

FELDSPATOS CALCO-SÓDICOS (ou PLAGIOCLÁSIOS)

NaAlSi3O8

Albita (Na)

Oligoclásio

Andesina

Labradorita

Bitownita

Anortita (Ca)

% Albita

100 – 90

90 – 70

70 – 50

50 – 30

30 – 10

10 – 0

% Anortita

0 – 10

10 – 30

30 – 50

50 – 70

70 – 90

90 – 100

Sistema triclínico

incolor branco

cinza azulado

–

6

2,6

forma uma série isomorfa completa

29

GRUPO DOS FELDSPATÓIDES

Obs.: quimicamente semelhante aos feldspatos, porém c/menor teor em sílica.

Nefelina (Na,K)AlSiO4 Sistema hexagonal incolor branco acizentado

cinza

–

5,5

2,6 usado na indústria do vidro

Leucita K(AlSi2O6) dimorfa:

T>620C – Sistema cúbico

T<620C – Sistema tetragonal

incolor branco cinza

–

5,5

2,5 matéria prima p/obtenção K e Al metálico

GRUPO DAS MICAS

Muscovita KAl2(AlSi3O10).(OH)2 Sistema monoclínico

incolor – 2,5 3 entumecem, produzindo água p/aquecimento;

usado c/isolante térmico, condens. p/telefones, lâmpadas elétricas, ...

Biotita K(Mg,Fe)3(AlSi3O10).(OH)2 Sistema monoclínico

preto castanho

– 2,5 2,5 entumecem

GRUPO DA CLORITA

Clorita Mg6(Si4O10).(OH)8 Sistema monoclínico

verde – 2,5 2,5 normalmente em rochas metamórficas;

de origem secundária p/alteração de silicatos de Fe e Al;

em pó é usada na fabricação de papel

GRUPO DOS PIROXÊNIOS

Obs.: os piroxênios pertencem ao grupo dos inosilicatos, no qual os tetraedros de silício estão ligados na cadeia pelo O de cada tetraedro adjacente.

Augita Ca(Mg,Fe,Al)[(Si,Al)2O6] Sistema monoclínico verde escuro preto – 5,5 3,5

30

GRUPO DOS ANFIBÓLIOS

Obs.: os anfibólios formam um grupo paralelo ao dos piroxênios, porém com a presença da hidroxila na sua composição.

Hornblenda Ca2Na(Mg,Fe)4(Al,Fe)[(Si,Al)4O11](OH)2 Sistema monoclínico

verde castanho

– 5,5 3 clivagem boa em 2 direç. c/ângulos

de 56 e 124;

cristais prismáticos alongados

GRUPO DAS ARGILAS

Os argilo-minerais podem ser definidos de 3 modos:

1. Tamanho das partículas – qualquer partícula menor que 4 (0,004 mm) é considerada argila, não importa que seja quartzo, feldspato ou calcita. É

uma definição puramente textural (granulométrica). É a definição usada pelos Sedimentólogos e Oceanógrafos.

2. Estrutura e composição mineralógica – as argilas são hidrosilicatos de Al. Quanto a estrutura dos minerais de argilas, estes são caracterizados pela

estrutura em folhas, denominada foliar, onde os tetraedros de SiO4 e os tetraedros de Al2O6 são como que empilhados regularmente em camadas.

Caulinitas – sistema monoclínico, incolor (lâminas soltas) e branco (massa), D = 1 e d = 2,5. Tem sua aplicação em vários ramos da indústria tais

como a de cerâmica, papel, tintas, matéria impermeável e protetora, etc.

Esmectitas (ou Montmorilonitas) – de cor branca, densidade inconstante. Uso, pela grande capacidade adsorvente, na indústria do petróleo (limpar

impurezas), industria têxtil, indústria de cosméticos, etc..

Illitas – de composição química inconstante, normalmente é produto da hidrólise parcial da muscovita.

Estes 3 subgrupos são definidos ou identificados através de exame de raios-X, análise termo-diferencial ou microscópio eletrônico. São na

realidade os verdadeiros minerais de argila.

31

3. Petrografia microscópica: além das caulinitas, esmectitas e illitas, são incluídas as micas menores que 20.

4. Observações

Texturalmente falando, as argilas nunca são mineralógicamente puras, mas grande parte é plástica quando misturada com água. Esta plasticidade

é conferida pela presença da esmectita, geralmente presente.

A estrutura da esmectita é do tipo T–O–T, e a atração interfoliar é muito fraca, permitindo a mesma reter água ou substâncias orgânicas polares

(glicol, glicerina, álcool, etc.) entre suas camadas.

Quando aquecida a 200C, a esmectita possui uma eqüidistância de 9,8 Å, entre suas camadas foliares. Colocada numa atmosfera de vapor

d’água, essa eqüidistância ultrapassa a 20 Å. Quando isto acontece, diz-se que a esmectita incha.

De um modo geral, as esmectitas sódicas tendem a permanecer em suspensão na água. A cálcica tende a flocular. A magnesiana tende a

permanecer no meio termo.

As caulinitas formam argilas muito estáveis devido a sua estrutura que não se expande em contato com a água. Quando estão úmidas são

moderadamente plásticas e não estão sujeitas a aumento de volume ou expansão quando se saturam, como as esmectitas.

As illitas tem uma estrutura com menor atração à água que as anteriores, apresentando uma capacidade de hidratação mais limitada. Assim suas

propriedades expansivas são também menores e seus coeficientes de atrito interno são mais elevados do que os das esmectitas.

GRUPO DAS OLIVINAS (ou PERIDOTOS)

Forsterita Mg2SiO4

Sistema rômbico

incolor

–

7

3

formam uma série isomorfa.

Fayalita Fe2SiO4 amarelo escuro a

preto

32

OUTROS SILICATOS

Granada a3b2(SiO4)3

sendo:

a = Ca, Mg, Fe e Mn

b = Al, Fe, Ti e Cr

Sistema cúbico

varicolorida – 7 4 cor varia conforme a composição;

comum em rochas metamórficas;

usado em joalheria, c/abrasivo, ind papel, fáb. de lixas (p/ polimento de madeira, vidros, peles, ...)

Turmalina (Na,Ca).(Mg,Al)6.[B3Al3Si6.(O,OH)30] Sistema trigonal

varicolorida – 7,5 3 cor depende da composição;

propriedade piezoelétrica;

usado em joalheria, radiotecnia, fab. de placas p/estabilizar as ondas das emissoras

Berilo Be3Al2(Si6O18) Sistema hexagonal

varicolorido – 8 2,5 cor variada;

variedades: esmeralda e água marinha

uso na ind. de aviação, medicina, ...

IV Guia p/descrição macroscópica de minerais

IV.1 Propriedades Cristalográficas

a) forma dos cristais, classe de simetria e sistema;

b) grau de perfeição, tamanho dos grãos;

c) tipo de agrupamento, maclas;

d) imperfeições dos cristais – estrias, faces curvas, figuras de corrosão;

e) hábito.

IV.2 Propriedades Físicas

a) clivagem, fratura, partição;

b) dureza;

c) tenacidade;

d) densidade;

e) propriedades dependentes da luz – brilho, cor (zonações), traço, transparência, luminescência, etc.;

f) propriedades magnéticas;

g) outras propriedades físicas particulares.

Bibliografia

Barbosa, A. L. M. (1968). Curso de Geologia. UFOP, Ouro Preto, MG. 1° fascículo.

Betejtin, A. (1977). Curso de Mineralogia. Editora Mir, Moscou, 3ª edição.

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Wanderley, P. R. M. et al. (1984). Noções de Minerais e Rochas. Editora da Universidade Federal de

Alagoas.

CAPÍTULO 3

ROCHAS ÍGNEAS

I INTRODUÇÃO

A parte sólida da terra, que é acessível às nossas observações, é denominada Crosta

Terrestre. Esta é constituída por massas grandes e pequenas, distintas entre si, mas que se

reduzem a um número limitado de tipos que são conhecidos como rochas.

Uma rocha pode ser constituída de um – monominerálicas: calcário, ou vários minerais –

poliminerálicas: granito, sendo o último o mais comum. Existem, todavia, rochas que fogem aos

exemplos acima porquanto são constituídas de material vítreo, amorfo e de composição variada, que

resultam de um rápido resfriamento – lavas vulcânicas. Outra exceção é fornecida pelas rochas de

natureza biológica, como o carvão.

Rocha, portanto, pode ser definida como sendo um agregado natural de minerais, material

vítreo ou orgânico, que forma uma parte essencial da Crosta Terrestre, e tem características

químicas e mineralógicas específicas, distintas dos agregados mineralógicos adjacentes.

Minerais ainda não consolidados, tais como argila, areia e cascalho, são melhor designados

de sedimentos10

ou de solo11

. Os solos são sempre rasos e formam um manto que recobre as

rochas da Crosta Terrestre, originados pela alteração superficial das rochas do substrato. O

conhecimento dos solos tem importância especial para a agricultura, sendo estudado através da

pedologia e edafologia.

II CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS

Petrologia é o estudo geral das rochas, envolvendo a sua constituição, modo de ocorrência,

distribuição e origem. Petrografia é a parte que se ocupa do estudo descritivo dos tipos de rocha. Na

petrografia são utilizados métodos macro e microscópicos. Petrogênese é a parte da petrologia que

se ocupa da origem das rochas.

De acordo com a sua origem ou gênese, as rochas podem ser classificadas em 3 grandes

grupos: Rochas Ígneas ou Magmáticas, Rochas Sedimentares e Rochas Metamórficas. As rochas de

origem ígnea constituem cerca de 95% do volume total da Crosta12

, enquanto que as rochas

sedimentares, apesar de contribuírem com 5% do volume, cobrem 75% da superfície terrestre.

As rochas terrestres não constituem massas estáticas. Elas fazem parte de um planeta cheio

de dinâmica – variações de temperatura e pressão, abalos sísmicos e movimentos tectônicos. Da

mesma forma, as atividades de intemperismo causam constantes alterações sobre as rochas.

10

se já sofreram algum tipo de transporte pelo vento, água, gelo, etc... 11

se ainda não sofreram transporte. 12

Mas ocupam apenas 25% da sua superfície.

35

As rochas superficiais da Terra sofrem constante intemperismo, e lentamente reduzem-se em

fragmentos, incluindo tanto os detritos sólidos da rocha original como os novos minerais formados

durante o intemperismo. Os agentes de transporte redistribuem o material fragmentado sobre a

superfície, depositando-o como sedimentos, que se transformam em rochas sedimentares. Estas,

por aumento de pressão e temperatura geram as rochas metamórficas. Aumentando a pressão e a

temperatura até determinado ponto, ocorrerá fusão parcial e novamente a possibilidade de formação

de rocha ígnea, dando-se início a um novo ciclo.

Ciclo da Rochas

Ocorrência das Rochas na Litosfera

Relação segundo Volume

95%

5%

Rochas Ígneas

Rochas Sedimentares

Relação segundo a Área

75%

25%

III CONCEITO DE MAGMA

Magma é uma massa fundida, ou semi-fundida, que se origina no interior da Crosta Terrestre,

constituído por uma solução de silicatos, mantido líquido por uma temperatura extremamente

elevada – milhares de °C. O magma contém geralmente um alto teor de vapor d’água e outros

gases, além de alguns cristais já solidificados.

fase gasosa: vapor d’água, HCl, HF, H2SO4, etc;

fase sólida: minerais formados à grandes profundidades – intratelúricos.

Os magmas apresentam composições diferentes dependendo da sua localização no interior

da Terra, de sua origem, e geram pela sua solidificação um conjunto de rochas com composição

similares, complementares ou interligados. A composição dos magmas irá refletir, obviamente, na

composição mineral das rochas deles provenientes.

A teoria da Cristalização Fracionada do Magma nos diz que um único tipo de magma, através

da diferenciação magmática, originaria as várias rochas. Se o resfriamento lento é interrompido –

resfriamento rápido – haveria, por exemplo, zonações em plagioclásios.

Estágios de consolidação do magma:

1. Magmático ou Ortomagmático (1200–1700C): formam-se os principais minerais, cristalizando

toda parte não volátil13

;

2. Pegmatítico e Pneumatolítico (600–500C e 500–400C): o vapor a alta temperatura tem o poder

de dissolução muito grande.

Pegmatítico: fases carregam consigo fragmentos de rocha e dissolve outras substâncias que

penetram em fraturas, etc.

Pneumatolítico: fluídos e gases, reagem com a rocha, formado no estado ortomagmático14

.

3. Hidrotermal (400–100C): sobra a parte mais solúvel do magma, precipitando ao longo de

fraturas, formação de quartzo.

4. Sulfatada (<100C): sobram gases sulfatados, formando sulfetos e sulfatos.

IV CONCEITO DE ROCHA ÍGNEA

Rochas ígneas são aquelas produzidas pelo resfriamento e solidificação do magma. A

palavra ígnea significa que a fluidez do magma é devido a alta temperatura. As rochas ígneas são

também consideradas como sendo primárias, pelo fato de se originarem por resfriamento e

consolidação de um magma, podendo posteriormente derivar em rochas sedimentares e

metamórficas.

13

Sobram líquidos e voláteis. 14

Reage também com a rocha encaixante.

37

É comum no vulcão em atividade o extravasamento do magma, que recebe o nome de lava

ao atingir a superfície terrestre. Entretanto, nem sempre o magma atinge a superfície, esfriando-se

em profundidade e transformando-se em rocha. A diferença entre o magma e a lava está em que a

última é desprovida dos constituintes voláteis, os quais se perdem na atmosfera. A grosso modo,

magmas cristalizados a grandes profundidades solidificam-se lentamente formando cristais bem

desenvolvidos, enquanto os extrudidos na superfície originam rochas de granulação fina ou mesmo

vítrea sem cristais desenvolvidos.

Fundamentalmente as rochas ígneas se caracterizam por:

1. Ausência de fósseis: é insuficiente para provar que a rocha é ígnea mas ajuda. Essa ausência

é motivada pelas elevadas temperaturas a que estão submetidas as rochas ígneas, temperaturas

estas capazes de carbonizarem qualquer matéria orgânica presente;

2. Composição: a presença de vidro indica sempre uma rocha de origem ígnea. A abundância de

feldspato, desde que não ocorram estruturas tipicamente sedimentares ou metamórficas, pode ser

considerada diagnóstica;

3. Textura: é o conjunto de caracteres que resultam do grau de cristalização, da forma, do

tamanho e de maneira pela qual os cristais estão arranjados na rocha. É a feição ou o aspecto da

rocha. Um estudo completo da textura só pode ser feito ao microscópio;

4. Estrutura: é o conjunto de caracteres que se exprime descontinuidade ou variações na textura.

V VULCANISMO

É o conjunto de fenômenos que provocam a saída de material magmático à superfície

terrestre.

Tipos de vulcanismo:

1. Vulcanismo de Fissura: é o tipo que propicia o extravasamento de material magmático na

superfície através de amplas fraturas na Crosta Terrestre, denominados GEOCLASES. Este tipo de

vulcanismo foi muito importante no passado geológico, superando de muito o vulcanismo de erupção

central – Mesozóico. Atualmente só se verifica este tipo na Islândia – Mar do Norte. O maior derrame

já estabelecido foi na Bacia do Paraná. Este último ocupou extensão de aproximadamente 1.200.000

Km², envolvendo espessuras consideráveis de rochas basálticas – básicas, que definem uma

possibilidade de ordem econômica – Cretáceo.

2. Vulcanismo de Erupção Central: é aquele no qual a saída à superfície do material magmático

se dá através de um conduto, com seção aproximadamente circular. Pode ocorrer fraturas em torno

do vulcão devido a grandes explosões, inclusive atingindo a câmara magmática.

