Fundamentos da Geologia

FUNDAMENTOS
DE GEOLOGIA
1ª Edição - 2008

SOMESB
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Editoração
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MATERIAL DIDÁTICOMATERIAL DIDÁTICO

SUMÁRIO
A DINÂMICA INTERNA E OS MATERIAIS TERRESTRES _________ 7
PROCESSOS INTERNOS E TEMPO GEOLÓGICO _______________________ 7
ESTRUTURA INTERNA DA TERRA ______________________________________________ 7
TECTÔNICA DE PLACAS______________________________________________________10
DEFORMAÇÕES GEOLÓGICAS: FALHAS E DOBRAS ________________________________17
TEMPO GEOLÓGICO ________________________________________________________20
ATIVIDADE COMPLEMENTAR _________________________________________________24
MINERAIS E ROCHAS _______________________________________________25
CICLO DAS ROCHAS / MINERAIS FORMADORES DAS ROCHAS________________________25
ROCHAS ÍGNEAS ___________________________________________________________33
ROCHAS SEDIMENTARES_____________________________________________________48
ROCHAS METAMÓRFICAS ____________________________________________________53
A DINÂMICA EXTERNA DO PLANETA __________________________57
OS PROCESSOS SUPERFICIAIS _______________________________________57
INTEMPERISMO ____________________________________________________________57
EROSÃO__________________________________________________________________62
MOVIMENTOS DE MASSA ____________________________________________________67
RECURSOS HÍDRICOS SUPERFICIAIS E SUBTERRÂNEOS _____________________________69

SUMÁRIO
AMBIENTES GEOLÓGICOS __________________________________________74
AMBIENTE DESÉRTICOS______________________________________________________74
AMBIENTE GLACIAL ________________________________________________________76
AMBIENTE FLUVIAL_________________________________________________________77
AMBIENTE COSTEIRO _______________________________________________________79
GLOSSÁRIO _____________________________________________________________83
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS __________________________________________84

Caro aluno,
Geologia é a ciência que estuda a Terra: sua origem, seus materiais e suas
transformações. Analisa os processos que operam na superfície e no inte-
rior do planeta e examina os materiais terrestres, sua composição e aplica-
bilidade. A geologia interage com diversas outras ciências como a física, a
química, a biologia, bem como as ciências econômicas e sociais, e busca a
exploração dos recursos naturais de maneira economicamente viável e am-
bientalmente sustentável.
Esta disciplina é fundamental para o estudo da Biologia, já que a biosfera
e a litosfera, juntamente com a atmosfera e a hidrosfera, formam sistemas
integrados que se influenciam mutuamente. O estudo da formação e evolu-
ção da Terra e dos ambientes terrestres é a base para os estudos dos ecossis-
temas e da evolução das espécies.
Neste material, vamos tentar apresentar a geologia em seus diversos
aspectos, para que possamos entender melhor o nosso ambiente natural,
aprendendo a valorizar as relações entre o ser humano e a natureza.
Profª Drª Iracema Reimão Silva
Apresentação da DisciplinaApresentação da Disciplina

Fundamentos de Geologia 7
O planeta Terra é um corpo dinâmico composto por diversos sistemas que estão sempre intera-
gindo entre si.
A hidrosfera, a atmosfera, a biosfera e a terra sólida compõem este corpo dinâmico e as alterações
sofridas em um destes sistemas produz alterações nos demais.
Podemos imaginar este integração analisando, por exemplo, uma erupção vulcânica:
A partir da erupção vulcânica são lançados blocos de ro-
cha e lava na superfície da Terra. Este material pode obstruir va-
les e criar lagos, modificando o sistema de drenagem da região;
Grandes quantidades de gases e cinzas vulcânicas são lan-
çadas na atmosfera, influenciando na quantidade de energia solar
que chega à superfície da Terra. Isto pode causar uma diminuição
na temperatura do ar devido a pouca quantidade de raios solares
que conseguem atravessar a atmosfera nestas condições;
Esta mudança climática certamente afetará a biosfera,
além disso, muitos organismos e seus habitats podem ser elimi-
nados pela lava ou por cinza vulcânica.
Em 1864, o escritor Jules Verne imaginou, em “Jornada para o Centro da Terra”, um mundo sub-
terrâneo cheio de serpentes marinhas gigantes e outras grotescas criaturas. Contudo, o que os cientistas
conhecem hoje sobre o interior do planeta está muito longe da fantástica estória de Verne: atualmente
sabe-se que o interior da Terra é formado por rochas e metais, sujeitos a altíssimas temperaturas e pres-
sões, progressivamente mais densos à medida que se chega aos níveis mais profundos.
Apenas em circunstâncias muito raras (que serão discutidas no próximo item) as rochas de regiões
profundas da Terra chegam à superfície ou próximo
dela. Devido a essa dificuldade, os geólogos tiveram
que utilizar mecanismos ou ferramentas que lhes
possibilitasse inferir a composição interna da terra.
A grande ferramenta utilizada para conhecer a com-
posição das camadas internas da Terra é o estudo
das ondas sísmicas. Além das ondas sísmicas, as va-
riações no fluxo de calor, a gravidade e o magnetis-
mo também são utilizados com esta finalidade.
A DINÂMICA INTERNA E OS
MATERIAIS TERRESTRES
PROCESSOS INTERNOS E TEMPO
GEOLÓGICO
ESTRUTURA INTERNA DA TERRA
O ramo da geologia que trata dos
princípios físicos que ajudam a desvendar o
interior da Terra é a geofísica.
Saiba mais!

FTC EAD | BIO8
A maior parte dos conhecimentos que se tem atualmente sobre a estrutura interna da Terra foi ob-
tida através da análise das variações na velocidade de propagação das ondas sísmicas. Estas ondas tendem
a se propagar com a mesma velocidade quando atravessam regiões mais ou menos homogêneas; tornam-
se, por outro lado, mais lentas ou mais rápidas quando atravessam materiais de composição diferente.
Desta forma, através da comparação de dados coletados em estações sismográﬁcas em várias partes do
mundo, os cientistas puderam estimar a densidade, a composição, a estrutura e o estado físico das diversas
camadas do interior da Terra.
Crosta: a crosta é a camada rochosa mais externa do planeta e pode ser analisada a partir de
amostras coletadas nos continentes ou no fundo dos oceanos. A parte da crosta que compõe os
continentes é chamada de crosta continental, enquanto que a parte da crosta que forma o substrato
oceânico é chamada de crosta oceânica.
Crosta continental: apresenta composição tipicamente granítica e tem densidade relativa-
mente baixa (aproximadamente 2,7g/cm3). Porém, na sua porção inferior ou basal, mais
próximo ao manto, a crosta continental apresenta composição basáltica (com densidade de
cerca de 3,0 g/ cm3), ao contrário do que ocorre mais próximo à superfície. Nos locais onde
se encontra mais estreita, tem geralmente espessura inferior a 20km, já nas regiões monta-
nhosas pode apresentar até 70km de espessura.
Crosta oceânica: a crosta oceânica é mais difícil de ser estudada devido ao fato de estar
abaixo de uma lâmina d’água de cerca de 4km e de uma pilha de sedimentos marinhos que
chega a 200m de espessura. Apresenta composição basáltica e sua espessura média é de 6km,
muito inferior à espessura da crosta continental.
Fonte:<http://astro.if.ufrgs.br/planetas/est-
terra.jpeg
Rochas de composição granítica são chamadas de rochas félsicas; rochas de composição
basáltica são chamadas de rochas básicas.
Saiba mais!Saiba mais!