Aparelho vulcânico

Cr – cratera; E – escoamento da lava; CA – cone parasita (adventício); d – dique; Ch – chaminé; CM – câmara

magmática; T – soleira (trefa).

São produtos vulcânicos:

Lavas: é material magmático que perde seus constituintes voláteis na superfície. Pode ser em

blocos (aa), cordadas (pahoehoe) ou almofadadas (pillow lavas).

Gases: é constituído pelos materiais voláteis. Os principais são H215

, CO2, N2, S2, ou SO2.

Materiais Piroclásticos ou Ejetóricos: fragmentos lançados de material rochoso o mais variado.

Bombas ou blocos (>5 cm), lapili (2 mm<<5 cm), areia vulcânica (0,05 mm<<2 mm) e cinza

vulcânica (<0.05 mm).

VI PLUTONISMO

É o conjunto de fenômenos magmáticos que provocam a intrusão de massas ígneas no

interior da Crosta Terrestre, segundo os tipos a seguir:

1 Plutões Concordantes: localizam-se paralelamente em relação à estratificação ou à

xistosidade das rochas encaixantes.

Sill: tem forma tabular e dimensões variáveis.

Lacólito: tem forma lenticular – lente, com base plana e topo convexo. É dado pela consolidação

de magmas muito viscosos.

Lopólito: tem forma lenticular, convexo inferiormente e côncavo na sua parte superior.

15

Vapor – 80-95% – sendo juvenil ou proveniente do magma, e água meteórica, vulcões inativos.

39

Alguns tipos de estruturas de rochas ígneas plutônicas ou intrusivas

2 Plutões Discordantes: independem da estrutura da rocha encaixante. Os corpos magmáticos

cortam discordantemente a estratificação ou a xistosidade.

Batólito: tem forma irregular, constituído de material ácido, que ocupa as raízes das regiões

montanhosas, possuindo superfícies laterais delimitantes que divergem no sentido das regiões

gradativamente mais profundas, não apresentando por isso terminação basal no sentido mais

geral.

Batólito > que 100 km²

Stock: igual ao batólito, com exceção da respectiva envergadura – ou apófise.

Stock até 100 km²

Chaminé (Neck): tem forma aproximadamente cilíndrica, que corresponde a antigos condutos

alimentadores de vulcões.

Dique: tem forma tabular, e secciona a estrutura da rocha encaixante.

Bloco-diagrama mostrando as relações estruturais de vários corpos ígneos intrusivos e extrusivos,

e rochas encaixantes (seg. F. F. Young, in Emmons et al., 1960)

VII CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS ÍGNEAS

São vários os critérios que se pode adotar para a classificação das rochas ígneas.

Petrograficamente podem ser classificadas de acordo com sua gênese, textura, composição

química.

VII.1 Quanto à gênese

1. Rochas Plutônicas: que se formam pela consolidação do magma em profundidade. O

resfriamento ocorre de forma lenta, dando possibilidade dos cristais se desenvolverem

sucessivamente, formando uma rocha com minerais de tamanhos aproximadamente

semelhantes – equigranular.

2. Rochas Hipoabissais: que se formam pela consolidação do magma que não atingiu a superfície.

O resfriamento rápido, não brusco, dá a rocha cristais de tamanho absoluto menor que nas

plutônicas, enquanto que a granulação final da rocha será mais fina.

3. Rochas Extrusivas ou Vulcânicas: formadas pelo magma que atingiu a superfície. Ao atingir a

superfície a lava se consolida rapidamente16

dando como resultado uma rocha com aspecto em

que se observam cristais maiores, bem desenvolvidos e formados – fenocristais, imersos em

uma massa vítrea ou de granulação fina que foi consolidada rapidamente. Em certos casos, dá-

se o desprendimento de gases contidos na lava sob a forma de bolhas, que podem ser retidas

com a consolidação resultando em um aspecto vesicular ou esponjoso. O exemplo típico é dado

pela pedra-pome.

Do que foi observado acima, as rochas ígneas apresentam diversos aspectos

granulométricos que foram originados em função da diferença de local de cristalização das mesmas.

A este aspecto granulométrico denominamos de textura da rocha. A textura é, pois, o elemento de

identificação disponível para dizermos que uma rocha é plutônica, hipoabissal ou vulcânica.

VII.2 Quanto à sua Textura

As rochas sedimentares são geralmente estratificadas, isto é, revelam uma série de planos

paralelos – estratos – que se separam uns dos outros por sua textura ou composição. A estrutura

das rochas metamórficas geralmente é xistosa, isto é, revela também uma série de planos

resultantes do paralelismo na orientação dos constituintes tabulares e prismáticos.

Nas rochas ígneas, entretanto, não existem direções privilegiadas, seu aspecto é sempre o

mesmo. Quando a rocha se apresenta com esse atributo – falta de orientação, e que é característico

das rochas ígneas, dizemos que ela é maciça.

16

Brusca mudança de temperatura.

41

Para fins macroscópicos dividiremos as rochas ígneas, de conformidade com sua textura em:

Textura Fanerítica – caracteriza-se por cristais visíveis à vista desarmada e de tamanho

aproximadamente uniforme. As rochas faneríticas podem ser plutônicas, hipoabissais ou, mais

raramente vulcânicas. A textura típica das rochas plutônicas é a equigranular, com todos os cristais

de tamanho similar. Os granitos são rochas plutônicas ácidas com textura tipicamente fanerítica

equigranular. As rochas faneríticas, em que os cristais possuem tamanhos visivelmente diferentes,

isto é, fenocristais maiores em meio a uma massa de granulação mais fina, são chamados

inequigranulares ou porfiróides. Se a massa é fanerítica, denominam-se porfiríticas. Se a massa

intersticial é afanítica, chama-se pórfiras. O importante é que essa feição indica uma cristalização

mais precoce para os fenocristais que para o material intersticial, como é mais típico acontecer nas

rochas hipoabissais.

Textura Afanítica – própria das rochas nas quais não podemos distinguir cristais individualizados à

vista desarmada. É necessário o uso do microscópio. Pela determinação de uma série de constantes

óticas, pode-se reconhecer seus minerais e identificar a rocha.

Textura Vítrea – quando a rocha é formada por vidro natural. Nessas rochas, através do microscópio

verifica-se a existência de matéria homogênea e amorfa, semelhante ao vidro.

Textura Vesicular – quando a rocha apresenta cavidades devido a bolhas de gás.

As texturas afanítica, vítrea e vesicular, são características das rochas vulcânicas

subitamente solidificadas na superfície. Também típica da rocha vulcânica, mas não específica, é a

textura de fluxo caracterizada pelo alinhamento subparalelo dos cristais.

A) Textura fanerítica equigranular – granito, rochas plutônicas;

B) Textura fanerítica inequigranular porfirítica – rochas hipoabissais;

C) Textura fanerítica inequigranular pórfira – rochas vulcânicas;

D) Textura amigdalóide – vesicular preenchida em rocha vulcânica.

VII.3 Quanto à composição química

Rochas Ácidas – caracterizadas pela presença de quartzo e grande quantidade de feldspato.

Possuem cores claras. Peso específico em torno de 2,7. Teor de sílica muito elevado (SiO2>65%).

Ex.: granito, riolito

Rochas Subácidas ou Neutras – são os tipos intermediários entre ácida e básica. Teor de sílica em

torno de 60% e baixa porcentagem de quartzo (0 a 5%).

Ex.: sienito, traquito, diorito, andesito.

Rochas Básicas – geralmente não apresentam quartzo. São de cor escura. Ricas em silicatos

ferromagnesianos. Cerca de 50% de SiO2 e peso específico em torno de 3,0.

Ex.: gabro, basalto

Rochas Ultrabásicas – contém menos de 45% de SiO2. A carência de sílica reflete a ausência de

feldspatos. Presente somente silicatos ferromagnesianos. São muito escuras e pesadas.

Ex.: peridotito, piroxenito

VII.4 Minerais Máficos e Félsicos

Minerais Máficos (Mg+Fe) – são os minerais escuros tais como micas, piroxênios, anfibólios, etc.

Minerais Félsicos (feldspato+Sílica) – são os minerais claros tais como quartzo, feldspatos alcalinos,

plagioclásios, etc.

Pelo Bromofórmio:

Félsicos (minerais leves) d < 2,83

Máficos (minerais pesados) d 2.83

Índice M – teor em máficos (%)

índice M (%) rochas

M < 35 leucocráticas

35 M < 65 mesocráticas

65 M < 90 melanocráticas

M 90 ultramáficas

VII.5 Quanto à sua Composição Mineralógica

Classificação de Rochas Ígneas Plutônicas

(modificado de Streckeisen,1976 e LeMaitre, 1989 in Hibbard,M.J. 1995)

43

Quartzo

Feldspato Alcalino Plagioclásio

1

2

3a 3b 3c 3d 3e

4a 4b 4c 4d 4e

85

60

20

55a 5b 5c 5d 5e

10 35 65 90

1 - Quartzolito (Silexito)

2 - Granitóide enriquecido emquartzo

3a - Feldspato alcalino granito

3b - Sienogranito

3c - Monzogranito

3d - Granodiorito

3e - Tonalito

4a - Feldspato alcalino quartzo sienito

4b - Quartzo sienito

4c - Quartzo monzonito

4d - Quartzo monzodiorito ou Quartzo monzogabro

4e - Monzodiorito ou Monzogabro

5a - Feldspato alcalino sienito

5b - Sienito

5c - Monzonito

5d - Quartzo diorito ou Quartzo gabro

5e - Diorito ou Gabro

VIII PRINCIPAIS ROCHAS ÍGNEAS

Gênese

Textura

Cor Clara Cor escura

Quartzo Ortoclásio (Microclina) Mica e/ou Hornblenda

pouco ou nenhum Quartzo Ortoclásio (Microclina) Mica e/ou Hornblenda

Plagioclásio e/ou

Olivina e/ou Piroxênio

Hornblenda e/o Biotita

Piroxênio e/ou Hornblenda

resfriamento lento intrusiva profunda

granulometria grosseira

(minerais facilmente identificáveis)

GRANITO

PEGMATITO

SIENITO

DIORITO

GABRO

PERIDOTITO

PIROXENITO

resfriamento mais lento (próximo à

superfície)

rochas porfiríticas (contem numerosos

cristais)

RIOLITO PÓRFIRO

TRAQUITO

PÓRFIRO

ANDESITO

PÓRFIRO

BASALTO

PÓRFIRO

DIABÁSIO

PÓRFIRO

resfriamento rápido (Lava)

granulometria finarochas densas

FELSITO

ANDESITO

BASALTO

RIOLITO TRAQUITO

rochas vítreas e/ou amorfas

PEDRA POME OBSIDIANA

ESCÓRIA

eruptivas rochas

fragmentadas

CINZAS VULCÂNICAS, TUFOS, BRECHAS

Classificação das principais rochas ígneas, segundo a composição, gênese e textura.

VIII.1 Rochas Plutônicas

1. Granito – é a rocha ígnea mais comum que se conhece. Contém feldspatos, quartzo e mica

como minerais importantes, ocorrendo zirconita, turmalina, apatita, rutilo, como minerais acessórios.

Os granitos possuem textura fanerítica maciça. Entretanto o ortoclásio pode constituir fenocristais,

caso em que denominamos de granito porfirítico. Os fenocristais geralmente aparecem com o

contorno cristalino bem nítido, podendo alcançar alguns centímetros de aresta. A densidade dos

granitos vai de 2,7 a 2,75.

2. Sienitos – cor de cinza até branco, podendo mostrar tons azulados. Predomina o feldspato

alcalino, contendo ainda biotita, anfibólio ou piroxênio. É leucocrático e equigranular, sendo a

granulação entre milimétrica e centimétrica. Pode conter nefelina.

3. Dioritos – são rochas compostas de hornblenda e feldspato, não sendo comum a biotita. A

hornblenda é geralmente preta ou verde escura e, como é abundante nestas rochas, tem cor sempre

mais escura do que os granitos.

4. Gabros – são rochas constituídas essencialmente por plagioclásios e minerais

ferromagnesianos em abundância. Os ferromagnesianos mais comuns são a augita e a hornblenda,

que ocorrem juntos ou separados, freqüentemente com alguma biotita e, em certos casos, com

olivina mais ou menos abundante. A textura é granular, muito embora o alongamento dos feldspatos

possa dar uma falsa impressão de textura porfirítica. Os gabros podem ter grande importância

econômica, pois os seus silicatos podem estar intimamente ligados ou misturados com óxidos de

ferro ou com sulfetos, o que dá lugar a verdadeiras jazidas de minério de ferro ou de minerais

sulfurados – Ni e Cu. É facilmente confundido com o diabásio, que geralmente possui granulometria

milimétrica e, com o gabro17

.

5. Peridotito – é uma rocha melanocrática, constituída essencialmente de olivina, contendo

freqüentemente magnetita. Textura granular, cor preta, às vezes esverdeada.

VIII.2 Rochas Hipoabissais

1. Granito-Pórfiro, Sienito-Pórfiro E Diorito-Pórfiro – estas rochas possuem a composição

mineralógica de suas respectivas rochas plutônicas, porém de textura porfirítica18

. Sua cor é cinza-

rósea ou avermelhada – para os dois primeiros – e cinza escuro, às vezes esverdeada – diorito-

pórfiro.

17

milimétrica. 18

Massa granular fina com fenocristais.

2. Diabásio – constitui-se essencialmente de piroxênios e plagioclásios cálcicos – bradorita. É o

equivalente hipoabissal do basalto, de coloração preta ou esverdeada. Ocorre geralmente como

diques, intrudindo ou cortando perpendicularmente as rochas preexistentes.

VIII.3 Rochas Extrusivas ou Vulcânicas

1. Basaltos – estes incluem todas as lavas com 45 a 55% de sílica. São rochas ígneas afaníticas

de cor muito escura: verde, cinza, negra com tonalidades arrochadas ou pretas. São totalmente

opacos. Sua granulação pode ser apenas discernível com a lupa ou, ao contrário, totalmente

indiscernível, caso em que a rocha tem um aspecto homogêneo e sem brilho.

2. Riolito – é o equivalente extrusivo do granito em composição química. Sua textura é porfirítica,

podendo mostrar certo arranjo orientado como conseqüência do movimento da lava.

3. Obsidiana – vidro vulcânico acinzentado a preto de fratura conchoidal, brilho vítreo e

translúcido nos cantos. Possui composição química similar ao riolito. Ás vezes vesicular com bolhas

bem individualizadas, passando a um tipo semelhante a uma espuma endurecida, tão grande é a

quantidade de poros – pedra-pome.

4. Traquito e Fonolito – cor cinza ou esverdeada, leucocrática a mesocrático. Na massa

fundamental afanítica cinzenta ou esverdeada havendo cristais prismáticos de feldspatos e às vezes

biotita, piroxênio ou anfibólio.

5. Andesito – cinza escuro ou verde escuro, e mesocrático. Na matriz ocorrem fenocristais de

feldspato e anfibólio ou piroxênio.

6. Cinzas Vulcânicas – são materiais não coerentes, lançados pelos vulcões. As partículas de

maior tamanho, lançadas pelos vulcões, podem soldar-se intimamente e estreitamente, constituindo

uma brecha ou conglomerado vulcânico.

IX UTILIDADES

IX.1 Elementos Químicos

Cu e Mo – as intrusões granítico-granodioríticas, são os principais depósitos de Cu pórfiro.

Aparecem ao longo de fraturas em granitos, granodioritos até tonalitos. Também como sulfatos e

sulfetos: pirita, calcopirita, lazurita, goethita e malaquita.

Sn – só em rochas ácidas, sendo bastante comum em graisen e pegmatitos, associado com Li,

Be e W.

Mo – disseminado ao longo de fraturas, preferencialmente em granitos.

Au – aparece em apófises, nas zonas externas de corpos graníticos ou filões com quartzo –

hidrotermais.

IX.2 Ocorrência por rochas

Sienitos Nefelínicos – as variedades leucocráticas são fonte de Nefelina para a composição de

cerâmicas. Por vezes, apresentam ocorrências importantes de Pirocloro, minerais de Colômbio e

Tântalo.

Dioritos – Au, Cu e Ni associados, como acessórios.

Peridotitos e rochas relacionadas – Asbesto, Cromita, Magnesita, Ni, Pt e Diamante.

Gabro – muito importante, normalmente c/Cromita, Pt, Zn, Magnetita, Ilmenita, Cu, Ni, Pirita,

Calcopirita e Au.

Basalto e Diabásio – eventualmente podem conter concentrações de Cu nativo e Mn (dendrites),

ou aparecer na forma de sulfetos. Pt, Ag e Zn podem aparecer.

Andesito – Cu em fraturas, sendo pós-magmático. Au pode aparecer, sendo discutível a sua

origem.

IX.3 Material para construção civil e ornamentação

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Nery, G. G. et alli. (1986). Geologia para Engenheiros de exploração, perfuração e produção.

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Turner, F. J. & Verhoogen, J. (1960). Igneous and Metamorphic Petrology.

Wanderley, P. R. M. et al. (1984). Noções de Minerais e Rochas. Editora da Universidade Federal de

Alagoas.

Streckeisen (1976) e LeMaitre (1989) in Hibbard,M. J. (1995). Petrography to petrogenesis. Pub.

Prentice-Hall Inc, New Jersey.

CAPÍTULO 4

ROCHAS SEDIMENTARES

I INTRODUÇÃO

A distinção entre as rochas ígneas, metamórficas e sedimentares, antes de ser descritiva é

genética.

As rochas sedimentares depositam-se estratigraficamente, camada sobre camada, na

superfície da Terra, sob temperaturas e pressões relativamente baixas. Por outro lado, a maior parte

das rochas metamórficas e ígneas originam-se sob a superfície da Terra, em temperaturas e

pressões muito elevadas.

A descoberta da importância das rochas sedimentares tardou bastante em relação às outras.

Por muito tempo, as únicas perguntas que se faziam a respeito delas eram do tipo:

qual a sua idade?

como correlacioná-las com as outras?

como elas se formaram?

como elas se estenderiam lateral e verticalmente?

Por mais de um século, as rochas sedimentares foram consideradas como meras portadoras

dos fósseis que as datavam. A partir da descoberta do petróleo – 1859, é que se iniciou a real

necessidade de conhecimento deste tipo de rocha. A necessidade de combustível como fonte

energética, e o alto lucro, uniu Universidades e grandes empresas na pesquisa.

As respostas, pelo menos a maioria delas, vieram através de um princípio básico em

Geologia:

“O PRESENTE É A CHAVE DO PASSADO”

Charles Lyell (1830)

As três últimas décadas assistiram às primeiras respostas coerentes sobre a origem das

rochas sedimentares, mas o quadro está longe de se completar.

O estudo das rochas sedimentares é ainda importante para a Geologia, na reconstituição do

paleoclima, paleorelevo, tectonismo das áreas circunvizinhas às bacias e nas próprias bacias

deposicionais.

II CONCEITO DE INTEMPERISMO

O intemperismo constitui um conjunto de processos operantes na superfície terrestre, que

ocasionam a decomposição e/ou degradação dos minerais das rochas, graças à ação de agentes

físicos, químicos e biológicos.

É uma resposta dada pela Litosfera ao contato com a Atmosfera. É uma tentativa de

formação de compostos estáveis dentro das novas condições.

III TIPOS DE INTEMPERISMO

III.1 Físico atua de modo a desagregar os componentes minerais das rochas, através de:

alívio de carga (unloading);

expansão e contração térmica, pelos diferentes coeficientes de dilatação térmica;

congelamento X descongelamento;

cristalização de sais;

ou seja, processos inteiramente mecânicos. Tem uma importância secundária, resultando na

alteração do tamanho da rocha, sem mudança físico-química. É o processo predominante em

regiões áridas, com precipitação anual muito baixa – desertos e zonas glaciais.

III.2 Químico é caracterizado pela decomposição dos componentes minerais, através de

reações químicas dos constituintes mineralógicos e soluções aquosas diversas, na tentativa destes

minerais se adaptarem às condições físico-químicas do ambiente onde se encontram. Este processo

é bastante acelerado nos casos em que as rochas foram previamente preparadas pelo intemperismo

físico.

III.2.1 Processos

solução;

hidratação e hidrólise;

oxidação e redução;

carbonatação;

acarretando uma completa mudança nas propriedades físicas e químicas, com aumento de volume

da rocha.

III.2.2 Estabilidade química dos minerais

últimos cristalizados

S

érie d

e c

rista

lização

magm

ática d

e B

ow

en Quartzo (Zircão e Turmalina)

Sílex

Muscovita

Microclina

Ortoclásio (Albita)

Hornblenda

Augita

Olivina

S

érie d

e e

sta

bili

dade

quím

ica d

e G

old

sh

últimos decompostos

primeiro cristalizado primeiro decomposto

III.3 Biológico são os processos de decomposição e desagregação de rochas, relacionadas à

atividade de organismos vivos. São os efeitos dos trabalhos de raízes, ácidos orgânicos, escavação

por animais, entre outros, sendo o resultado uma combinação de ações físicas e químicas.

III.4 Fatores o intemperismo tem maior ou menor atuação sobre as rochas da Crosta, a

depender:

do tipo ou composição da rocha;

da topografia;

do clima;

do tempo geológico.

IV CONCEITO DE SEDIMENTO

Sedimentos são depósitos de material sólido, formados por um meio móvel – vento, gelo ou

água, na superfície da Terra. As duas fontes principais de depósitos são a origem das partículas

componentes e o ambiente de deposição dessas partículas.

Os sedimentos se formam dentro ou fora da área onde há deposição final. Eles podem, por

exemplo, se originarem da erosão de rochas preexistentes que se situam a várias distâncias do lugar

onde, eventualmente, se acumularão.

A composição de determinado sedimento, geralmente é o reflexo da composição das rochas

que estão sofrendo erosão na fonte de produção e da natureza dos precipitados orgânicos e

inorgânicos susceptíveis de se formarem no sítio de deposição.

V TIPOS DE SEDIMENTO

1. Sedimentos Detríticos: quando o processo intempérico é por desintegração mecânica, pode

gerar como produtos seixos de rochas fragmentadas ou grãos de areia de minerais resistentes,

principalmente quartzo. Os sedimentos seriam, respectivamente, conglomerados e areias. Caso o

processo seja decomposição química e mecânica, de minerais facilmente alteráveis, teremos como

produtos novos minerais, principalmente argilosos, originando as lamas.

2. Sedimentos Químico-Orgânicos: quando o processo é químico – solução, obteremos como

produtos os carbonatos, halógenos e sulfatos, podendo originar sedimentos calcários e dolomitos,

ou ainda evaporitos – principalmente sal-gema19

. Se o processo for por extração de solos por

plantas, os produtos serão tecidos de plantas e restos decompostos de plantas, possibilitando a

formação de turfa e carvão.

VI DIAGÊNESE

A aparência e propriedades de uma rocha sedimentar são, em grande parte, motivadas pelas

vicissitudes de um sedimento após a deposição inicial. Todos os processos responsáveis pela

transformação de um sedimento incoerente, embebido em água, em uma rocha densa, compacta,

são incluídos sob o termo geral de diagênese. Assim como o ambiente original de deposição

influencia na natureza de uma dada rocha sedimentar, o ambiente pós-deposicional influencia na

sua diagênese.

Portanto, são todos os processos de caráter físico e químico, que irão atuar, ou atuam, sobre

os sedimentos após a sua deposição, conduzindo à litificação.

VI.1 Processos Diagênicos

Cimentação – é o processo de precipitação do material nos poros intergranulares de um

sedimento. O material cimentante pode ser derivado da própria rocha ou trazida em solução.

Os cimentos mais comuns são: sílica, calcita, dolomita, óxido de ferro, e anidrita.

Reorganização Diagênica – representa o resultado das reações entre vários constituintes de

um sedimento com os fluídos intersticiais ou de recobrimento, dando como resultado a

formação de novos minerais ou rejuvenescimento nos já presentes.

Diferenciação Diagenética – representa a redistribuição dos materiais dentro de um sedimento

conduzindo à segregação dos constituintes menores sob a forma de corpos concrecionares.

Metassomatismo – é um processo de substituição em larga escala, envolvendo a introdução

de material de fora do pacote originalmente depositado. Dolomitização, silicificação,

fosfatização e sideritização, são os exemplos mais comuns.

Solução Intraestratal – é um fenômeno diagênico ligado a solução diferencial dentro do próprio

estrato, conduzindo à formação de várias estruturas e alterações na textura.

19

Sal de cozinha.

Compactação – é o processo físico de redução dos espaços intergranulares, originalmente

preexistentes, através do aumento de pressão.

VI.2 Efeitos Gerais das Mudanças Diagênicas

grande redução dos espaços intergranulares pela compactação – em especial nas argilas – e

cimentação – areias e conglomerados;

desidratação parcial ou completa, acompanhada de redução de volume;

aumento na dureza e coesão, com recristalização acompanhando essas mudanças;

geração de juntas e fissuras;

acamadamento e estrutura laminar revoltados e ondeamentos – falsa estratificação – podem

ser produzidas;

lixiviação pode remover componentes – especialmente secundária

eliminação do material orgânico através de suas derivas20

;

transformação da fábrica inicial em fábrica primária.

VII CONCEITO DE ROCHA SEDIMENTAR

Rocha Sedimentar é formada pela acumulação de detritos de rochas preexistentes, pela

acumulação de precipitação de soluções e restos orgânicos.

Em geral, as rochas sedimentares formam-se de 3 modos diferentes:

1. pela acumulação mecânica de fragmentos ou partículas de mineral ou rocha;

2. pela precipitação química de certas substâncias dissolvidas na água;

3. pela atividade orgânica.

A maioria dos sedimentos depositados mecanicamente, sob a forma de lama, areia e

cascalho, são produtos do intemperismo e da erosão superficial, consistindo de restos desintegrados

e decompostos de rochas mais antigas, transportados e depositados pela água, gelo ou vento. Este

tipo de sedimento é denominado detrítico ou terrígeno.

Os sedimentos depositados por processos químicos, por outro lado, consistem

principalmente de carbonatos, sulfatos, silicatos, fosfatos e halogenados. A precipitação pode ser

causada diretamente pela evaporação ou, indiretamente pela ação dos organismos, como alguns

tipos de bactérias e algas, que retiram o CO2 da água.

20

Óleo, gás, ou componentes carbonosos.

Um terceiro tipo, geralmente associado aos sedimentos químicos, são os biogênicos.

Resultam da acumulação de restos de carapaças de organismos mortos ou constituem edificações

locais, como é o caso dos recifes de coral.

Os dois últimos tipos de sedimentos são também conhecidos pelo nome de endogênicos, isto

é, sujeitos a pouco ou nenhum transporte, de fora para dentro de uma bacia. Eles são construídos

no próprio local de deposição.

A composição mineralógica de uma rocha sedimentar depende, primariamente, do seu modo

de formação, isto é, gênese. Elas podem ser constituídas de:

minerais que resistiram ao intemperismo;

minerais que se formaram às custas dos processos de intemperismo;

minerais resultantes de precipitação química;

minerais resultantes da ação biogênica.

O mineral mais resistente ao intemperismo é o quartzo, que sofre apenas pequeno desgaste

e arredondamento, devido ao transporte. Os feldspatos e as micas são facilmente hidrolisáveis, daí

sua presença ser mais rara em depósitos que tenham sofrido grande transporte. Entretanto, eles são

freqüentes em sedimentos que tiveram pequeno transporte e/ou retrabalhamento. Daí a

denominação de sedimentos imaturos, aqueles que apresentam grandes percentuais de feldspatos.

Nos depósitos de origem química ou biológica, a calcita é predominante.

VIII CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES

As rochas sedimentares podem ser classificadas quanto a sua:

VIII.1 Natureza

Os sedimentos ou rochas sedimentares consistem fundamentalmente de 3 componentes,

que podem aparecer ou não, em várias proporções.

Componentes Exógenos

Endógenos

Terrígenos

aloquímicos

ortoquímicos

a. Terrígenos – são os componentes de uma rocha, derivados pela erosão em áreas fora da bacia

de deposição e, transportados para dentro da bacia, como material terrígeno ou detrítico.

Ex.: quartzo, feldspato, argila, etc.

b. Aloquímicos – são os componentes que se originaram dentro da bacia de deposição, mas que

sofreram pouco, ou nenhum transporte, dentro dessa bacia.

Ex.: fragmentos de conchas.

c. Ortoquímicos – são os componentes formados, ou quimicamente precipitados, dentro da bacia,

sem evidências de transporte.

Ex.: os cimentos de sílica e calcita dos arenitos.

VIII.2 Tamanho das partículas

Os sedimentos são classificados em função de sua granulometria. Para isto existem várias

classificações e, uma das mais usadas por ser bastante representativa, é a Wentworth-Udden. É

uma escala granulométrica de razão = 2 entre as classes sucessivas.

ESCALA DE WENTWORTH-UDDEN (modificada)

Diâmetro Constituintes Sedimentos Rochas sedimentares Carbonatos

(mm) terrígenos

256

64

4

------------- 2

1

0,5

0,25

0,125

------ 0,0625

0,0039

matacão

---------------------------

bloco

---------------------------

seixo

---------------------------

grânulo

---------------------------

areia muito grossa

---------------------------

areia grossa

---------------------------

areia média

---------------------------

areia fina

---------------------------

areia muito fina

---------------------------

silte

---------------------------

argila

CASCALHO

-----------------------

AREIA

-----------------------

LAMA

CONGLOMERADO

ou

BRECHA

--------------------------------

ARENITO

--------------------------------

SILTITO

--------------------------------

ARGILITO

CALCIRRUDITO

------------------------

CALCARENITO

------------------------

CALCISSILTITO

------------------------

CALCILUTITO

VIII.3 Constituição

Pode-se, também, classificar as rochas sedimentares através da constituição dos grãos que

as compõem.

Ex.: o termo arenito é uma conotação puramente textural que se refere ao tamanho de seus

grãos. Entretanto, caso ele se apresente constituído de apenas grãos – de tamanho areia – de

quartzo, ele é denominado de arenito quartzoso ou quartzoarenito.

VIII.4 Morfologia das partículas sedimentares – Textura

forma dos grãos: geralmente expressa em termos geométricos – prismáticos, esféricos,

tabulares, lamelares, ...;

arredondamento: agudeza dos ângulos e arestas de um fragmento ou partícula clástica –

angular, subangular, subarredondado e arredondado;

esfericidade: relação entre a forma de um grão e a esfera circunscrita a esse grão;

textura: tamanho, forma e arranjo dos elementos que compõem uma rocha sedimentar. Essas

propriedades são geométricas, enquanto a granulometria e o arredondamento são

propriedades descritivas da textura;

estrutura: ao contrário da textura, esta trata das feições mais amplas das rochas

sedimentares, sendo melhor observada em afloramentos, isto é, no campo;

fábrica: orientação ou falta desta, dos constituintes de uma rocha sedimentar;

empacotamento: maneira pela qual os grãos estão arranjados ou se empacotam dentro de

uma rocha;

seleção: resultado de um processo dinâmico, pelo qual partículas sedimentares, tendo

algumas características particulares – tamanho, forma ou densidade, são naturalmente

separadas das demais pelo agente transportador;

porosidade: propriedade muito importante das rochas sedimentares, sendo o caminho natural

por onde se movimentam os fluídos contidos nas rochas. Fluídos como água subterrânea, gás

e óleo, estão armazenados nos poros das rochas sedimentares. A porosidade nestas rochas,

é função da forma das partículas, do empacotamento e da seleção;

permeabilidade: uma das propriedades mais importantes das rochas sedimentares, porquanto

ela controla a facilidade relativa com que os fluídos se movimentam nos poros de uma rocha.