O limite entre a base da crosta (continental ou oceânica) e o topo do manto é marcado por
uma descontinuidade sísmica, ou seja, uma mudança abrupta na velocidade de propagação das
ondas sísmicas, chamada de Descontinuidade de Mohorovicic ou simplesmente Moho, em home-
nagem ao seu descobridor, o sismólogo Andrija Mohorovicic.
Você sabia?
Manto: o manto é a camada imediatamente abaixo da crosta e ocupa mais de 80% do volume
do planeta, se estendendo até uma profundidade de 2900 km. Devido ao aumento da profun-
didade, ocorre um aumento da pressão e conseqüentemente da densidade do manto. Próximo
a Moho (contato crosta/manto) a densidade é de 3,3 g/cm3
e, próximo ao contato manto/nú-
cleo, ﬁca em torno de 5,5 g/cm3
.
As rochas que compõem o manto são constituídas por minerais ricos em ferro e magnésio (ro-
chas básicas), como as olivinas e os piroxênios (que serão estudados no Tema 2 deste Bloco).
O aumento da temperatura, decorrente do
aumento da profundidade, tende a fundir as ro-
chas, contudo, o aumento da pressão tende a fa-
zer com que as rochas ﬁquem no estado sólido.
A cerca de 100km abaixo da superfície, o gran-
de aumento da temperatura predomina sobre o au-
mento da pressão e as rochas apresentam um es-
tado parcialmente pastoso. Esta região, de ,aproxi-
madamente, 250 km de extensão, é conhecida como
Zona de Baixa Velocidade ( ZBV ) e representa
mias uma descontinuidade sísmica.
Núcleo: o limite entre o manto e o núcleo ocorre a 2900 km abaixo da superfície, aproximada-
mente a metade da distância entre a superfície e o entro da Terra. Neste limite ocorre mais uma
importante descontinuidade sísmica: a Descontinuidade de Gutenberg. As ondas passam de uma
velocidade de 13,6 km/s na base do manto, para 8,1 km/s no núcleo.
No núcleo, as temperaturas são superiores a 7600°C. Os dados sísmicos indicam duas camadas no
núcleo: uma camada externa líquida (rocha fundida) de aproximadamente 2270 km de espessura e uma
camada interna sólida com o diâmetro de 1216 km.
As ondas sísmicas são mais rápidas quan-
do atravessam rochas sólidas e mostram baixa
velocidade de propagação quando atravessam
rochas em estado parcialmente fundido. Na
ZBV as ondas passam de uma velocidade de
8,3 km/s quando atravessam a parte superior
do manto, para menos de 8,0 km/s nesta zona.
Você sabia?Você sabia?

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A Terra é um planeta muito dinâmico. Os cientistas têm mostrado que as massas continentais não são
ﬁxas, elas migram ao redor do globo. E essa mobilidade gera terremotos, vulcões e cadeia de montanhas.
Em 1915, o cientista alemão Alfred Wegener publicou o livro “A Origem dos Continentes e dos
Oceanos” apresentando a revolucionária teoria da deriva continental. Wegener sugere que, há cerca de
200 milhões de anos, existia um supercontinente que ele chamou de Pangea. Segundo a sua hipótese,
este supercontinente teria se fragmentado em pequenos continentes que teriam migrado ou “derivado”
até as suas posições atuais.
TECTÔNICA DE PLACAS
A teoria que descreve essa mobilidade é chamada de Tectônica de Placas.
Saiba mais!
Fonte:<http://homepage.mac.com/uriar-
te/triasico.jpg>

Diversas evidências contribuíram para esta hipótese:
A coincidência do contorno entre a América do Sul e a África: a grande similaridade entre as
linhas de costa em lados opostos do Atlântico Sul, como um quebra-cabeça, foi uma das primeiras
evidências que sempre intrigou os cientistas. Devido à constante modificação das linhas de costa
por eventos erosivos essa união não é perfeita, deixando ainda dúvidas aos cientistas. Entretanto,
em 1960 os cientistas produziram um mapa com o contorno da plataforma continental até uma
profundidade de 900m e observaram esta similaridade de forma ainda mais perfeita;
Evidências fósseis: os paleontólogos apontam diversos fósseis de organismos encontrados
em diferentes continentes e que não poderia ser cruzado os oceanos que separam essas massas
continentais. Um destes exemplos é o Mesosaurus, um réptil marinho cujos fósseis foram en-
contrados na América do Sul e na África, indicando uma antiga união destes dois continentes;
Atual distribuição de alguns organismos: em seu livro, Wegener também cita a distribui-
ção atual de alguns organismos que evidenciam também a idéia da deriva dos continentes. Por
exemplo, alguns organismos modernos têm ancestrais claramente similares, como os marsupiais
australianos que têm uma direta ligação fóssil com os marsupiais encontrados nas Américas;
Associação entre tipos e estruturas de rochas: além da perfeita coincidência entre o contorno
de alguns continentes, alguns “desenhos” encontrados nestes continentes também coincidem. Isso
ocorre em algumas cadeias de montanhas com idade, forma, estrutura e composição rochosa simi-
lar em continentes opostos. Um exemplo desta evidência são as cadeias de montanhas apalachianas,
na América do Norte, e as cadeias de montanhas caledonianas, na Escandinávia. Quando os conti-
nentes estavam unidos estas cadeias de montanhas formavam um único cinturão montanhoso;
Climas passados: dados paleoclimáticos também dão suporte para a teoria da deriva con-
tinental. Wegener indicou evidências de mudanças climáticas globais severas no passado. O
estudo de depósitos glaciais em diversos continentes indicou que, a cerca de 220 a 300 mi-
lhões de anos atrás, capas de gelo cobriam extensas áreas do hemisfério sul. Rochas de origem
glacial foram encontradas na América do Sul, na África, na Índia e na Austrália, indicando
que estes continentes, nesta época, encontravam-se unidos no pólo sul, junto à Antártica. Por
outro lado, para esta mesma época passada, existem evidências de ocorrência vegetação típica
de climas tropicais em regiões do hemisfério norte, indicando que no passado a América do
Norte e a Europa estavam mais próximas do Equador.
Apesar de todas as evidências apontadas por Wegener, ele não conseguiu explicar o mecanismo
responsável pelo movimento das massas continentais e, por isso, ficou por muito tempo desacreditado
no meio científico. Mais de 50 anos depois das postulações de Wegener, o avanço tecnológico permitiu
o conhecimento de dados sísmicos e do campo magnético da Terra e, com isso, surgiu a partir da teoria
da deriva continental de Wegener, a teoria da Tectônica de Placas.
Depósitos de origem glacial são encontrados em diversos locais do Brasil. Na Bahia, em
várias localidades da Chapada Diamantina, os geólogos encontram rochas criadas a partir do der-
retimento de antigas geleiras.