Ao contrário da porosidade, a permeabilidade é grandemente influenciada pelo tamanho das

partículas além de sua seleção, da fábrica e do empacotamento. Os sedimentos grosseiros possuem

permeabilidade mais alta que os sedimentos mais finos. Ela decresce à medida que a seleção do

sedimento diminui – aumento da heterogeneidade do tamanho dos grãos.

IX ROCHAS SEDIMENTARES TERRÍGENAS

As rochas sedimentares mais abundantes da Crosta, são aquelas que se formam pela

erosão, transporte, deposição e diagênese das rochas preexistentes. São elas denominadas de

terrígenas ou detríticas.

Segundo Pettijohn (1955), os arenitos representam 32% das rochas sedimentares crustais,

os folhelhos 46% e os carbonatos 22%.

A desagregação das rochas, pela erosão, produz fragmentos de tamanhos diversos, que vão

desde os cascalhos, até a fração mais fina que é a lama. A fração que resiste aos processos de

alteração, e que forma a parte mais grosseira de uma rocha sedimentar, é denominada de resistato.

A fração que é quimicamente alterada na área fonte, e que é transportada em suspensão –

lama – é o hidrolisato. Por decantação, vem a preencher o espaço vazio entre os grãos mais

grosseiros.

IX.1 Constituintes das rochas terrígenas – conglomerados e arenitos

arcabouço: é a parte constituída pelas frações mais grosseiras e que constitui a estrutura ou

esqueleto da rocha, dando-lhe sustentação. Nos conglomerados é todo material >2 mm

(grânulo) e, nos arenitos, pela fração areia (2 – 0.0625 mm). O espaço entre os grãos do

arcabouço é o poro ou espaço intersticial.

matriz: é a fração fina, transportada por suspensão. É o elemento responsável pela coesão ou

consistência da rocha. Geralmente a matriz é constituída por um ou mais minerais de argila.

cimento: é a fração precipitada quimicamente nos poros das rochas clásticas e, responsável,

pela rigidez e tentativa de eliminação da porosidade preexistente. Pode ser constituído de

sílica, sulfato de cálcio, carbonato de cálcio e magnésio ou óxidos e hidróxidos de ferro.

Constituintes das rochas terrígenas – processo de colocação da matriz e cimento no espaço intersticial.

Existem diversos processos para colocação de uma matriz fina no espaço intersticial do

arcabouço:

infiltração mecânica de argila através de sedimentos grosseiros, particularmente ativa em

climas áridos/semi-áridos, onde o lençol freático está anormalmente rebaixado;

escorregamentos em encostas e/ou taludes, produzindo uma massa plástica de grãos e/ou

partículas maiores, imersas em lama (debris-flow = fluxo de detritos);

gelo pode carregar e misturar sedimentos de diferentes granulometrias, produzindo

principalmente depósitos grosseiros com matriz síltica;

em sedimentos contendo fragmentos dúcteis, como folhelhos, argilas, metamórficas xistosas,

onde a compactação mecânica do sedimento pode esmagar esses componentes moles,

injetando a massa produzida entre os grãos mais rijos, formando o que se chama uma

pseudomatriz;

os organismos escavadores e as raízes, podem misturar lama com areia, provocando

bioturbação.

IX.2 Lutitos

Para rochas finas, sem arcabouço – lutitos, a classificação é a mais simplificada. Observa-se

se são laminados ou não; se possuem ou não planos regulares de fratura21

.

Se o lutito possuir traços de areia ou de cascalho, os adjetivos: arenoso ou conglomerático,

são adicionados ao final do nome.

Rochas Finas com menos de 50% de Areia (Lutitos)

Sistema Classificatório das Rochas Terrígenas (Folk, 1968, adaptado)

diâmetro das partículas rocha sem fissilidade rocha com fissilidade

Silte

-------------------------------------

Silte + Argila

(Lama)

-------------------------------------

Argila

Siltito

---- 1/3 ----

Lamito

---- 2/3 ----

Argilito

laminado

-----------------

não laminado

-----------------

laminado

-----------------

não laminado

-----------------

laminado

-----------------

não laminado

Folhelho

(síltico, lamoso ou argiloso)

21

Criados pelo arranjo paralelo das partículas = fissilidade.

IX.3 Classificação Textural (nome granulométrico)

Comumente utiliza-se um diagrama triangular, onde nos vértices distribui-se os constituintes

terrígenos texturais, que são:

Textura Diâmetro

( em mm)

cascalho 2

areia 0,0625 2

lama 0,0625

Para trabalhar com esse diagrama, precisamos determinar apenas:

% de material grosseiro, ou seja, cascalho;

razão lama/areia, com os limites estabelecidos de 9:1, 1:1; e

Caso a rocha não apresente cascalho, utiliza-se então o diagrama menor, onde precisamos

saber, então:

% de areia;

% de silte (0,0039 0,0625 mm);

argila ( 0.0039 mm)

IX.4 Classificação Mineralógica ou Composicional dos arenitos

Também baseada em um diagrama triangular, temos no vértice superior todos os tipos de

quartzo, no inferior esquerdo todos os feldspatos (K e plagioclásio), e no inferior direito todos os

outros fragmentos de rocha22

. Para a classificação composicional dos arenitos necessitamos, então,

da % de quartzo do arcabouço23

e, da razão feldspato/fragmentos de rocha.

IX.5 Sistema de Folk

Na classificação de rochas terrígenas, inicialmente damos o nome granulométrico da rocha,

obtido a partir dos 2 primeiros triângulos24

. Uma vez denominada granulométricamente, a rocha irá

receber um nome composicional, usando-se para tanto o diagrama composicional visto por último.

Vejamos 2 exemplos de aplicação do Sistema de Folk:

22

Fragmentos de sílex, folhelho, calcário, ardósia, granito, etc. 23

Cimentos e matriz não entram no nome composicional. 24

Um para rochas com cascalho, e o outro para as sem cascalho.

ROCHA A ROCHA B

Textura 100% areia média 80% areia

15% cascalho

5% lama

Arcabouço 80% quartzo

15% feldspato

5% frag. de rochas

60% feldspato

35% quartzo

5% frag. de rochas

nome granulométrico ARENITO MÉDIO ARENITO CONGLOMERÁTICO

nome composicional SUBARCÓSEO ARCÓSEO

classificação FOLK ARENITO MÉDIO SUBARCOSEANO ARENITO CONGLOMERÁTICO

ARCOSEANO

X ROCHAS SEDIMENTARES ENDÓGENAS

. São aquelas rochas formadas no interior da própria bacia de deposição, devido a ação de

material químico ou biogênicamente precipitado, a partir das águas superficiais.

Ao contrário do estudo das rochas terrígenas, onde os fatores ambientais são indiretamente

presumidos com base nas estruturas sedimentares e na textura – granulometria – dos depósitos, o

sistema de análise ambiental das rochas endogênicas é muito facilitado, porque os próprios

constituintes já fornecem diretamente os dados necessários, uma vez que eles se formaram no

ambiente, ou próximo a ele, onde se depositaram.

X.1 Rochas Carbonáticas

As rochas endogênicas mais importantes são as carbonáticas. Cerca de 1/5 da cobertura

sedimentar da Crosta é formada por esse tipo de rocha. Além de abrigarem algumas das mais ricas

jazidas de Pb, Zn e Cu, estas respondem por 40-50% das reservas mundiais de hidrocarbonetos.

Apesar de campos com reservatórios carbonáticos serem muito menos numerosos do que os

produtores de rochas terrígenas, as imensas reservas dos super-campos do Oriente Médio,

essencialmente carbonáticos, dão um equilíbrio ao quadro mundial. Além da importância econômica

direta, as rochas carbonáticas são os mais diretos registros dos antigos ambientes e dos seres que

neles habitaram.

a) Composição: enquanto as rochas terrígenas são basicamente compostas por silicatos, as

rochas carbonáticas, como o nome indica, são essencialmente constituídas por mais de 50% de

carbonatos, dos quais os mais abundantes são a calcita (CaCO3), a aragonita (CaCO3) e a dolomita

(na sua maioria de origem secundária – CaMg(CO3)2).

Essas rochas foram, por longo tempo, consideradas como tendo uma gênese tipicamente

química. Entretanto, com o avanço do estudo petrográfico dos carbonatos, nos quais foram

observados a predominância de carapaças ou fragmentos de carapaças fósseis – macro e

microscópicas, a conceituação moderna e aceitável pela comunidade geológica, é a origem bio-

genética dos carbonatos.

A maior parte das rochas carbonáticas foi depositada em plataformas marinhas rasas, com

alta porosidade original. Esta porosidade é posteriormente, em grande parte, obstruída por

processos diagenéticos, como nos terrígenos.

b) Textura: pode-se traçar uma perfeita correlação entre a textura das rochas carbonáticas e a

das rochas terrígenas, apenas mudando os nomes dos constituintes.

Terrígenas: arcabouço matriz cimento porosidade

Carbonáticas: aloquímicos micrita espato porosidade

Aloquímicos são partículas formadas por precipitação biogênica ou química de carbonato sob

condições diferentes dos precipitados químicos normais (cimento). Nos dão informações diretas

sobre o ambiente (alos = estranho, fora do comum).

Micrita é essencialmente constituída por minúsculas (<0,004 mm) agulhas de aragonita,

proveniente da desintegração de esqueletos de organismos, principalmente algas verdes. Os

pequenos cristais entram em suspensão, depositando-se por decantação em ambientes de baixa

energia, como em bacias oceânicas profundas ou lagunas. Macroscopicamente similar à argila ou ao

giz, a micrita aparece turva , semi-opaca, ao microscópio.

Espato é um cimento precipitado quimicamente no interior dos poros dos sedimentos

carbonáticos, mais grosseiros do que a micrita. Ao contrário da micrita25

, o espato forma cristais

translúcidos ou transparentes, aparecendo claro ao microscópio.

O teor de micrita pode ser utilizado como índice de energia do ambiente de deposição dos

sedimentos carbonáticos, mas a granulometria dos aloquímicos depende basicamente dos diferentes

processos geradores e, de sua intensidade e duração, e não da energia.

c) Classificação das rochas carbonáticas

Os nomes granulométricos são adaptados dos nomes das rochas terrígenas, mas não

possuem o mesmo significado ambiental. A presença de acessórios como areia terrígena, fosfato ou

25

Fisicamente decantada em ambiente de baixa energia.

modificações diagenéticas como a recristalização ou silicificação devem ser observados por último.

Além dessas rochas, formadas pela deposição in situ, sem transporte dos esqueletos de

organismos26

que viveram, morreram e foram soterrados no mesmo local, os bioconstruídos ou

biolititos são construções orgânicas, edifícios vivos formados pelos esqueletos de corais, algas, etc.,

que formam os recifes.

d) Dolomitos

São rochas constituídas essencialmente por dolomita (CaMg(CO3)2), podendo, entretanto, ter

uma proporção apreciável de calcita. Suas propriedades macroscópicas são bastante semelhantes

às dos calcários.

A textura é tipicamente cristalina e efervesce com HCl a quente. A dolomita é um mineral

mais denso e quimicamente estável do que a calcita. Algumas camadas de dolomito, associados a

evaporitos, podem ter sido precipitadas diretamente de águas saturadas de sais de carbonato de

magnésio, entretanto, sua maioria é produzida através de transformações metassomáticas de

antigos calcários. Na presença de uma solução magnesiana, a calcita reage para formar a dolomita,

por substituição da metade do cálcio por magnésio. Este processo é função de 3 parâmetros

importantes:

1. concentração;

2. temperatura;

3. tempo de contato entre as soluções.

Desta maneira é fácil admitir-se que a dolomitização se processa inicial e principalmente a

partir dos espaços vazios das rochas calcíticas, pela substituição lenta e parcial dos íons Ca (raio

iônico = 0,99 Å) por íons de Mg (0,66 Å).

A conseqüência principal deste processo, é que ela favorece aos calcários dolomíticos, uma

maior porosidade.

X.2 Rochas Evaporíticas

Estas são formadas por precipitação química direta, a partir de salmouras concentradas por

uma série de processos, dos quais o mais importante é a evaporação.

Tal como as rochas carbonáticas, os evaporitos são igualmente endogênicas, formados por

material precipitado na própria bacia de deposição.

26

Normalmente de uma única espécie.

a) Composição: são formadas por uma grande variedade de minerais, pertencentes, com raras

exceções, às famílias dos carbonatos (CO3), sulfatos (SO4) e cloretos (Cl).

carbonatos: calcita, dolomita, aragonita e a magnesita (MgCO3);

sulfatos: anidrita (CaSO4) e a gipsita (CaSO4.2H2O);

cloretos: halita (NaCl), silvita (KCl) e carnalita – cloreto complexo de K e Mg.

b) Ordem de precipitação: esta, essencial para a compreensão da gênese dos evaporitos, inicia-

se pelos carbonatos, menos solúveis, seguindo-se os sulfatos, medianamente solúveis e termina

com os cloretos, espécies mais solúveis. Entre os cloretos, o menos solúvel é a halita e, o mais

solúvel das espécies mais comuns, é a carnalita.

X.3 Rochas Silicosas ou Silícicas

a) Composição: são rochas endogênicas compostas predominantemente por sílica (SiO4), na

forma de quartzo micro ou criptocristalino, fibroso – calcedônia, sílica hidratada ou amorfa – opala.

b) Gênese: precipitação a partir de uma solução verdadeira ou coloidal; ou secreção

organogênica; ou reações químicas entre calcita, em geral, e as soluções vizinhas de pH ácido. Pelo

exposto, nestas rochas não se incluem os sedimentos quartzosos, ou silicosos, de origem detrítica,

podendo ocorrer, ou não, outros elementos do tipo detrítico – areia, argila, químicos – calcita ou

pigmentos diversos.

c) Rochas Silicosas Inorgânicas

Chert ou Sílex: constituído por agregados micro e criptocristalinos de sílica. Além de nódulos, o

sílex pode formar corpos esféricos, achatados tabulares, etc., de espessura variável (dm-m).

Tem brilho vítreo, dureza e fratura iguais ao quartzo, cor variada, a depender das impurezas

presentes.

Jaspe: é o sílex pigmentado por óxido de ferro – hematita.

Flint: é uma variedade escura devido à matéria orgânica presente.

Novaculita: é uma variedade branca devido a inclusões fluídas microscópicas.

Porcelanito: brilho perláceo devido a inclusões carbonáticas ou argilosas.

d) Rochas Silicosas Organogênicas

Radiolarito: rocha de coloração vermelha, verde ou negra, às vezes listrados, homogêneas, de

brilho graxo, fratura conchoidal e proporção bastante variável de microorganismo denominado

radiolário.

Diatomito: rocha branca, leve, constituída de secreções silicosas de algas diatomáceas. Parece

com o giz ou greda – calcita microcristalina, mas não produz efervescência com o HCl e, ao

contrário da argila, é áspera ao tato e não cheira a barro.

X.4 Rochas Ferrosas ou Férricas

Segundo Pettijohn (1955), a origem dos sedimentos ferrosos é polêmica. Os vários aspectos

do problema são:

origem do ferro;

transporte desde a fonte até a bacia de deposição;

deposição ou precipitação;

alterações pós-deposicionais tipo diagênese e metamorfismo.

Os sedimentos ferruginosos podem se apresentar sob a forma de 4 tipos principais:

óxidos e hidróxidos: hematita, magnetita e limonita;

carbonatos: siderita;

sulfetos: pirita.

Um único depósito pode conter mais de uma espécie mineral, podendo inclusive mostrar

repetições verticais e mudanças laterais.

X.5 Rochas Fosfatadas ou Fosfáticas

São rochas de ocorrência e extensão restrita, porém de grande utilidade na agricultura, por

seu uso como fonte de fertilizantes fosfatados.

O fósforo é um elemento residual das rochas vulcânicas ácidas e em material volátil,

formadores de pegmatitos.

O único fosfato de origem primária, abundante, é a apatita – fosfato de Ca c/F e Cl. Em

segundo lugar vem a monazita, que por ser bastante resistente ao intemperismo, forma depósitos

denominados de placers.

O fósforo tem importante papel no metabolismo dos seres vivos, fixando-se nos ossos

principalmente. O fosfato de cálcio é bastante solúvel, reprecipitando-se na presença de carbonatos,

formando fosfatos de ferro, chumbo, cobre, etc. O fósforo pode ser depositado via orgânica ou

inorgânica. Os principais tipos de rochas fosfatadas são:

Fosforito: depósitos estratificados, semelhante quimicamente a apatita, porém amorfa, compacta,

nodular, pulverulenta, etc.. Tem origem marinha – ex.: litoral de PE – Brasil.

Guano: depósito de excremento de aves ictiófagas – peixes, em lugares de clima seco, para

evitar a ação bacteriana. O guano fresco é uma mistura pulvirulenta de CaCO, amônia, nitratos e

fosfatos. No Peru metros de espessura em ilhas litorâneas.

X.6 Rochas Orgânicas

Os sedimentos orgânicos resultam da acumulação e preservação da matéria orgânica

proveniente de restos vegetais e animais. A preservação dos tecidos animais e vegetais, depende

sobretudo de um soterramento rápido, ou então, que a acumulação não se processe em ambientes

anaeróbios, caso contrário serão consumidos em processos oxidantes nos quais o oxigênio

atmosférico toma parte ativa.

Podemos dividir as rochas orgânicas em dois grandes grupos, de acordo com a natureza da

sua matéria orgânica, em sedimentos húmicos e sapropélicos.

Os sedimentos húmicos têm como elementos principais carbono livre e ácidos húmicos

complexos. São rochas cuja matéria orgânica é derivada dos tecidos lenhosos e vasculares dos

vegetais superiores. Os sapropélicos tem hidrocarbonetos dos mais variados tipos. Em resumo, os

húmicos são carbonosos e, os sapropélicos, são oleígenos ou betuminosos e petrolíferos.

Nesta categoria de rochas, as mais importantes são:

a) Turfa: depósito recente de detritos vegetais apenas parcialmente decompostos, formando

principalmente, depósitos em regiões de clima frio ou temperado, onde os vegetais antes do

apodrecimento são carbonizados. Esta transformação exige que a água seja límpida e, o local, não

muito profundo. As regiões de turfeiras se constituem, por conseguinte, em área de alagadiços. É o

primeiro estágio para a formação do carvão mineral;

b) Linhito: detritos vegetais totalmente macerados, de coloração castanho-negra. Tem aspecto

acamadado e contém massas lenhosas de restos vegetais. Queima com chama longa e fuliginosa. É

o segundo estágio do carvão.

c) Hulha: é uma das formas pela qual o elemento carbono aparece na Natureza. O carvão

mineral resultou da decomposição bioquímica de grandes florestas, que existiram em certas partes

do globo terrestre, por ocasião do Período Carbonífero da Era Paleozóica. É o resultado da

transformação da celulose dos vegetais, pela perda do H e O, com grande enriquecimento em C. É

mais denso que o linhito, tem brilho vítreo, fratura conchoidal, suja as mãos e queima com chama

clara e brilhante.

d) Antracito: é negro, brilho graxo, maciço, com fratura conchoidal e não suja a mão.

Geralmente a hulha, também chamada de carvão betuminoso27

, e o antracito, formam um

conjunto conhecido por carvão mineral.

A turfa e o linhito tem composição química próxima da dos tecidos originais e elevado teor de

umidade.

27

Produz alcatrão por coqueificação

Da turfa até o antracito, observa-se uma eliminação gradativa dos voláteis e aumento do

carbono fixo. A relação voláteis/carbono, é que determina o tipo do carvão.

XI UTILIDADES

Apesar de cerca de 75% da superfície da Crosta estar coberta por rochas sedimentares,

estas perfazem apenas 5 – 8% do volume da Crosta, devido a sua ocorrência em pequena

espessura. O pequeno volume, no entanto, não impede que essas rochas concentrem a maioria (85

– 90%) das reservas dos recursos minerais, conforme mostra o resumo abaixo:

combustíveis naturais: petróleo, gás e carvão;

metais: Fe, Al, Mn, U, etc.;

depósitos residuais: Au, C – diamante, pedras preciosas, etc.;

não metálicos:

a) matéria-prima p/indústria cerâmica – argilas;

b) construção – areia, cascalho;

c) cimento – calcário;

d) entre outros.

fertilizantes: fosfatos, nitratos, potássio, etc.;

reservatório natural: para a explotação de água e hidrocarbonetos.

BIBLIOGRAFIA

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CAPÍTULO 5

ROCHAS METAMÓRFICAS

I INTRODUÇÃO

As rochas metamórficas são formadas no interior da Crosta Terrestre, pela ação de altas

temperaturas, pressões e fluídos quimicamente ativos, atuando sobre rochas preexistentes,

produzindo modificações mais ou menos acentuadas. A rocha transformada não perde sua

individualidade como unidade estrutural da Crosta. A posição em relação às rochas vizinhas

permanece a mesma. As mudanças que sofrem os minerais e as rochas constituem o que

chamamos de metamorfismo (meta = mudança, morfo = forma).

As rochas ígneas são formadas a altas temperaturas, pela cristalização de um magma fluído,

enquanto que as sedimentares são formadas a baixas temperaturas, a partir de sedimentos

depositados na superfície da Terra. Estes são os pólos extremos na escala de temperatura de

formação das rochas.

Nas temperaturas intermediárias entre esses dois pólos, os minerais das rochas

preexistentes que se encontravam em equilíbrio no seu ambiente de origem, são obrigados a sofrer

mudanças para se adaptarem à nova situação. Rochas ígneas, solidificadas pelo resfriamento no

interior – plutônicas – na superfície da Crosta – vulcânicas, também sofrem modificações

semelhantes se reaquecidas e/ou deformadas.

As rochas metamórficas, a exemplo das ígneas plutônicas, são ditas endógenas, isto é, são

geradas por processos internos, ao contrário das rochas sedimentares que tem origem na superfície,

portanto exógenas. As rochas metamórficas distinguem-se das ígneas e das sedimentares por suas

características mineralógicas, texturais e estruturais.

II CONCEITO E CLASSIFICAÇÃO DE METAMORFISMO

Metamorfismo é o fenômeno geológico que opera através de um complexo de processos que

causam modificações intensas na fábrica ou fábrica e mineralogia e, por vezes, mesmo na

composição química das rochas preexistentes ocorrendo reações de transformação no estado

sólido, em diversos ambientes geológicos, com exceção daqueles onde operam o intemperismo e

diagênese. Pode intervir fluídos que não sejam fusões de sólidos28

.

O metamorfismo é denominado de normal quando as transformações se processaram sem

qualquer adição ou perda de material da rocha, isto é, a composição inicial continua a mesma,

embora seja após a transformação, um outro tipo de rocha.

Quando o metamorfismo é acompanhado de mudanças na natureza química, por exemplo,

havendo formação de novos minerais não existentes, denomina-se metassomatismo.

II.1 Agentes do Metamorfismo

II.1.1 Natureza das rochas: as cinco classes químicas essenciais são:

a) pelíticas – sedimentos aluminosos;

b) quartzo-feldspáticas – arenitos e ácidas;

c) calcárias;

d) básicas – rochas ultramáficas;

e) magnesianas.

II.1.2 Tempo geológico: é o fator mais importante em Geologia, porquanto estes fenômenos são

realizados em longos períodos de tempo. As reações metamórficas, de maneira geral, demandam

em grandes intervalos de tempo, pois dependem, para se estabelecerem, da difusão no estado

sólido. Ensaios de laboratório mostram que uma rocha comprimida durante alguns momentos não

sofre modificações, mas se comprimida durante vários anos, transforma-se completamente.

II.1.3 Temperatura: as fontes naturais de calor que existem na Crosta Terrestre são

a) calor residual da Terra – Grau Geotérmico;

b) calor gerado pelo atrito das rochas durante dobramentos e falhamentos;

c) calor devido às intrusões ígneas;

d) radioatividade dos minerais – Calor Radiogênico.

28

Se houver, o processo será de anatexia.

Seu efeito é: desidratação dos minerais originais; perda do radical OH

; aceleração das

reações durante as transformações.

II.1.4 Pressão: as fontes são

a) pressão de carga ou estática, que é devida a espessura e natureza da pilha de rochas que a

envolve, que com a profundidade tende a agir como pressão hidrostática;

b) pressão tectônica, devida aos esforços orogenéticos;

c) pressão de fluídos

II.1.5 Fluídos: as fontes são

a) a água dos poros e fraturas das rochas;

b) água estrutural dos minerais.

O efeito principal reside no fato da água ter alto poder dissolvente, facilitando as trocas

iônicas. Resultados experimentais mostram que a água em torno da sua temperatura crítica (375°C),

dissolve o vidro, a sílica e alguns silicatos.

II.2 Tipos de Metamorfismo

II.2.1 De Contato ou Térmico

Ocorre em zonas restritas, ao longo do contato com intrusões ígneas que, pelo calor e/ou

fluídos injetados nas rochas encaixantes, promovem importantes mudanças mineralógicas sem

perceptíveis deformações. Tais intrusões podem promover modificações de extensão restrita ou

afetar as rochas encaixantes numa auréola de vários metros ou km, quando ocorre em grandes

intrusões – batólitos.

II.2.2 Regional de Soterramento

Atuante sob rochas profundamente soterradas em bacias que experimentaram intensa

subsidência, desenvolvendo mudanças mineralógicas, mas normalmente sem dobramentos

perceptíveis.

II.2.3 Regional Dinamotermal ou Orogênico

Gerado em condições de altas pressões e temperaturas, nas zonas de formação das cadeias

de montanhas, desenvolvendo intensas e extensas deformações por dobramento nas rochas pré-

existentes. A feição mais característica das rochas, além de sua grande distribuição na Crosta, é a

xistosidade, geralmente bem pronunciada.

II.2.4 Cataclástico ou Dinâmico

Desenvolvem-se em zonas de grandes movimentos da Crosta, envolvendo importantes

deformações mecânicas das rochas sem manter recristalizações. Neste tipo de metamorfismo o que

comanda o efeito final é a pressão dirigida. Rochas que sofrem esforços dirigidos tornam-se

fraturadas, adquirindo estruturas e texturas próprias. Isto ocorre ao longo das zonas de falhas onde

as rochas são trituradas, dando lugar às brechas e similares, com pouca ou nenhuma

recristalização. As novas rochas formadas são chamadas cataclásticas. O milonito é a rocha típica

deste tipo.

II.2.5 Retrometamorfismo

Ocorre quando uma rocha de alto grau metamórfico sofre novo episódio metamórfico de

intensidade inferior, reajustando sua composição mineralógica às novas condições, a chamada

reversibilidade cinética.

II.2.6 Esquema dos tipos de metamorfismo

a)

b)

Metamorfismo de Contato: a) vista em planta (área); b) perfil de corte (profundidade).

Tipos de metamorfismo

II.3 Grau Metamórfico

É o estado atual do metamorfismo, resultante da aferição de reações específicas entre dados

minerais. Para fazer as divisões de grau, tomamos como significativas as mudanças observadas nas

associações mineralógicas e, não a sua persistência. Este termo, proposto por Winkler, divide todo o

campo do metamorfismo em:

1. muito baixo;

2. baixo;

3. médio;

4. alto.

A cada campo do metamorfismo corresponde uma delimitação por zonas de pressão e

temperatura. Sendo assim, Grau metamórfico é a intensidade do metamorfismo, medido pelo grau

de diferença entre a rocha original e a rocha metamórfica originada. Em geral indica o ambiente de P

e T, ou fácies na qual foi gerada.

III CONCEITO DE ROCHA METAMÓRFICA

São aquelas rochas originadas através dos processos metamórficos de cataclase e/ou

blastese – recristalização no estado sólido, com ou sem mudança na composição química.

III.1 Textura das Rochas Metamórficas

As texturas metamórficas que são macroscópicas, observáveis, chamam-se Blastofaneríticas

e, as que só são visíveis microscopicamente chamam-se Blastoafaníticas. Blasto é um prefixo grego,

indicativo da textura, ou minerais formados durante o metamorfismo.

A maioria das rochas metamórficas mostra um aspecto tipicamente cristalino e, em grande

parte, apresentam orientação dos minerais – exceto os mármores e quartzitos.

A textura das rochas metamórficas depende grandemente da composição da rocha primitiva

e do tipo de grau ou metamorfismo.

Bandeada ou Gnaissica: é típica dos gnaisses, caracterizado por uma alternância de bandas

claras – compostas de quartzo e feldspato, e escuras – de biotita. É predominantemente

grosseira.

Xistosa ou Lepdoblástica (lepidos = escamas): é característica dos micaxistos, onde predominam

os minerais laminados – biotita, muscovita, etc., orientados ou não, produzindo uma partição

mais ou menos planar da rocha – filitos e xistos. Nas rochas de granulação mais fina – ardósias,

é definida segundo planos regulares, chamando-se clivagem.

Granoblástica ou Hornfélsica (granum = grão, blasto = brotar): arranjo desordenado, sem

orientação preferencial dos cristais da rocha. Típico de quartzitos, mármores, rochas de

metamorfismo de contato e granulitos. Textura similar a fanerítica equigranular das rochas

ígneas.

Porfiroblástica (maculada): identificada pela individualização de minerais metamórficos que se

destacam pelo maior tamanho em relação aos minerais que formam a matriz ou massa

fundamental da rocha. Similar a fanerítica porfiróide das rochas ígneas, onde os cristais bem

desenvolvidos são chamados de Fenoblastos. É comum em gnaisses, ocorrendo na forma de

“olhos”.

Cataclástica: formadas pela fragmentação e moagem das rochas, ao longo de zonas de grandes

falhamentos. Sobram geralmente fragmentos da rocha original, muitas vezes com forma de lente

ou olho, como nos milonitos, em meio a uma massa moída, e algumas vezes recristalizada com

micas, especialmente. É semelhante à textura afanítica das rochas ígneas.

III.2 Estruturas das Rochas Metamórficas

São elementos em geral macroscopicamente observáveis, e que não se refere a minerais

como espécie no seu arranjo mútuo, tanto interno como externo, chamados xistosidade,

bandeamento, lineação, ... .

Xistosidade: é qualquer estrutura planar paralela, de origem metamórfica, inclusive a clivagem

ardosiana, de lamelas de micas, ou outros minerais tabulares.

Bandeamento: alternância de bandas ou leitos de minerais granulares com outros leitos de

minerais filitosos ou prismáticos, orientados preferencialmente segundo o plano de tais leitos ou

bandas, como nos gnaisses.

Lineação: é a disposição linear paralela de qualquer tipo de componente da fábrica de uma rocha

metamórfica, sejam eixos de micro-dobras, cristais prismáticos, eixo de alongamento de seixos

deformados, intersecção de planos de xistosidade com estruturas planares pré-metamórficas ou

de um ciclo de metamorfismo anterior29

.

Maciça: não há xistosidade, ou seja, não existe orientação preferencial dos minerais,

normalmente ocorre nos afloramentos de quartzitos, mármores, ... .

Um termo que inclui xistosidade e bandeamento é chamado de foliação, ou seja, arranjo ou

distribuição paralelizada dos cristais ou grãos minerais.