FTC EAD | BIO12
De acordo com o modelo da tectônica de placas, a parte superior do manto junto com a crosta
formam uma camada rígida chamada de litosfera. Esta camada encontra-se sobre uma outra camada
menos rígida chamada de astenosfera. A litosfera é quebrada em diversos segmentos chamados de pla-
cas, que estão constantemente se movimentando e mudando de forma e de tamanho.
As sete maiores placas que compõem a nossa litosfera são:
As placas se movem como uma unidade coerente e as mais signiﬁcativas interações ocorrem nos
seus limites e não no seu interior. Ou seja, a ocorrência de eventos como terremotos, vulcanismo, gera-
ção de montanhas, em geral ocorrem no limite das placas.
De acordo com o tipo de movimento, os limites de placas são classiﬁcados em três tipos:
LIMITE DIVERGENTE: as placas se afastam uma da outra devido ao movimento divergen-
As placas litosféricas se movimentam de forma lenta, mas contínua, com razões de poucos
centímetros por ano. E este movimento é responsável pela distribuição das massas continentais,
gerando terremotos, criando vulcões e grandes cordilheiras de montanhas.

te. Esta separação ocorre em média com a velocidade de 5cm/ano. O “vazio” deixado por este
afastamento é preenchido pelo material que ascende do manto criando um novo substrato mari-
nho. Esta ascensão de magma vindo do manto gera cadeias de montanhas submersas chamadas
de Dorsais Oceânicas. A partir do eixo central destas dorsais, nova crosta oceânica é continuamente
formada. Essa crosta se torna mais densa à medida que se resfria e se afasta da fonte que a criou,
devido a este movimento contínuo de separação a partir do centro da dorsal.
Limite convergente: as placas se movem uma em direção a outra. Neste caso, a placa mais
densa mergulha sobre a menos densa e afunda em direção ao manto sobre a crosta menos densa.
Este “consumo” ou “destruição” de crosta contrabalança a geração de novas crostas que ocorre
nos limites divergentes, mantendo a área superﬁcial da Terra constante. Com o choque entre as
crostas ocorre o “encurtamento” das massas rochosas, gerando grandes cadeias de montanhas e
intensa atividade vulcânica devido á fusão da rocha que mergulha em direção ao manto.
Esta convergência pode se dá de três formas:
Convergência entre crosta continental e crosta oceânica: nesta situação, a placa oceâ-
nica, mais densa devido a sua composição basáltica (rica em ferro e magnésio), afunda sob
a crosta continental menos densa de composição granítica (rica em alumínio). Este local
onde a crosta afunda ou subducciona sobre a outra é chamada de Zona de Subducção. A me-
dida que a crosta oceânica afunda, as altas temperaturas do manto fazem que as rochas se
fundam gerando magma. Este magma é extravasado em vulcões no continente.
Convergência entre duas crostas oceânicas: nesta situação, a placa oceânica mais antiga e,
portanto, mais resfriada e mais densa, mergulha sob a placa menos densa. A atividade vulcâni-
ca ocorre de forma similar ao caso de choque entre crosta oceânica e continental, contudo, os
vulcões gerados na placa oceânica menos densa formará ilhas vulcânicas ou arcos de ilhas.
Este mecanismo vem ocorrendo nos últimos 165 milhões
de anos no atlântico sul, separando a América do Sul da África e
criando o nosso Oceano Atlântico. Aproximadamente no meio do
caminho entre estes dois continentes, no fundo do mar, ocorre,
na zona de separação das placas, uma cadeia de montanhas gera-
da pela atividade magmática (o magma vindo do manto extravasa
continuamente neste local) chamada de Dorsal Meso-Atlântica.
Este mecanismo ocorre no limite oeste da América do Sul, na região dos Andes. Neste local,
a placa oceânica mergulha sob a placa continental sul-americana gerando uma zona de subducção e
a formação de cadeias de montanhas.

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Convergência entre duas crostas continentais: no caso de convergência entre duas crostas
continentais, devido à baixa densidade destas crostas, nenhuma das duas consegue entrar em
subducção ou mergulhar sob a outra. O resultado é a colisão entre dois blocos continentais
gerando encurtamento crustal e formando grandes cadeias de montanhas.
LIMITE CONSERVATIVO: neste limite, as placas passam uma ao lado da outra sem gerar
ou destruir litosfera. Estes limites são gerados por zonas fraturadas na crosta, em geral com
mais de 100km de comprimento, onde os segmentos de crosta se movimentam em sentidos
contrários, lado a lado, gerando as Falhas Transformantes. Nestas regiões é muito intensa a
incidência de abalos sísmicos e terremotos.
Um exemplo deste tipo
de limite é a Falha de Santo
André, na América do Norte.
Ao longo desta falha, a Placa
do Pacíﬁco se move na di-
reção noroeste passando ao
lado da Placa Norte America-
na, gerando intensa atividade
tectônica na costa oeste dos
Estados Unidos e Canadá.
Saiba mais!

Qual é a força responsável pelo movimento das placas?
O principal modelo criado para explicar a deriva continental e a tectônica de placas é a
existência de grandes correntes de convecção no manto.
O movimento das células de convecção na astenosfera menos sólida faz com que a litosfera rígida
se movimente como se estivesse em uma esteira rolante.
Segundo este modelo, a ascensão do material geraria o afastamento da litosfera, enquanto que o
fluxo convectivo descendente geraria as zonas de subducção.
Plumas de material mais aquecido tornam-se menos densas e ascendem, depois começam
a se resfriar, ficam mais densas e descem, criando as células de convecção dentro do manto. Este
mecanismo é, grosso modo, similar ao observado em uma panela de água fervente.
O planeta Terra é constituído por diversos
setores ou ambientes, alguns dos quais permi-
tem acesso direto, como a atmosfera, a hidros-
fera (incluindo rios, lagos, águas subterrâneas e
geleiras), a biosfera (conjunto dos seres vivos) e
a superfície da parte rochosa. Desta superfície
para baixo, o acesso é muito limitado. As esca-
vações e sondagens mais profundas já chegaram
a cerca de 13km de profundidade, enquanto o
raio da terra é de quase 6.400km. Por isso, para
se obter informações deste interior inacessível,
existem métodos indiretos de investigação: a sis-
mologia e a comparação com meteoritos.
A sismologia é o estudo do comportamen-
to das ondas sísmicas ao atravessar as diversas
partes internas do planeta. Estas ondas elásticas
propagam-se gerando deformações, sendo ge-
radas por explosões artificiais e sobretudo pelos
terremotos; as ondas sísmicas mudam de veloci-
dade e de direção de propagação com a variação
das características do meio atravessado. A inte-
gração das observações das numerosas estações
sismográficas espalhadas pelo mundo todo for-
nece informações sobre como é o interior do
planeta, atravessado em todas as direções por
ondas sísmicas geradas a cada terremoto e a cada
explosão. As Informações sobre a velocidade das
ondas sísmicas no interior da Terra permitiram
reconhecer três camadas principais (crosta, man-
to e núcleo), que têm suas próprias características
de densidade, estado físico, temperatura, pressão
e espessura. Na diferenciação dos materiais ter-
restres, ao longo da história do planeta, a água,
formando a hidrosfera, bem como a atmosfera,
constituída por gases como nitrogênio, oxigênio
e outros, por serem menos densos, ficaram prin-
cipalmente sobre a parte sólida, formada pelos
materiais sólidos e mais densos.
Texto complementarTexto complementar
A terra: um planeta heterogêneo e dinâmico
Prof. Dra. Maria Cristina Motta de Toledo
Fonte: <http://www.igc.usp.br/geologia/a_terra.php>