III.3 Classificação das Rochas Metamórficas

Classificam-se tais rochas, preferencialmente, de acordo com suas texturas e estruturas.

III.4 Tipos de Rochas Metamórficas

ARDÓSIA: rocha de granulação fina, com perfeita xistosidade planar30

e sem bandeamento de

segregação. A clivagem resulta do incipiente crescimento paralelo de minerais micáceos, devido ao

metamorfismo regional de rochas sedimentares terrígenas finas – siltitos, argilitos e folhelhos. Sua

mineralogia é predominantemente sericita, clorita, albita e quartzo.

FILITO: rocha de granulação fina, com xistosidade estreitamente espaçada. Os minerais filitosos

consistem principalmente de sericita, a qual dá um brilho acetinado às superfícies de clivagem. Os

outros minerais micáceos são a clorita com ou sem a presença de biotita, e quartzo. Esta rocha

resulta de um metamorfismo regional, mais intenso que na ardósia.

XISTO: rocha de granulação média a grosseira, cuja fábrica é caracterizada por um excelente

paralelismo dos elementos lineares ou planares. Os minerais individuais podem ser distinguidos

macroscopicamente, ao contrário dos filitos. A xistosidade é saliente porque é marcada pelo

paralelismo de elementos lineares ou planares da fábrica com grãos bem desenvolvidos. De maneira

geral, de grau metamórfico mais avançado que o filito. As micas são geralmente abundantes.

GNAISSE: rocha de granulação geralmente grosseira, com xistosidade descontínua ou mal definida.

A fábrica é dominada pela proeminência do quartzo e feldspatos entre os constituintes

mineralógicos, sendo os minerais micáceos, em menor quantidade, e arranjados em bandas

contínuas ou não. É normalmente de grau metamórfico regional superior ao xisto.

29

Planos de acamadamento sedimentar, laminação ígnea, clivagem devido à deformação, outros planos de xistosidade anteriormente formados.

30 Comumente designada clivagem ardosiana.

ANFIBOLITO: constituída predominantemente de hornblenda e plagioclásio, sendo o primeiro

encontrado ao longo dos planos de xistosidade bem definido, na forma de prismas. A fábrica pode

apresentar bandeamentos devido à segregação dos minerais segundo leitos, ou não. A fissilidade

não é tão boa como a dos xistos.

MÁRMORE: é constituída por grãos recristalizados e inter-inclusos de calcita ou dolomita,

normalmente com textura granoblástica.

QUARTZITO: é constituído por grãos recristalizados de quartzo (<80%). Pode ser granoblástico ou

xistoso, se grãos lenticulares de quartzo mostrarem orientação preferencial e/ou micas estiverem

presentes. A interpenetração dos grãos de quartzo confere à rocha uma grande tenacidade.

GRANULITO: rocha de grau metamórfico muito alto, sem uma nítida orientação preferencial dos

constituintes, que são normalmente o plagioclásio, quartzo, piroxênio, e mais escassamente biotita e

granada. A fábrica é em geral equigranular. Pode possuir uma grosseira foliação dada pelas lentes

de quartzo orientadas. São rochas muito antigas.

CORNUBIANITO: rochas não xistosas, de granulação fina e fábrica equigranular, produzida por

metamorfismo de contato.

CATACLASITO: rochas formadas por deformação de ruptura – brechação, granulação parcial de

rochas quebradiças. Com diminuição do tamanho dos grãos, e desenvolvimento de estrutura

bandeada, os cataclasitos graduam para milonitos31

, resultantes de deslocamento extremo.

Quadro Evolutivo do Metamorfismo

rocha original rochas metamórficas

argilitos, siltitos

arenitos silicosos

arenitos argilosos

arenitos ferruginosos

calcários puros

calcários argilosos

dolomitos argilosos

carvão

granito, riolito

basalto, gabro

→

→

→

→

→

→

→

→

→

→

ardósia, filito, micaxisto, gnaisse

quartzito

quartzito sericítico, quartzito micáceo

itabirito

mármore branco

mármore com bandas micáceas

mármore esverdeado

antracito, grafite

gnaisse

cloritaxisto, anfibolito, piroxenito

IV UTILIDADES

IV.1 Metamorfismo de Contato: nas rochas encaixantes, ocorrem reações químicas devido aos

compostos voláteis oriundos das intrusões ígneas.

metais raros: W, Mo, Sn, Bi, Sb, As, em parte Ni e Co

31

Rocha metamórfica de granulação fina, coesa, resultante de esforços cisalhantes.

não ferrosos: Cu, Pb e Zn

metais nobres: Au e Ag

radioativos: U, Ra e Th

IV.2 Metamorfismo Regional

Disteno: matéria-prima na fabricação de refratários. Rochas ricas em Al, metamorfisadas.

Associado a micas, andaluzita, estaurolita e, por vezes, corindon, rutilo e turmalina.

Granada: almandina, matéria-prima na fabricação de abrasivos. Associado a micas – biotita,

disteno, quartzo, estaurolita, rutilo, zircão e turmalina.

Grafite

Filões do tipo Alpino: zonas de fratura, c/cristais bem desenvolvidos de quartzo – cristal de rocha

– de propriedades piezoelétricas, clorita, adulária, epidoto, actinolita, albita, rutilo e calcita.

IV.3 Construção Civil e Ornamentação

BIBLIOGRAFIA

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GEOLOGIA ESTRUTURAL

I GENERALIDADES

O conhecimento da disposição original das rochas é indispensável, tanto para a compreensão

como para a interpretação das deformações que possam ocorrer nas mesmas em épocas posterior

à deposição.

As rochas sedimentares, na maioria dos casos, se apresentam estratigraficamente. As

ígneas possuem estruturas em direto acordo com as condições do magma original e tipo de

ocorrência. Assim, uma lava fluída pode originar verdadeiras estruturas estratificadas. O mesmo

ocorre com as metamórficas que podem se apresentar xistosas, cataclásticas, etc.

Após a formação das rochas com feições próprias genéticas (primárias), fenômenos

geológicos outros podem retrabalhar tais feições originais, dando origem a destruições,

mascaramentos ou impressão de novas características. São as perturbações. Existem dois tipos

principais de perturbações geológicas, as de origem não tectônicas ou atectônicas e as tectônicas.

II CARACTERÍSTICAS DAS ESTRUTURAS NÃO PERTURBADAS

Via de regra, as rochas sedimentares se formam em estratos horizontais ou quase

horizontais. Estas rochas nos mostram, apenas, estruturas primárias, ou seja, aquelas que ocorrem

no nascimento da rocha.

III DEFORMAÇÃO DAS ROCHAS

Quando submetemos uma rocha qualquer a esforços – compressional, tracional ou

tangencial – a mesma sofre modificações em sua forma e/ou volume, a depender da intensidade e

duração do esforço, bem como de sua plasticidade. Após sofrerem uma deformação permanente, as

rochas adquirem uma estrutura dita secundária.

Um corpo imerso em um fluido é submetido a uma pressão que é exercida igualmente em

todos os seus pontos designada pressão hidrostática. Uma partícula de rocha encerrada em grandes

profundidades na Crosta, em virtude da carga de rochas que lhe cercam, experimenta algo

semelhante denominado pressão litostática. Em laboratório, em ensaios de rochas, temos a pressão

confinante.

Os esforços de compressão atuam sobre a rocha diminuindo o seu volume e aumentando a

densidade, em oposição direta aos esforços de tração. A torção tem seu papel bastante restrito, ou

seja, não é comum em Geologia.

Um corpo ao ser solicitado por uma força externa manifesta uma reação oposta, através de

forças internas, tendentes a manter ou restaurar sua forma original, dizendo-se que ele se encontra

em um estado de tensão (stress). Tensão não é um vetor.

S

F

Onde:

σ = tensão

F = força

S = unidade de superfície

Existem 3 eixos de tensões principais que representam a tensão em um ponto, representada

pelo elipsóide triaxial de tensões:

σ 1 direção de tensão máxima ou σ MÁX;

σ 2 direção de tensão intermediária ou σ INT;

σ 3 direção de tensão mínima ou σ MÍN.

logo, σ 1> σ

2> σ

3.

Quando σ 1

= σ 2

= σ 3

, tem-se uma condição de equilíbrio, ou tensão litostática, não dando

origem a acelerações muito rápidas. As deformações são causadas pela diferença σ 1 - σ

3. A tensão

tangencial ou cisalhante () é aquela que ruptura o corpo.

O termo deformação (strain) se refere às variações nas dimensões lineares relativas ou na

forma de um corpo, em seu volume, ou ambos. Quando sofre apenas modificações de volume tem-

se uma dilatação. Quando muda a forma do corpo rochoso, tem-se uma distensão.

Corpos que chegam à ruptura após passarem por uma deformação plástica, passando pelo

limite, apresentam fluxo plástico e escoamento, que são as rochas ditas incompetentes. A rocha

Deformações elásticas

Deformações plásticas

Ruptura

Retorno ao normal

Dobras Fraturas

STRESS (Força)

STRAIN (Deformação)

quebradiça se rompe antes de atingir o limite de elasticidade. Deformação elástica é quando o corpo

retorna à sua forma original após cessarem as forças que atuaram.

A pressão confinante depois de certo limite tende a compor uma deformação plástica. Nas

rochas ditas competentes ocorre formação de fraturas antes de atingir o limite de elasticidade.

Pode-se, então, classificar as rochas com relação a sua maior ou menor rigidez, mobilidade

ou plasticidade, de maneira relativa, em competentes e incompetentes. As rochas competentes

reagem de maneira rígida perante os esforços deformantes – Quartzitos, Arenitos, Calcários,

Dolomitos, Xistos com quartzo espessos. As rochas incompetentes se comportam plasticamente

perante tais esforços, dobrando-se mais intensamente e respondendo de modo passivo – Argilitos,

Folhelhos, Ardósias, Filitos, Margas, sendo as camadas de Gipsita e sal-gema as rochas mais

incompetentes da natureza.

Foto 1 – Deformações rochosas.

Fonte http://www.netxplica.com/manual.virtual/exercicios/geo11/deformacoes/11.GEO.deformacoes.forcas.htm

Quanto maior a temperatura maior a deformação plástica das rochas. O aumento de

temperatura ascende o seu limite plástico, aumenta a sua resistência às rupturas. Tem maior

influência no processo de compressão do que na deformação por tração, porque aqueles são mais

comuns nas áreas mais profundas da Crosta, ao contrário das tensões.

A pressão de líquidos nos poros, ou na estrutura cristalina dos minerais, favorece os

processos de deformação. As rochas são tanto mais dúcteis, quanto maior a quantidade de fluidos

na rocha. Este fator faz com que as rochas reajam mais plasticamente.

O tempo geológico contribui de maneira decisiva para a deformação das rochas.

No tempo geológico, em cada instante, temos uma deformação finita por incrementos de

deformações chamadas infinitesimais. No comportamento plástico se sucedem deslocamentos

apreciáveis de elementos do corpo sobrevindos translação de massas com deformação plástica final

do corpo, por:

Relações Intergranulares, onde os grãos se acomodam entre si pela tensão existente;

Relações Intragranulares, onde a própria estrutura do grão é mobilizada dentro da estrutura da

rocha;

Recristalização.

Existem dois tipos de deformação: as homogêneas e as heterogêneas. As deformações

homogêneas mostram regularidade em suas respostas, ou seja, retas paralelas continuam paralelas,

retas continuam retas e, um dos parâmetros permanece uniforme, constante. Já as heterogêneas

resultam em uma não similaridade em todos os elementos geométricos, em que retas ficam curvas,

paralelas perdem seu paralelismo e suas orientações são modificadas.

A – Corpo sem deformação; B – Corpo com deformação homogênea; C – Corpo com deformação heterogênea.

Foto 2 – Deformações.

A importância do estudo das deformações das rochas está, principalmente, no estudo dos

eventos geológicos – datação relativa, na engenharia de estradas, barragens, túneis, ..., e na

geologia econômica. As principais deformações passíveis de ocorrência nas rochas são as dobras,

as juntas e as falhas.

IV PERTURBAÇÕES ATECTÔNICAS

As estruturas atectônicas ou adiastróficas desenvolvem-se nas rochas, especialmente nas

sedimentares, sem o concurso da tectônica ou diastrofismo, isto é, não são causadas pelas

deformações que afetam os níveis profundos da Crosta e não envolvem propagação das forças

internas da Terra através do substrato rochoso sobre o qual se apoiam.

Estas restringem-se a pequenas áreas formadas por movimentos causados,

fundamentalmente pela ação da força de gravidade sobre massas rochosas destituídas de suporte

ou apoio. Normalmente resultam de processos superficiais comumente relacionados a fenômenos

de erosão e deposição.

Compactação e Diagênese dos sedimentos: o espaço intersticial dos sedimentos pode ser

reduzido de duas formas – Cimentação e Compactação. A cimentação não implica uma

contração de volume da rocha. Os sedimentos pelíticos são particularmente sensíveis a uma

perda de volume por compressão.

Compactação por gravidade: a eficiência deste depende principalmente da facilidade com que

a água intersticial congênita pode escapar. Neste caso os únicos efeitos observados são a

redução em espessura e porosidade, e o aumento de sua densidade.

Compactação diferencial: quando os sedimentos se acumularem em uma superfície que

apresente relevo acentuado ou se houver mudança lateral no caráter dos sedimentos, poderá

ocorrer sua compactação diferencial originando estruturas geológicas de importância – as

paleocolinas. Os estratos sedimentares, pelo efeito do mergulho original e compactação,

amoldam-se à elevação em um anticlinal amplo, atectônico.

V PERTURBAÇÕES TECTÔNICAS

Existe, na Crosta Terrestre, dois tipos de movimentação tectônica:

Epirogenético: é a movimentação ascensional ou descensional, lenta no tempo, de grandes

massas – continentes – sem que haja necessariamente grandes deformações nas rochas

envolvidas no processo;

Orogenético: é o conjunto de processos tectônicos geradores de cadeias de montanhas,

notadamente pelo dobramento da Crosta por ação de esforços tangenciais.

V.1 Coordenadas Geológicas de uma Camada

Uma camada pode ser definida no espaço através de sua atitude, composta de 2 parâmetros:

direção ou strike – das suas horizontais – e mergulho ou dip – da sua linha de maior declividade.

Foto 3 – Ilustração de direção (strike) e mergulho (dip) de uma camada aflorante. Fonte: Fundamentos de Aulas Práticas, Eduardo

Salamuni, UFPR.

O instrumento que dispõe o geólogo para medir tais parâmetros é a bússola geológica, que é

na realidade uma combinação de uma bússola comum com nível de bolha e clinômetro, permitindo a

medição de ângulos horizontais e verticais. A única diferença entre a bússola geológica e a comum

está na inversão do leste (E) com o oeste (W). Esta disposição facilita a visada e permite a leitura de

rumos em quadrantes verdadeiros. Com estes dois parâmetros, ou coordenadas, fica fácil a

definição de um plano no espaço.

Foto 4 – Bússola. Fonte

http://www.aaker.com.br/produtosdetalhes_sv.asp?ProdutoID=22

V.2 Dobras

São ondulações, ou convexidades e concavidades, existentes em corpos rochosos

originalmente planos. As dobras se originam a grandes profundidades onde a pressão litostática é

enorme – deformação plástica.

O reconhecimento de estruturas dobradas pode ser feito diretamente de afloramentos, no

campo, em aerofotos ou em mapas, através do fechamento de mergulhos de uma mesma camada.

Às vezes tal fechamento não se torna visível devido a truncamentos ou coberturas diversas – solo,

vegetação, etc.