FTC EAD | BIO16
Dentre os materiais sólidos, os mais pe-
sados se concentraram no núcleo, os menos
pesados na periferia, formando a crosta, e os
intermediários no manto. Pode-se comparar os
diferentes tipos de meteoritos com as camadas
internas da Terra, pressupondo-se que eles (os
meteoritos) tiveram a mesma origem e evolução
dos outros corpos do Sistema Solar, formados
como corpos homogêneos, a frio, por acresção
planitesimal. Aqueles que tinham massa sufi-
cientemente grande, desenvolveram um forte
calor interno, por causa da energia gravitacional,
da energia cinética dos planetesimais quando da
acresção e da radioatividade natural. Isto oca-
sionou uma fusão parcial, seguida de segregação
interna, a partir da mobilidade que as altas tem-
peraturas permitiam ao material.
Os meteoritos provenientes da fragmenta-
ção de corpos pequenos, que não sofreram esta
diferenciação, são os condritos, que representam
a composição química média do corpo fragmen-
tado e por inferência, do Sistema Solar como um
todo, menos os elementos voláteis. Não existem
materiais geológicos, ou seja, terrestres, seme-
lhantes aos condritos. Os meteoritos provenien-
tes da fragmentação de corpos maiores, como
a Terra, que sofreram a diferenciação interna,
representam a composição química e densidade
de cada uma das partes internas diferenciadas
do corpo que os originou. São os sideritos, os
acondritos e ainda outros tipos. Pela sua den-
sidade, faz-se a correlação com as camadas da
Terra determinadas pela sismologia, e supõe-se
que sua composição química represente a com-
posição química da camada terrestre de mesma
densidade. Assim, com estas duas ferramentas
indiretas, a sismologia e a comparação com os
meteoritos, foi estabelecido um modelo para a
constituição interna do globo terrestre.
É importante ressaltar que todo o material
no interior da Terra é sólido, com exceção apenas
do núcleo externo, onde o material líquido metá-
lico se movimenta, gerando correntes elétricas e
o campo magnético da Terra. A uma dada tem-
peratura, o estado físico dos materiais depende da
pressão. ‘As temperaturas que ocorrem no manto,
os silicatos seriam líquidos, não fossem as pressões
tão altas que lá ocorrem (milhares de atmosferas).
Assim, o material do manto, ao contrário
do que muitos crêem, é sólido, e só se torna lí-
quido se uma ruptura na crosta alivia a pressão
a que está submetido. Somente nesta situação é
que o material silicático do manto se liqüefaz, e
pode, então, ser chamado de magma. Se o mag-
ma fica retido em bolsões dentro da crosta, for-
ma uma câmara magmática, e vai pouco a pouco
solidificando-se, formando um corpo de rocha
ígnea plutônica ou intrusiva, Se o magma conse-
gue extravasar até a superfície, no contato com a
atmosfera e hidrosfera, pode ser chamado lava,
enquanto estiver líquido, e seu resfriamento e
solidificação vai formar um corpo de rocha íg-
nea vulcânica ou extrusiva.
As rochas ígneas assim assim formadas, jun-
tamente com as rochas metamórficas e sedimen-
tares, formadas por outros processos geológicos,
constituem a crosta, que é a mais fina e a mais
importante camada para nós, pois é sobre ela que
se desenvolve a vida. A crosta oceânica e a crosta
continental apresentam diferenças entre si.
A primeira ocorre sob os oceanos, é menos
espessa e é formada por extravasamentos vulcâni-
cos ao longo de imensas faixas no meio dos ocea-
nos (as cadeias meso-oceânicas), que geram rochas
basálticas. A segunda é mais espessa, pode emergir
até alguns milhares de metros acima do nível do
mar, e é formada por vários processos geológicos,
tendo uma composição química média mais rica
em Si e em AI que as rochas basálticas, que pode
ser chamada de composição granítica.
A crosta oceânica e continental, junto com
uma parte superior do manto, forma uma camada
rígida com 100 a 350km de espessura. Esta cama-
da chama-se LITOSFERA e constitui as placas
tectônicas, que formam, na superfície do globo,
um mosaico de placas encaixadas entre si como
um gigantesco quebra-cabeças; são as placas tec-
tônicas ou placas litosféricas. Abaixo da litosfe-
ra, ocorre a ASTENOSFERA, que é parte do
manto superior; suas condições de temperatura
e pressão permitem uma certa mobilidade, muito
lenta, mas sensível numa escala de tempo muito
grande, como é a escala do tempo geológico.

Quais são as forças capazes de transformar rochas
comuns em enormes estruturas montanhosas maciças
como os Alpes, os Andes ou os Himalaias?
Quais forças teriam o poder de contradizer a natureza
rígida destas rochas, deformando-as e dobrando-as?
Quando as placas interagem, nos seus limites, sejam divergentes, convergentes ou transformantes
(conservativos), as rochas que compõem a crosta ﬁcam sujeitas a um poderoso STRESS.
Quando uma rocha sofre um stress, ela é deformada, mudando de forma e de volume.
A análise das estruturas deformacionais apresentadas pelas rochas, permite aos geólogos entender
antigos movimentos de placas ou outros eventos geológicos do passado.
As rochas podem sofrer três tipos de stress, cada um correspondendo a um dos três tipos básicos
de limites de placas:
As rochas que se encontram em margens de placas convergentes sofrem stress compressio-
nal. Este tipo de stress reduz o volume das rochas. As rochas que sofrem compressão geralmen-
te são dobradas, havendo um aumento no sentido vertical e uma diminuição lateral.
As rochas que se encontram em margens divergentes sofrem stress tencional ou de exten-
são. As rochas são “esticadas”, havendo uma diminuição no sentido vertical e um aumento
lateral da área ocupada por estas rochas após a deformação.
As rochas em margens de placas transformantes são movimentadas lateralmente em sentidos
opostos, sofrendo um stress de cizalhamento. Através deste tipo de stress, grandes blocos de
rocha são movimentados lateralmente.
DEFORMAÇÕES GEOLÓGICAS: FALHAS E DOBRAS
A Tectônica de Placas produz as mais importantes feições de larga-escala encontradas no
planeta. Graças a ela são geradas bacias oceânicas e cadeias de montanhas.
Essa mesma força capaz de mover as placas produz grandes rupturas na crosta, soerguimen-
to e rebaixamento de grandes blocos rochosos.
Saiba mais!

FTC EAD | BIO18
Quando sujeitas ao stress, as rochas respondem de forma diferente a depender das condições de
temperatura e pressão do ambiente onde se encontram. Estas condições dependem da sua profundidade
e vão refletir em um comportamento mais ou menos plástico das rochas.
• As rochas que se encontram a grande profun-
didades (geralmente abaixo de 20 km), sujeitas
a altas temperaturas e pressões, vão responder à
deformação de forma plástica ou dúctil.
• As rochas mais próximas à superfície, em geral ,
respondem ao stress de forma rígida ou rúptil.
O que são os terremotos? Como eles são gerados?
E como podem ser preditos? Qual a relação entre estas
forças capazes de gerar terremotos e as grandes cadeias
de montanhas existentes no planeta?
• Os terremotos são vibrações da Terra produzidas por uma liberação rápida de energia.
As grandes energias lançadas por explosões atômicas ou por erupções vulcânicas podem produzir
terremotos, contudo estes são eventos pouco freqüentes. A maior parte dos terremotos são gerados por
movimentos que ocorrem em grandes fraturas existentes na crosta terrestre chamadas de falhas.
A teoria da Tectônica de Placas mostra que a crosta terrestre está em constante movimento e essa
movimentação ao longo dos limites de placas muitas vezes se dá através de falhas.
O mecanismo de formação de terremotos foi descoberto em 1906 por H. F. Reid, que elaborou
estudos a partir do terremoto de São Francisco. Este terremoto foi acompanhado por um deslocamento
horizontal de vários metros ao longo da falha de Santo André (1.300m de fratura na região da Califórnia,
que separa a Placa da América do Norte e a Placa do Pacífico). Em um único terremoto, a Placa do Pací-
fico se deslocou 4,7m em direção ao norte, passando pela placa norte-americana.
Epicentros dos terremotos
• O local no interior da Terra onde é gerado o terremoto é chamado de foco.
• O local na superfície da Terra imediatamente acima do foco é chamado de epicentro.
Cerca de 95% da energia liberada nos terremotos tem origem em uma zona relativamente restrita
em torno do oceano Pacífico conhecida como Cinturão do Pacífico. Esta zona inclui regiões com grande
atividade sísmica como o Japão, as Filipinas, o Chile e numerosas ilhas vulcânicas.
No final do ano de 2005, um terre-
moto na região da Caxemira matou mais
de 90.000 pessoas.
Instrumentos chamados sismógrafos amplificam e registram a movimentação das ondas sís-
micas. Estas ondas se propagam em todas as direções a partir do foco do terremoto.

Os principais tipos de deformação tectônica sofridas pelas rochas são as dobras e as falhas.
Dobras
As dobras são estruturas construídas em camadas ou estratos rochosos que foram depositados
originalmente na horizontal e depois sofreram uma deformação plástica ou dúctil.
As dobras podem variar muito de tamanho – podem apresentar uma extensão de poucos milíme-
tros até centenas de quilômetros.
As dobras podem apresentar duas formas principais:
Sinclinais: são dobras côncavas, as rochas são dobradas tendendo a formar bacias ou vales,
contudo, a expressão final no relevo vai depender da resistência das rochas a erosão.
Anticlinais: são dobras convexas, as rochas são dobradas tendendo a formar domos ou morros, contu-
do, como no caso anterior, a expressão final no relevo vai depender da resistência das rochas à erosão.
Os lados de uma dobra são chamados de flancos ou limbos. As compressões, em geral, produzem
uma seqüência de sinclinais e anticlinais que apresentam sempre um flanco em comum.
Cada sinclinal ou anticlinal tem um plano axial, um plano imaginário que divide a dobra em duas
partes aproximadamente iguais.
As dobras (sinclinais e anticlinais) podem ser:
• Simétricas: quando o plano axial é aproximadamente vertical e os flancos apresentam a mesma
inclinação. Dobras simétricas geralmente ocorrem quando a compressão é relativamente suave;
• Assimétricas: em situações onde a compressão é mais intensa, como próximo aos limites
de placas, as forças tectônicas compressivas forçam um flanco a se movimentar mais que o
outro, gerando dobras assimétricas. Nestas dobras o plano axial é inclinado;
• Recumbentes: com a continuidade da compressão, o plano axial da dobra assimétrica
pode deitar até ficar na horizontal, virtualmente paralelo à superfície da Terra. As dobras
recumbentes são tipicamente encontradas em cadeias de montanhas fortemente deformados
como os Apalaches, os Himalaias e os Alpes Europeus.
Falhas
Quando as rochas sofrem stress a bai-
xas temperaturas e baixas pressões litostáticas,
onde elas encontram-se ainda em estado mui-
to rígido, surgem “rachaduras” ou fraturas.
Como as rochas, neste caso, não têm plastici-
dade suficiente para dobrar, elas se rompem.
O caso mais drástico é quando
ocorre um movimento ao longo destas
fraturas, gerando as falhas.
As falhas podem deslocar grandes blocos rochosos ao longo de um plano de falha. O plano de
falha é a superfície ao longo da qual ocorre o movimento dos blocos.
Falhas são fraturas na crosta terrestre
com deslocamento relativo, perceptível entre os
lados contíguos e ao longo do plano de falha.
Saiba mais!

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Devido aos processos erosivos a que estão sujeitas as rochas na superfície, dificilmente são encon-
trados os originais planos de falha.
• O bloco de rocha localizado acima do plano de falha é chamado de teto.
• O bloco localizado abaixo do plano de falha é chamado de muro.
De acordo com o seu movimento relativo (de um bloco em relação ao outro), as falhas são classificadas em:
Falhas horizontais ou transcorrentes: são falhas geradas por stress de cizalhamento, gerando
um movimento horizontal, paralelo ao plano de falha.
A maior e mais conhecida falha transcorrente encontrada na literatura é a Falha de Santo André,
nos Estados Unidos.
Falhas verticais: neste tipo de falha os blocos rochosos se movem verticalmente em relação ao
plano da falha, como é o caso da Falha de Salvador. A depender da direção de movimento dos
blocos, as falhas verticais podem ser:
Falhas normais: o bloco do teto desce em relação ao muro. Este tipo de falha está geral-
mente associado com stress tencional ou divergente. A descida dos blocos rochosos, ocasio-
nada por este tipo de falhamento, gera depressões chamadas de graben. O bloco do muro
que permanece elevado em relação ao teto é chamado de horst.
Falhas inversas: neste tipo de falha, o bloco do teto sobe em relação ao muro. Esta
falha está geralmente associada com poderosas compressões horizontais, comuns onde
existe convergência de placas.
Na Bahia, o desnível topográfico que separa a Cida-
de Alta da Cidade Baixa foi gerado por uma falha, a cha-
mada Falha de Salvador. Esta falha representa a borda
da Bacia do Recôncavo, aberta como uma conseqüência
secundária da separação Brasil / África, que gerou o Atlân-
tico sul. Ao longo do tempo, o plano de falha já sofreu um
grande recuo erosivo, estando atualmente a superfície de
erosão nas proximidades do Elevador Lacerda.
Você sabia?
TEMPO GEOLÓGICO
Durante muitos anos, não se sabia nenhum método confiável para datar os vários eventos
no passado geológico.
Em 1869, John Wesley Powell fez uma pioneira expedição ao Rio Colorado e ao Grand Canyon,
nos Estados Unidos. Powell observou que os canyons desta região representavam um livro de revelações
escrito nas rochas, como uma Bíblia da geologia. Ele afirmou que milhões de anos da história da Terra
estavam expostos nas paredes do Grand Canyon.