Foto 5 – Dobras Fonte http://vaniateixeira.blogspot.com/2010/06/falhas-e-dobras.html

V.3 Juntas ou Diáclases

São feições fáceis de serem reconhecidas em qualquer pedreira ou afloramento. São planos

de fraqueza seguindo normalmente orientações definidas, separando ou não as partes de um bloco

ou camada originalmente unificadas. Ao longo destes planos não ocorrem deslocamentos, por

menores que sejam das partes separadas.

As juntas podem ser de 3 tipos: Compressionais, Tracionais e Cisalhantes. As juntas dos

tipos Compressional e Tracional, se desenvolvem paralelamente ao maior esforço aplicado (T¹),

enquanto que as de cisalhamento mostram ângulos de 30° a 45° em relação a T¹.

Quanto mais espessa uma camada menor a frequência de juntas pela resistência desta –

inversamente proporcional. Nas áreas mais superficiais da Crosta ocorrem geralmente fraturas,

porque não há pressão litostática.

V.4 Falhas

Aquelas fraturas, ou cisalhamentos das rochas, que mostram ao longo dos planos de

fraturamento um deslocamento perceptível de ambas as partes, são denominadas falhas. De um

modo geral este tipo de deformação pode resultar de esforços de compressão, distensão ou torção

de massas rochosas, atingindo proporções as mais variadas possíveis e com deslocamentos totais

desde mm até km.

A superfície segundo a qual se dá o deslocamento é denominada plano de falha. Muitas

vezes o atrito causado pelo movimento produz uma superfície lisa, podendo ter um brilho bem nítido

graças ao polimento produzido pela fricção; neste caso temos o que se conhece por espelho de

falha. Muitas vezes essas superfícies apresentam estrias, ou degraus escalonados, que nos

permitem determinar o sentido do movimento da falha. A intersecção do plano de falha com a

superfície terrestre denomina-se traço de falha ou linha de falha.

O rejeito de uma falha é o deslocamento relativo de pontos previamente adjacentes nos lados

opostos da falha, sendo medido no plano de falha. A camada tomada para a medida do rejeito é

denominada camada-guia. A atitude de uma falha, ou seja, a direção e o mergulho do plano de falha

é obtido da mesma maneira que a atitude de uma camada qualquer.

Se o plano de falha não é vertical, o bloco rochoso acima do plano de falha é denominado

teto ou capa, e o situado abaixo dele, muro ou lapa.

Foto 6 – Falhas

Fonte http://www.netxplica.com/manual.virtual/exercicios/geo11/deformacoes/11.GEO.falhas.1.htm

De acordo com os seus elementos geométricos e com sua gênese, podemos classificar as

falhas em:

V.4.1 Falha Normal ou de Gravidade

Neste caso o teto se movimenta para baixo em relação ao muro. O plano de falha mergulha

para o lado que aparentemente caiu. Estas falhas resultam de movimentos distensivos ou tracionais.

Quando o ângulo de mergulho da falha diminui com a profundidade, denomina-se falha de

crescimento.

As feições estruturais mais notáveis, resultantes de falhamentos de gravidade, são os

sistemas de Grabens/Horsts, e Rift Valleys. Estas afetam grandes áreas produzindo uma série de

falhamentos, ou feições estruturais, cuja direção e amplitude dependem grandemente dos esforços

atuante na área.

Graben ou fossa tectônica é um bloco rebaixado, geralmente com o comprimento maior que

sua largura, delimitado por falhas de gravidade. Horst ou muralha é também um bloco de forma

linear, delimitado por falhas de gravidade, que exibe com freqüência uma altitude maior que as áreas

contíguas. As regiões onde ocorrem Grabens e Horsts são locais onde as falhas de gravidade têm a

sua maior representatividade.

Foto 7 – Graben e Horst Fonte http://martianchronicles.wordpress.com/2010/04/26/marssed2010-field-tri-day1/

A expressão Rift Valley é mais ou menos equivalente ao vocábulo Graben. Foi usada pela

primeira vez para designar os grandes vales alongados, com flancos íngremes e paralelos, que

truncam os planaltos elevados da África Oriental. Geralmente, são lagos profundos. O Lago Baikal

tem seu fundo cerca de 1 km abaixo do nível do mar. O Mar Morto está apenas 400 m abaixo do

nível do mar.

Foto 8 – Rift Valley Fonte http://www.daviddarling.info/encyclopedia/R/rift_valley.html

As evidências geológicas apontam que a Crosta, nas regiões de Rift, se encontra sob tração,

e não sob compressão.

V.4.2 Falha Transcorrente ou de Rejeito Direcional

É aquela onde o movimento é dominantemente horizontal. Neste caso, o rejeito é horizontal,

sendo, portanto paralelo à direção da falha. Um exemplo mundialmente conhecido é o da Falha de

Santo André, Califórnia, EUA. No Brasil temos os importantes lineamentos de Pernambuco e

Paraíba.

V.4.3 Falha Inversa ou Reversa

É aquela na qual o teto subiu em relação ao muro. São falhas resultantes de movimentos

compressivos.

V.4.4 Falha de Empurrão ou Thrust

É uma falha do tipo reversa onde o ângulo de mergulho é baixo, proporcionando um

cavalgamento do teto sobre o muro. O reconhecimento de falhas na superfície terrestre depende

principalmente de uma amplitude capaz de afetar a topografia do terreno. Geralmente é fácil em

aerofotos reconhecer-se uma linha de falha, o deslocamento de escarpas, o deslocamento de leitos

de rios, entre outras feições. Em subsuperfície, necessário se torna um número maior de dados ou

poços, sendo o dado mais indicativo a duplicidade ou a ausência de camadas. A experiência do

interprete é que muitas vezes fará com que ele sinta a diferença em uma seção geológica entre uma

falha e uma discordância angular.

V.4.5 Discordâncias

Em que pese não ser diretamente ligado a esforços, nem ocasionar deformações nas rochas,

a geologia estrutural, bem como a estratigrafia, também se interessa pelas discordâncias.

Dá-se o nome de discordância ao fenômeno geológico associado às deformações e, que sob

o ponto de vista estratigráfico, corresponde a uma superfície de separação de rochas formadas em

épocas distintas, ocorrendo entre elas um curto ou longo espaço ou hiato de tempo geológico

podendo, durante este hiato, ocorrer ou não erosão na referida superfície. Assim, discordância é

uma descontinuidade no registro geológico formada quando a deposição cessou por um certo tempo

ou hiato, podendo ou não haver erosão.

Existem quatro tipos principais de discordâncias:

Não Conformidade ou Discordância Litológica: é o tipo de discordância que ocorre quando

rochas estratificadas repousam sobre rochas ígneas ou metamórficas;

Discordância Angular: este tipo separa duas unidades de rochas estratificadas – sedimentares,

com inclinação ou mergulho diferentes;

Desconformidade ou Discordância Erosiva: quando todos os estratos são paralelos entre si,

sendo o contato entre as duas unidades uma superfície irregular, mostrando que houve erosão

antes da deposição da unidade superior;

Paraconformidade: neste caso o contato é um simples plano de acamadamento. A evidência de

um hiato na seqüência é óbvia somente com critérios paleontológicos, ou seja, pela presença de

fósseis.

V.4.6 Intrusões e Diápiros

Já vimos que as rochas podem sofrer deformações ocasionadas por compressões, trações

ou cisalhamentos. Entretanto, em processos outros, o esforço é aplicado no sentido ascensional e

não lateral. São as intrusões e os Diápiros.

Um corpo intrusivo, ou um diápiro, corta as camadas preexistentes, o que determina uma

idade posterior à deposição das camadas encaixantes ou cortadas.

V.4.6. Intrusões Ígneas

São constituídas por uma massa de rocha ígnea. Formam os chamados batólitos, lacólitos,

diques, sills ou soleiras e necks, que se distinguem pela forma ou pela sua relação com as rochas

encaixantes.

V.4.6.2 Intrusões de Sal ou Halocinese

Formam os chamados domos de sal, que resultam da injeção plástica de sal devido à

diferença de densidade entre este (Halita = 2,2; Silvita = 1,9) e os outros estratos sobrepostos (±2,5);

e da irregularidade da pressão exercida pelos estratos sobrejacentes. As intrusões de sal provocam

deformações nas camadas encaixantes, formando dobras denominadas domos de sal.

Foto 6 – Em vermelho Halocinese Fonte http://www.rc.unesp.br/lebac/petroleo.php

V.4.6.3 Intrusões de Folhelho ou Lutocinese

O peso de camadas clásticas grosseiras sobrepostas a argilas – folhelhos – pode provocar

condições de instabilidade, devido a carga diferencial, causando um movimento ascendente das

argilas, formando os denominados diápiros de folhelho.

BIBLIOGRAFIA

Davis, G. H. & Reynolds, S. J. (1996). Structural Geology of Rocks and Regions. New York: John

Wiley & Sons.

Ferreira, J. B. (1980). Dicionário de Geociências. Fundação Gorceix, Ouro Preto, MG.

Hills, E. S. (1975). Elements of Structural Geology. Science Paperbacks & Chapman and Hall Ltda.,

London.

Leinz, V. e Amaral, S. E. (1978). Geologia Geral. Companhia Editora Nacional, 7ª edição.

Loczy, L. e Ladeira, E. A. (1980) Geologia Estrutural e Introdução à Geotectônica. Editora Edgard

Blücher com apoio do CNPq, Rio de Janeiro, RJ.

The American Geological Institute. (1984). Dictionary of Geological Terms. Robert L. Bates & Julia A.

Jackson, Ed., 3ª edição.

ÁGUA SUBTERRÂNEA

Prof. Dr. Luis Eduardo Silveira da Mota Novaes32

I INTRODUÇÃO

Há no presente um aumento progressivo da necessidade de água para o consumo humano,

para as indústrias e para o setor agropecuário. Esta necessidade incrementará o estudo e a

exploração deste mineral.

O chamado ciclo das águas é determinado por três fatores:

escoamento para as partes mais baixas;

evaporação imediata;

parte infiltrada no solo.

Ciclo Hidrológico

32

Curso de Engenharia Geológica/UFPel.

Se tomarmos uma molécula de água e a seguirmos, veremos que ela cumpre um ciclo

fechado onde ela estará no estado líquido ou no gasoso e, eventualmente, no estado sólido.

A água que infiltra circula subterraneamente, alimentando os rios, lagos, fontes, ou evapora

nas porções mais superficiais. As águas que vão alimentar os oceanos sofrem grandes evaporações

fechando o ciclo e, posteriormente, precipitar como chuva. A água subterrânea está sempre em

circulação.

II INFILTRAÇÃO

É a quantidade de água que penetra no subsolo. Esta pode ser diferenciada em:

infiltração total: é toda a quantidade de água que penetra no subsolo.

infiltração eficaz: é a quantidade de água que penetra e vai alimentar os mantos de água

subterrâneos.

II.1 Fatores

Os fatores que regem uma maior ou menor infiltração são:

Topografia – a profundidade do nível hidrostático é função da forma do relevo do terreno,

acompanhando a topografia, ou inclinação do solo, de tal modo que, nas partes altas ele é

profundo e nas partes baixas ele é mais superficial.

Material – para haver boa infiltração é necessário que o solo e as rochas sejam permeáveis, isto

é, que contenham poros e que estes sejam ligados entre si. Uma rocha pode ser porosa mas não

permeável, se os poros não estiverem ligados entre si. Dos três grandes grupos de rochas são

as sedimentares as mais permeáveis, as rochas ígneas são as menos permeáveis. Mas mesmo

nas rochas sedimentares a permeabilidade varia muito;

Cobertura vegetal – esta impede o escoamento imediato das águas facilitando assim a infiltração.

Os solos sob as matas têm muita matéria orgânica e, esta pode embeber muita água em um

curto espaço de tempo, isto é, elas são bastante porosas e permeáveis. Os métodos para medir

infiltração são imperfeitos mas podem dar uma ordem de grandeza, que é o que importa em

hidrogeologia33

.

II.2 Disposição das águas em sub-superfície

As águas das chuvas infiltram-se no subsolo até um limite onde ocorrerá a saturação do

material. Pode-se distinguir duas zonas sub-superficiais:

a) Zona saturada: imaginemos uma camada de rocha sedimentar, porosa e permeável, coberta por

solos e colocada acima de uma rocha impermeável. A água da chuva ao infiltrar-se no terreno

tomará o caminho de cima para baixo e, ao penetrar no solo, atravessará também a rocha porosa

e permeável até atingir a camada impermeável. Não podendo prosseguir a água começará a

acumular no limite da rocha permeável/rocha impermeável, preenchendo todos os poros, isto é,

saturando a rocha de água. Esta saturação, que progride de baixo para cima, é função da

quantidade de poros que a rocha contém. A porosidade da areia grossa atinge 40% e a do

granito apenas 0,5% a 2% do volume da rocha. A areia grossa é um excelente armazenador de

33

Estudo do movimento da água no subsolo e sua exploração.

água; além disso esta água poderá ser utilizada pelo homem através de poços, pois ela é

também permeável. As argilas são porosas (50%) mas impermeáveis. Se a quantidade de chuva

for muito grande a saturação pode atingir a superfície do terreno, formando a zona de pântanos.

b) Zona não-saturada: normalmente a saturação não atinge a superfície; acima dela aparece uma

zona sub-saturada onde existem poros sem água, preenchidos por ar; é por isso que esta zona é

também conhecida por zona de aeração. Entre as duas zonas, saturada e aeração, existe um

limite chamado nível hidrostático. Este é importante pois nos indica a profundidade da zona

saturada; abaixo é a zona do lençol de água ou das águas subterrâneas propriamente ditas. Este

nível deverá ser ultrapassado para que um poço d’água seja produtor.

III POROSIDADE

Numa rocha, ou solo, parte do espaço é ocupado por sólidos, parte por interstícios.

Porosidade () pode ser expressa por:

= V

V

v

t

100

onde:

Vv Volume de vazios

Vt Volume total da rocha

Porosidade ( e ) eficaz é expressa por:

e = V

V

ag

t

100

onde:

Vag Volume da água gravitacional

Os interstícios de uma rocha podem ter aparecido já na formação das mesmas – primárias,

ou mais tardiamente – secundárias.

São os seguintes os fatores que influenciam na porosidade:

classificação dos grãos: grãos uniformes conferem uma porosidade maior. Em material

heterogêneo os finos preenchem os vazios;

subsidência do material: solos muito compactos tem grãos que se tocam em número muito maior

de pontos, diminuindo a porosidade. Solos com subsidência fraca, os grãos se tocam menos

fornecendo uma porosidade maior. A compactação pode provocar silicificação dos poros

diminuindo a porosidade;

esfericidade dos grãos: quanto maior for a angularidade maior é a porosidade do material.

IV PERMEABILIDADE

É a capacidade que possui a rocha de permitir que os fluídos percolem pelos espaços vazios,

definidores da porosidade. Logo, esta é função do meio em que o fluído escoa e do tipo de fluído.

Diz-se que o meio é isotrópico se em determinado ponto, em qualquer direção e sentido, a

permeabilidade for igual. Não é obrigatório que em todos os pontos a permeabilidade seja a mesma,

mas para aquele ponto ela deve ser a mesma para cada, ou qualquer direção e sentido. Quando

houver variação em sentido ou direção o meio é anisotrópico. Se as condições de isotropia ou

anisotropia forem constantes isto vai caracterizar um meio homogêneo.

Quando os poros são ligados há permeabilidade. Alta porosidade nem sempre corresponde a

alta permeabilidade. A permeabilidade é importante porque nos interessa o conceito de circulação de

água subterrânea.

V MOVIMENTO DA ÁGUA SUBTERRÂNEA

Na Natureza o movimento da água subterrânea, que se dá através de meios porosos, é muito

lento, dos lugares mais altos para os mais baixos, desde que não encontre uma barreira

impermeável.