Semelhante a um longo e complicado livro de história,
as rochas registram os eventos geológicos e as mudan-
ças das formas de vida ao longo do tempo. Este livro,
contudo, não está completo. Muitas páginas, especialmente
nos primeiros capítulos, foram perdidas. Ainda hoje, muitas
partes deste livro precisam ser decifradas.
Umdosprincípiosbásicosusados,aindanosdiasatuais,paradesvendarahistóriadaTerrafoipostulado
por James Hutton no seu livro “Teoria da Terra”, publicado em 1700 – o Princípio do Uniformitarismo.
Este princípio diz que as leis químicas, físicas e biológicas que operam atualmente são as mesmas
que operaram no passado geológico. Isso signiﬁca que as forças e os processos que nós observamos atu-
almente agindo no nosso planeta têm atuado desde muito tempo atrás. Então, para decifrarmos as rochas
antigas temos primeiramente que compreender os processos que atuam hoje e os seus resultados.
Os geólogos que desenvolveram a escala de tempo geológico revolucionaram a maneira com
que as pessoas concebiam o tempo e como percebiam o nosso planeta. Eles mostraram que a Terra é
muito mais antiga do que se poderia imaginar e que a sua superfície e o seu interior sofreram mudanças
no passado através dos mesmos processos geológicos que operam atualmente.
A principal subdivisão da escala de tempo geológico é chamada de eon. Os geólogos dividiram o
tempo geológico em dois grandes eons:
Precambriano (dividido em Arqueano e Proterozóico): representa os primeiros 4 bilhões de
anos da história do planeta.
Fanerozóico: representa últimos 540 milhões de anos.
O Precambriano representa cerca de 88% da história da Terra, mas pouco se sabe sobre este
período. Devido à grande raridade de fósseis para datações, não foi possível subdividi-lo em pequenas
unidades de tempo.
Grand Canyon
O Principio do Uniformitarismo é, geralmente, expresso pelo
ditado “o presente é a chave para o passado”.
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O Fanerozóico é marcado pelo aparecimento de animais com partes duras, como as conchas, que permiti-
ram a sua preservação fóssil. Este eon foi dividido em três eras, que por sua vez foram divididas em períodos:
Era Paleozóica (540 – 248 milhões de anos atrás): marca o aparecimento de diversos organis-
mos invertebrados, dos primeiros organismos com conchas, dos peixes, das plantas terrestres,
dos insetos, dos anfíbios e dos répteis. Por outro lado, o ﬁnal desta era é marca pela extinção de
várias espécies, estima-se que aproximadamente 80% da vida marinha desapareceu nesta era.
Durante esta era, o movimento das placas juntou todas as massas continentais em um único super-
continente chamado Pangea. Esta redistribuição de massa e terra gerou grandes mudanças climáticas que
se acredita ser a causa da grande extinção de espécies ocorrida nesta época.
Está subdividida em seis períodos:
Cambriano;
Ordoviciano;
Siluriano;
Devoniano;
Carbonífero;
Permiano.
Era Mesozóica (248 – 65 milhões de anos atrás): é marcada pelo aparecimento e extinção dos
dinossauros, e pelo surgimento dos primeiros pássaros e das primeiras plantas com ﬂores. Está
subdividida em três períodos:
Triássico
Jurássico
Cretáceo
Era Cenozóica (65 milhões de
anos até os dias atuais): representa
a menor de todas as eras e que se
encontra melhor registrada. Marca
o aparecimento dos mamíferos e o
desenvolvimento da vida humana.
Está subdividida em dois períodos:
Terciário
Quaternário

Datação relativa
A datação relativa é feita estabelecendo-se uma seqüência de eventos geológicos, ou seja, a idade
relativa diz quais as rochas mais velhas e quais as mais novas umas em relação às outras, apresentando a
seqüência de formação entre elas.
Os geólogos determinam a seqüência dos eventos geológicos que foram produzidos nas rochas de
uma determinada área usando certos princípios básicos, ajudados por seus conhecimentos de processos
fundamentais como sedimentação, vulcanismo e erosão. Estes princípios envolvem principalmente rela-
ções espaciais e conhecimentos de evolução biológica e análise de evidências fósseis. Os princípios mais
fundamentais da datação relativa são:
Uniformitarismo: este é o mais básico dos princípios usados para interpretar a história da
Terra e diz que os processos geológicos que ocorrem no presente são similares àqueles ocorri-
dos no passado. Desta forma, a observação de fenômenos geológicos modernos (terremotos,
vulcanismos, etc) pode ajudar a interpretar eventos antigos.
Horizontalidade e Superposição: a maior parte dos sedimentos são transportados em corpos
d’água (rios, oceanos...) e são depositados como camadas horizontais ou sub-horizontais. Essa
tendência é chamada de princípio da horizontalidade original. Quando as camadas apresentam-
se muito inclinadas signiﬁca que houve a atuação de forças tectônicas que as deformaram. O
princípio da superposição diz que as rochas são depositadas sob outras mais antigas, desta for-
ma, em uma seqüência de estratos rochosos inalterados os estratos mais jovens estarão no topo
e os mais antigos na base da seqüência.
Relações de cruzamentos e cortes: estas relações mostram que rochas ígneas intrusivas são
necessariamente mais novas do que as rochas onde elas penetram (intrudem), da mesma manei-
ra, falhas e dobras são posteriores à formação das rochas que elas fraturam ou deformam.
Fósseis: os fósseis são restos de organismos antigos ou evi-
dências de sua existência preservados no material geológico. O
estudo dos fósseis indica o período em que estes organismos se
desenvolveram no planeta e quando foram extintos.
Datação absoluta
Em geral, os cientistas preferem ter dados da idade das rochas quantiﬁcados em anos e não simplesmente
saber se a rocha A é mais nova ou mais velha que a rocha B. Desta forma, sempre que possível eles utilizam méto-
dos de datação absoluta para determinar a idade das rochas. Os dois métodos principais de datação absoluta são:
Datação Radiométrica: esse tipo de datação usa o decaimento de isótopos radiativos que são
por vezes incorporados na estrutura cristalina de alguns minerais formadores de rochas. São
usados principalmente isótopos de urânio, potássio e rubídio. Este método só consegue datar
materiais rochosos com mais de 100.000 anos de idade.
Datação com Carbono - 14: este método de datação utiliza o carbono-14 a partir de conchas,
plantas, polens, carapaças, etc. Este método pode ser usado em materiais entre 100 e 100.000
anos de idade. Em função disso, é possível datar, por exemplo, as glaciações mais recentes e os
eventos de subida ou descida no nível do mar.

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Qual a região de maior incidência de terremotos no mundo?
Quais as principais evidências apontadas pelos cientistas de que os continentes estariam juntos
há cerca de 200 milhões de anos e teriam migrado até as posições atuais?
Sabendo que as forças tectônicas podem romper ou deformar as rochas, explique o que são
“falhas” e o que são “dobras” e como são formadas.
Quais as principais diferenças entre os métodos de datação relativos e absolutos?
Explique o princípio do Uniformitarismo.
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Atividade Complementar

MINERAIS E ROCHAS
CICLO DAS ROCHAS / MINERAIS FORMADORES
DAS ROCHAS
Além do valor econômico associado às rochas e aos minerais, todos os processos da Terra estão de
alguma forma ligados às propriedades destes materiais.
As rochas são divididas em três grupos, baseados em seu modo de origem: rochas ígneas, sedi-
mentares e metamórficas.
A inter-relação entre estes tipos de rochas é representada pelo ciclo das rochas. Com isso, o ciclo
das rochas demonstra também a integração entre diferentes partes do complexo sistema terrestre.
O ciclo das rochas nos ajuda a entender a origem das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas e a perce-
ber que cada tipo está ligado aos outros através de processos eu agem na superfície e no interior do planeta.
Tomando arbitrariamente um ponto de início para o ciclo das rochas, temos o magma. O magma
é um material derretido formado no interior do planeta. Eventualmente este material se resfria e
se solidifica. Este processo de solidificação do magma é chamado de cristalização. A cristalização
do magma pode ocorrer na superfície, através de erupções vulcânicas, ou ainda em subsuperfície
(no interior da crosta). Em ambos os casos as rochas geradas são chamadas de rochas ígneas.
Quando as rochas ígneas são expostas na superfície (devido a um levantamento crustal, erosão,
ou por já terem se cristalizado na superfície), sofrem a ação de agentes como a água, as variações
de temperatura, mecanismos de oxidação, etc. Estes agentes causam a desintegração e a decom-
posição das rochas na superfície num processo chamado de intemperismo.
Este material (partículas e/ou substâncias dissolvidas) resultante da desagregação e decompo-
sição das rochas é chamado de sedimentos. Os sedimentos são transportados pelos agentes
erosivos – água, gelo, vento ou ondas – e eventualmente são depositados.
Os sedimentos podem formar campos de dunas, planícies fluviais, mangues, praias, etc. Quando
os sedimentos são compactados, através da sobreposição de camadas de sedimentos umas
sobre as outras, ou cimentados, através da percolação de água contendo carbonato de cálcio
ou sílica, esses sedimentos então se convertem em rocha. Este processo de transformação de
sedimentos em rocha é chamado de litificação e resulta na formação de rochas sedimentares.
Se as rochas sedimentares forem submetidas a grandes temperaturas e pressões responderam às
mudanças nas condições ambientais com a recristalização e o rearranjo de seus minerais criando
o terceiro tipo de rocha – as rochas metamórficas. Essas mudanças ambientais podem ocor-
rer, por exemplo, se estas rochas forem envolvidas na criação de cadeias de montanhas através
de forças tectônicas, ou entrarem em contato com massas magmáticas (fluxos de magma).
Desta forma, o conhecimento básico dos materiais terrestres é essencial no conhecimento
dos fenômenos que ocorrem no planeta.
Você sabia?

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Se as condições ambientais a que forem submetidas as rochas sedimentares forem capazes de
fundi-las, estas rochas serão transformadas em magma podem voltar a formar rochas ígneas.
Seguindo um outro caminho, as rochas ígneas podem, ao invés de serem desagregadas e de-
compostas na superfície, sofrer a ação de esforços compressionais e a elevação da temperatura e
pressão pode causar o metamorfismo destas rochas, vindo a formar rochas metamórficas.
As rochas metamórficas, quer sejam de origem ígnea ou de origem sedimentar, quando expostas
na superfície vão sofrer a ação dos agentes de intemperismo transformando-se em seixos, grãos,
partículas ou soluções dissolvidas sendo posteriormente depositados como sedimentos. Caso estes
sedimentos sejam litificados (cimentação e compactação), formará rochas sedimentares.
Num caminho inverso, as rochas sedimentares, expostas na superfície, sofrerão a ação dos
processos intempéricos e se desagregarão ou serão decompostas tornando-se novamente sedi-
mentos inconsolidados, compondo, por exemplo, planícies ou campos de duna.
Desta forma, os compostos sintéticos formados em labo-
ratório não são considerados minerais. Também os compostos
orgânicos, como o carvão (que é formado a partir de restos de
plantas sob altas temperaturas e pressões), não são considera-
dos minerais.
O diamante, a esmeralda, o quartzo, a biotita são exem-
plos de minerais.
Alguns minerais são chamados de gemas – são minerais preciosos ou semi-preciosos que apresentam
valor econômico, em geral devido à sua cor, brilho ou forma do cristal. Como os diamantes, rubis, safiras,
esmeraldas, ametistas, etc.
Minerais formadores das rochas
A crosta da Terra é composta essencialmente por oito elementos mais comuns que se combinam
para formar os minerais formadores das rochas. Estes elementos são o O (oxigênio), Si (silício), Al
(alumínio), Fe (ferro), Ca (cálcio), K (potássio), Na (sódio) e Mg (magnésio).
As rochas são agregados ou combinações
naturais de um ou mais minerais.
Saiba mais!
Minerais são sólidos inorgânicos que ocorrem naturalmente na nature-
za, formados por elementos químicos em determinadas proporções e com um
sistemático arranjo interno.
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Os dois elementos principais são o oxigênio e o silício. Estes se combinam para formar tetraedros de
silício-oxigênio. Esta estrutura básica forma o mais abundante grupo de minerais do planeta: os silicatos.
Os tetraedros de silício-oxigênio podem formar uma grande variedade de estruturas cristalinas e
compor minerais como quartzo, feldspatos (K-feldspato, plagioclásio), micas (biotita, moscovita), an-
fibólios, piroxênios e olivinas.
Alguns não-silicatos são também formadores de rochas. Os principais deles são os carbona-
tos (calcita, dolomita, por exemplo), os óxidos (como os óxidos ricos em ferro como a hematita
e a magnetita), os sulfetos (como a galena, sulfeto de chumbo, e a pirita, sulfeto de ferro) e os
sulfatos (como o gipso, sulfato de cálcio).
Minerais e rochas
Fonte: < http://www.geocities.com/paulac_onofre/>
O texto abaixo serve para comple-
mentar o conteúdo apresentado sobre os
minerais formadores das rochas.
Atenção!
Que são minerais?
Cristal Mineral
Com a notável exceção do mercúrio, os mi-
nerais são pesados, duros e compactos. São massas
sólidas que exibem formas chamadas cristais.
O cristal é uma substância de forma constan-
te e regular. Isso significa que, mesmo quando re-
duzido a pó, cada partícula ainda retém a forma do
cristal original. Esse é o modo como os minerais são
identificados.
Natural, artificial e inorgânico
Os minerais são substâncias naturais que se
formam dentro de diferentes tipos de rochas. Para
extraí-los, às vezes é necessário cavar bem fundo
– abrindo minas, poços e túneis.
Substâncias produzidas artificialmente, ou
através de atividade orgânica (de animais e plantas),
não são consideradas minerais verdadeiros.
Mais do que simples rochas
As rochas são feitas de combinações específi-
cas de minerais. As milhões de maneiras pelas quais
os minerais podem se combinar resultam na imensa
variedade de rochas e paisagens que observamos na
natureza.
Tradições, mitos e lendas
Ao pensar nos minerais em termos de sua
aplicação na indústria moderna e pela ciência, es-
quecemos que, no passado, eram tidos como subs-
tâncias dotadas de propriedades mágicas, místicas e
medicinais. Algumas dessas crenças são surpreen-
dentemente corretas, outras apenas bizarras.