V.1 Velocidade da Água Subterrânea

A velocidade é relativamente baixa devido ao atrito nas paredes dos capilares e dos poros. A

velocidade do fluído é representada pela Lei de Darcy, onde:

= l

hk

onde:

k coeficiente de permeabilidade

h/l gradiente hidráulico

Esta relação só vale para movimento laminar através de meios porosos. Sendo o movimento

da água subterrânea muito lento, é provável que quase sempre seja obedecida a Lei de Darcy.

V.2 Tipos de Água Subterrânea

aqüíferos: são materiais rochosos com capacidade de armazenamento e circulação de água

subterrânea, fornecendo quantidades economicamente suficientes de água;

aquicludes: materiais rochosos que armazenam água, mas não tem a capacidade de circulá-la,

pelo menos em velocidade normal de água subterrânea. Ex.: argila;

aquifugos: material rochoso que não se comporta como aqüífero, sem capacidade para

armazenar e nem para circular a água subterrânea;

aquitargo: material rochoso que não se comporta como aqüífero tradicional, tendo baixa

circulação, mas podendo ser explorado como fornecedor de água subterrânea. Ex.: silte.

V.3 Origem da Água Subterrânea

Quanto à origem, podemos classificá-la como:

juvenil: a análise dos gases expelidos pelos vulcões mostra que neles o vapor d’água é o mais

abundante. O magma, isto é, rocha fundida, é então massa mais ou menos aquosa. A água que

se desprende quando a rocha se consolida é dita juvenil;

congênita ou conata: é a água aprisionada nos fundos das bacias de sedimentação, presa nos

poros, incorporadas às rochas. É considerada uma água fóssil;

meteórica: é a água da chuva ou neve, ou seja, atmosférica, que é infiltrada no terreno;

de combinação: determinadas estruturas minerais por absorção podem reter água. Ex.: argilas.

VI APROVEITAMENTO DA ÁGUA SUBTERRÂNEA

Embora no Brasil a maior parte da água consumida pelo homem, provenha de água

superficiais – rios, lagos, barragens, em muitos Países esta é explorada das águas subterrâneas. No

Nordeste do Brasil a água subterrânea é muito procurada através de poços.

As águas subterrâneas são mais puras quimicamente. Os sais que carregam e,

principalmente, os detritos orgânicos, são filtrados pelas rochas atravessadas.

Todos os tipos de rochas podem conter água subterrânea, havendo entretanto àquelas que

são bons aqüíferos e as que são más armazenadoras.

Em grandes áreas do NE onde não ocorrem rochas sedimentares, os geólogos exploram

água em rochas ígneas e metamórficas. Como rochas ígneas e metamórficas são pouco

permeáveis, a infiltração das águas se dá através de aberturas naturais das rochas, denominadas de

fraturas – juntas e falhas.

A capacidade do aqüífero será função do tamanho, quantidade e interligação destas

aberturas. Os tipos de rochas como aqüíferos, estão assim distribuídos:

sedimentos não consolidados

rochas sedimentares

95% das águas subterrâneas

rochas vulcânicas

rochas plutônicas e metamórficas

Areias e arenitos são os mais explorados. Calcários têm um comportamento anômalo em

relação a outras rochas sedimentares, porque não possui uma porosidade primária grande. Devido à

sua grande solubilidade, mais uma porosidade secundária grande, torna-se bom aqüífero.

Rochas vulcânicas podem ter boa porosidade e baixa permeabilidade. Entretanto, a rede de

fraturamento pode produzir ou tornar as rochas vulcânicas em bons aqüíferos. Quando não

alteradas geralmente são melhores aqüíferos que as plutônicas. Existe uma circulação entre as

fraturas da água de infiltração. As fraturas menores conduzem para uma fratura maior, onde há uma

maior quantidade de água subterrânea circulante. Nestes locais a exploração é proveitosa.

Quando uma rocha permeável e porosa chega até o mar, o lençol de água doce que encerra,

repousa sobre a água salgada. O contato entre ambas é parabólico e, ao longo dele, certa difusão

tem lugar. Iniciado o bombeamento, através de poço, o cone de depressão da água doce produz

alívio local de pressão, que gera um cone de ascensão da água salgada, que eventualmente atinge

o poço, que daí em diante começará a puxá-la de mistura com a doce.

VII FONTES

As fontes são resurgências naturais de água. É fácil perceber que cada vez que o nível

hidrostático aflorar neste ponto formar-se-á uma fonte. Como este nível aproxima-se da superfície

em zonas baixas, as fontes serão normalmente encontradas nas baixadas. Muitas vezes é a

configuração geológica do terreno que facilita o aparecimento das fontes.

As fontes termais são aquelas cujas águas quentes, atingindo em certos casos 60°C ou mais,

tem uma relativa proximidade com áreas de atividade magmática. Os geysers são fontes termais

artesianas intermitentes.

As fontes minerais são aquelas cuja salinidade das águas, sem considerar o bicarbonato de

cálcio, é superior a 1 g/l. Quando diz-se que as águas de fontes são mais puras que as de rios, isto

significa, principalmente, que elas não contém elementos orgânicos – amebas, bactérias. Se a água

de rio, fonte ou poço for muito rica em sais dissolvidos – Ca e Mg, ela é dita dura. Se a fonte mineral

contiver sais de urânio dissolvidos ela é dita radioativa.

As fontes são classificadas em vários tipos, conforme as condições estruturais das rochas

que contém a água ou conforme a maneira com que a topografia intercepta a zona aqüífera.

fonte de camada ou de contato: origina-se onde a superfície do terreno intercepta o contato de

uma camada permeável por cima e outra impermeável por baixo;

fonte de falha: é formada pela justaposição de rochas permeáveis ao lado de impermeáveis,

como conseqüência de uma falha;

106

fonte de vale: se o nível hidrostático for interceptado pela encosta de um vale formar-se-á uma

fonte;

fonte de fissura: é característico de regiões constituídas de rochas cristalinas. Estas são

atravessadas por um sistema de diaclasamento intercomunicáveis por onde a água pode circular

VIII POÇOS

Os poços, em relação às águas subterrâneas, podem ser rasos ou profundos.

Os poços rasos são abertos sem uso de perfuratrizes, geralmente de modo manual.

cacimba: grande diâmetro;

ponteira: cravado até o aqüífero e acoplado à bomba de sucção;

feito à trado: furo no terreno, de pouca profundidade;

trado mecânico: até 15 m, ou horizontes de rocha alterada;

poço à jato d'água: em dunas – furo, cano e bomba;

galeria (kanats): captação.

Kanat

Os poços profundos são abertos por perfuratrizes, normalmente de 20 cm de boca, atingindo

profundidades variáveis, como são variáveis as profundidades do nível hidrostático.

Dentro do poço a pressão é a atmosférica e, portanto, menor que a pressão devida ao peso

das rochas acima do nível hidrostático.

O nível atingido pela água dentro do poço é chamado desnível piezométrico ou nível estático.

O bombeamento de um poço produz uma depressão local do lençol freático chamada cone de

depressão do poço, tanto mais profundo quanto maior a descarga, isto é, a extração por unidade de

tempo.

Chama-se vazão de um poço a quantidade de água retirada em uma unidade de tempo,

normalmente expressa em litros por hora (l/h).

107

rRe

hHkQ

log

)( 22

onde:

Q - vazão

k - coeficiente de permeabilidade do meio

- constante do círculo

H - profundidade do poço

h - cota do nível dinâmico

R - raio do círculo de influência

r - raio do poço

Esta fórmula nos ensina alguns fatos interessantes:

a produtividade cresce com o quadrado da profundidade do poço, mas apenas com o logaritmo

do seu raio. Por isso, grandes vazões exigem poços profundos, e não largos;

a vazão depende do coeficiente de permeabilidade que, por sua vez, depende da finura do solo

ou sedimento. Por isso poços em pedregulhos e areia podem produzir mais que solos argilosos.

Uma vazão de 5.000 l/h é muito fraca; 30.000 l/h é uma vazão boa; abaixo de 1.000 l/h

considera-se, para fins práticos que o poço é seco.

A vazão ótima é aquela cujo volume de água extraído é equilibrado pelo volume de água que

chega, através do aqüífero, ao fundo do poço.

VIII.1 Prognósticos sobre água subterrânea

Quando um geólogo, é chamado a prognosticar descarga de um poço, a ser aberto em certo

local, o parecer ser-lhe-ia fácil se conhecesse:

108

permeabilidade;

porosidade;

grau de saturação;

volume do aqüífero;

estrutura geológica do aqüífero;

produção específica do aqüífero;

chuvas, enxurradas, que afetam o reabastecimento do aqüífero.

Mas isto quase nunca acontece, pois seria mais caro que abrir poços experimentais. O que

se pode fazer é determinar a estrutura geológica local, observar exudações e fontes para ter idéia do

lençol, verificar a produção de vizinhos, ..., em seguida dar seu parecer que refletirá uma

probabilidade, nunca uma certeza.

VIII.2 Radiestesia e Varinhas (do grego, aisthesis = sensação)

No trato da água subterrânea certas pessoas se julgam capazes de locar poços produtivos

mediante o emprego de varas que, segundo elas, seriam sensíveis a radiações ou ondas emanadas

dos aqüíferos. Este fenômeno é chamado de radiestesia (do grego, aisthesis = sensação) ou

rabdomancia (do grego, rhabos = vara, mantia = adivinhação).

“A todos que lhe solicitam informações, o USGS34

recomenda que não despendam dinheiro

algum com serviço de qualquer water witching (witch = bruxaria), ou na compra de qualquer máquina

ou instrumento para localização de água subterrânea, ou outros minérios (E. Meinzer)”. O cientista

ortodoxo não nega a radiestesia. Apenas afirma que os radiestesistas ainda não provaram

adequadamente sua tese. Não aceitar as provas de um fato não é a mesma coisa que negá-lo,

diriam os advogados.

3 Lençóis Artesianos

Massas de águas alojadas em meios permeáveis, limitadas acima e abaixo, por meios

impermeáveis, se dizem lençóis confinados. Quando a massa aquosa, além disso, se encontra sob

pressão, constitui um lençol artesiano.

Poço artesiano é o que fura o lençol artesiano e, a subida rápida e espontânea da água,

quando atingido o aqüífero, se chama artesianismo. O artesianismo se diz incompleto quando a

água não chega até a superfície do solo. Os poços artesianos são, via de regra, melhores do que os

freáticos, pois dispensam bombeamento, ou exigem para ele menos energia, porque a água

34

United States Geological Survey.

109

espontaneamente sobe poço acima. Além disso, sua água tendo percorrido trajeto mais longo é, em

geral, mais pura.

IX SOLIFLUXÃO

Os deslizamentos do terreno, ou solifluxão, aparecem principalmente quando o solo

embebido de água apresenta um contato inclinado com a camada impermeável. Este solo

escorregará sobre a superfície de contato deslocando, deste modo, enormes massas de terra. O

fenômeno dá-se por etapas formando uma espécie de escada. Este movimento do terreno, em geral

lento (1 cm/20 anos), dá-se continuamente e é agravado no período de chuvas.

Às vezes o fenômeno é provocado ou agravado pelo homem, por abertura de estradas mal

estudadas, por exemplo. A estabilização destes escorregamentos, quando possível, requerem

muitas obras de engenharia.

As estruturas geológicas, bem como o tipo de rocha, são importantes de serem reconhecidos

nas obras de engenharia; as rochas plásticas – argilas – são muito susceptíveis de sofrerem

escorregamentos.

110

As vossorocas, problema grande em agricultura, são fenômenos que ocorrem de um modo

semelhante, só que o material não escorrega mas é erodido rapidamente e transportado pelas

águas. Em áreas de vegetação fraca, ou sem cobertura vegetal, a erosão faz-se rapidamente até

atingir o nível hidrostático ou uma camada impermeável. O perigo que a vossoroca representa para

o homem se deve ao fato de que destrói plantações, estradas, cercas, casas e mesmo vilas. Para se

deter esta marcha regressiva usa-se o plantio de árvores de raízes profundas que retém o solo.

111

Quando forças suficientemente ativas atuam sobre partículas rochosas soltas na superfície

da Terra, estas se movem. Isto é verdadeiro, seja para partículas submicroscópicas de sílica em

suspensão na água subterrânea, seja para blocos diaclasados gigantescos que caem de escarpas.

A sempre presente força da gravidade adiciona uma componente descendente aos movimentos

produzidos por outras forças.

A componente da força de gravidade que atua paralelamente à superfície da encosta é

proporcional ao seno do ângulo de inclinação. O coeficiente de fricção de deslizamento é igual à

relação entre a componente de gravidade que atua ao longo da encosta e a componente que atua

perpendicularmente à encosta, ou tangente do ângulo de inclinação, quando a partícula está em

movimento.

Como poucos materiais possuem coeficiente de fricção superior a 1, a fricção em si só não

reterá blocos intemperizados em encostas com ângulo superior a 45°. Superfícies cobertas de

fragmentos rochosos tendem a apresentar ângulos máximos de inclinação entre 25° e 40°,

dependendo da forma e aspereza das partículas.

Rochas maciças são suficientemente fortes para resistirem à maioria das forças superficiais

que sobre elas atuam. Montanhas não desmoronam ou deslizam sobre seu próprio peso, só depois

que a rocha reagiu com água e atmosfera, ou quando foi partida por esforços mecânicos fragmentos

poderão ser mobilizados. Então, intemperismo é um pré-requisito necessário para o movimento de

fragmentos rochosos encosta abaixo.

O termo coletivo para todos os movimentos gravitacionais, ou de encosta abaixo, de

fragmentos rochosos alterados é movimento de regolito. O termo implica que a gravidade é a única

força importante e que nenhum meio de transporte, como vento, água em movimento, gelo ou lava,

é envolvido.

Apesar da água em movimento, por definição, estar excluída do processo, ela não obstante

exerce papel importante no movimento do regolito por reduzir o coeficiente de fricção como

lubrificante, e por aumentar o peso da massa rochosa alterada preenchendo os espaços entre os

poros.

112

Se o solo ou regolito está saturado de água, a massa encharcada poderá mover-se encosta

abaixo, alguns centímetros ou poucos decímetros por hora ou por dia.

Este tipo de movimento é chamado de solifluxão35

. O processo é especialmente comum em

regiões subpolares, onde o solo abaixo de uma zona rasa de degelo está permanentemente

congelado. Durante o rápido degelo de verão uma camada ativa, de alguns decímetros de

espessura, composta de turfa de tundra, fragmentos rochosos e outros produtos alterados poderá

fluir encosta abaixo, em gradiente quase imperceptível, por causa da água de degelo saturando a

camada ativa, mas que não pode penetrar no solo congelado subjacente. A solifluxão poderá ser

controlada, quer pela eliminação da água da massa em movimento, quer por meios naturais ou

artificiais.

A solifluxão não é um processo restrito ao solo congelado. É uma forma de movimento do

regolito, comum a qualquer zona onde a água não pode escapar de uma camada rochosa do

embasamento impermeável, podendo provocar solifluxão de modo tão eficiente quanto o substrato

congelado.

BIBLIOGRAFIA

Bloom, A. L. (1970). Superfície da Terra. Ed. Edgard-Blücher Ltda., Série de textos básicos de

Geociências, USP, São Paulo, SP.

Ferreira, J. B. (1980). Dicionário de Geociências. Fundação Gorceix, Ouro Preto, MG.

Leinz, V. e Amaral, S. E. (1978). Geologia Geral. Companhia Editora Nacional. 7ª edição.

Rodrigues, J. C. (1977). Geologia para Engenheiros Civis. McGraw-Hill do Brasil Ltda., São Paulo,

SP.

The American Geological Institute (1984). Dictionary of Geological Terms. Robert L. Bates & Julia A.

Jackson, Ed., 3ª edição.

35

Literalmente, fluxo de terra ou solo.