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O futuro previsto no quartzo
Durante milhares de anos as pessoas inventa-
ram histórias extraordinárias a respeito dos minerais
e das pedras preciosas. Daí o grande número de tra-
dições e lendas que envolvem a magia, a astrologia,
a alquimia e simbolismos religiosos. O Santo Graal,
da Última Ceia de Cristo, segundo se dizia, era uma
taça de esmeralda. A bola de cristal na qual os viden-
tes previam o futuro era afeita de quartzo. Segundo
crenças antigas, certos minerais tornavam imunes a
envenenamentos quem os possuísse. Acreditava-se
que algumas gemas acalmavam febres, curavam res-
saca e tornavam os guerreiros invencíveis. Os alqui-
mistas afirmavam que poderiam transformar metais
comuns em ouro ou prata.
Propriedades de cura
Em tempos idos, acreditava-se que os minerais
e as gemas tivessem propriedades de cura tão bené-
ficas e eficazes quanto as plantas. Em alguns casos,
a evidência científica apóia a teoria: o sal de Epsom
ou sal amargo, por exemplo, de fato alivia o sistema
digestivo. Mas outras idéias antigas, tais como engo-
lir ametista moída para evitar ressaca, não passam de
histórias da carochinha, e provavelmente provocaram
mais danos físicos do que cabeças desanuviadas.
Damesmaforma,éaltamenteimprovávelquea
ágata moída, ingerida junto com vinho, fosse capaz de
curar ferimentos expostos, ou que as safiras, mistura-
das ao leite, conseguissem acalmar cólicas intestinais.
Talismãs e amuletos
As gemas têm sido usadas como talismãs e
amuletos desde o princípio da história do homem.
Eram objetos supostamente dotados de poderes
sobrenaturais ou mágicos – principalmente com o
poder de evitar o mal ou o infortúnio.
De início, entoavam-se fórmulas cabalísticas
em torno de talismãs e amuletos para investi-los de
poderes mágicos, mas as civilizações posteriores
começaram a inscrever essas fórmulas mágicas nos
próprios amuletos e talismãs.
As cores dos minerais, além de ser em geral
maginíficas e atraentes, fornecem pistas impor-
tantes para a identificação deles. Cores mais vivas
ou inusitadas aumentam muito o valor comercial
de um espécime. Algumas cores só ocorrem em
determinados minerais, que por isso mesmo são
de grande valia para os artistas.
Um dos atrativos dos minerais, que exerce fas-
cínio constante nas pessoas, é a gama de cores mara-
vilhosas que possuem, já que essas cores representam
todo o espectro e toda e qualquer tonalidade que se
possa imaginar. Muitos minerais são incorporados às
tintas usadas na pintura, em parte porque as tonalida-
des são exclusivas e inimitáveis e, em parte, porque as
cores derivadas de minerais costumam ser tremenda-
mente estáveis e não desbotam, mesmo em caso de
prolongada exposição à luz, natural ou artificial.
Entre as cores mais fantásticas exibidas pelos
cristais, temos os vermelhos (prustita, cinabre, real-
gar), alaranjados brilhantes (crocoíta, wulfenita va-
nadinita), amarelos (trissulfureto de arsênico e enxo-
fre), verdes amarelados (autunita e outros minerais
secundários do urânio), verdes brilhantes (dioptásio,
esmeralda), azuis (lápis-lazúli, vivianita, azurita), vio-
láceas (ametista, fluorita, kamerita), entre outras.
Alguns minerais têm uma determinada cor em
estado natural, mas adquirem outra totalmente dife-
rente quando moídos. Um bom exemplo disso é a
hematita, um óxido de ferro muito comum, normal-
mente negro quando cristal. Entretanto, apresenta
uma cor de traço vermelho-profunda e produz um
pigmento amplamente usado desde os tempos anti-
gos. O nome da hematita vem da palavra “sangue”
em grego, justamente em função de sua cor.
A cor de um mineral pode variar bastante de
um espécime a outro, dificultando a identificação,
Isso se deve a impurezas locais e a elementos quími-
cos adjacentes que podem ter afetado parcialmente
sua aparência. A melhor maneira de tirar conclusões
acertadas sobre a identidade de um mineral tendo
por base a cor é examina-la em conjunto com o bri-
lho desse mineral – ou seja, com o brilho da superfí-
cie ou com a qualidade de sua luz reflexa.
Dureza, clivagem e fragmentação dos
minerais
A dureza de um mineral e seu grau de fragmen-
tação(casohaja)sãodeterminadospelaestruturacrista-
lina do espécime e pela maneira como seus componen-
tes se ligam. A dureza e a clivagem de um mineral estão
entre as propriedades mecânicas mais fáceis de serem
observadas pelo mineralogista amador; mas as provas

que fornecem raramente bastam para se estabelecer em
deﬁnitivo a identidade de um espécime desconhecido.
Dureza
A dureza poderia ser deﬁnida como a capaci-
dade de um mineral de resistir à abrasão de outros
materiais. Em geral, o grau de dureza é bastante alto
em minerais com estruturas internas compactas,
nas quais os átomos se encontram o mais próximos
possível uns dos outros e onde os elos em forma de
andaime entre os átomos são muito fortes.

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Odiamante,amaisduradassubstânciasnaturais,
é uma forma de carbono que tem tanto uma estrutura
interna muito compacta quanto elos muito fortes entre
os cristais. A grafita – uma outra forma (alotrópica) de
carbono, quimicamente idêntica ao diamante – é mais
mole e fraca que o diamante porque seus átomos estão
dispostos em camadas que podem ser deslocadas umas
das outras com relativa facilidade.
A dureza de um mineral não é necessaria-
mente a mesma em todas as direções. A bela gema
azul de cianita, por exemplo, tem dureza 4 quando
riscada no sentido da superfície dos cristais, mas
uma dureza 7 quando riscada na transversal.
Escala de Mohs
Infelizmente, medir a dureza dos minerais
não é a melhor forma de defini-los, embora o mé-
todo seja útil para descrevê-los. A Escala de Mohs é
apenas um meio grosseiro e instantâneo de compa-
ração entre minerais, não uma medição cientifica-
mente precisa. Mas, apesar das limitações, a Escala
de Mohs continua sendo perfeitamente adequada e
o método mais comum para uso geral.
Clivagem
A clivagem é a tendência que têm os mine-
rais de se partir em certas direções. A facilidade da
clivagem varia muito de mineral a mineral. Utili-
zamos quatro graus de clivagem: perfeita, distinta,
indistinta, inexistente. A direção da clivagem é sem-
pre paralela à face cristalina possível ou existente.
Entre os minerais que têm clivagem perfeita estão
a barita, a calcita, a clorita, o diamante, a galena, a
hemimorfita, a rodonita e o topázio.
Fratura e ruptura
A clivagem é diferente da fratura. A cliva-
gem só acontece ao longo das linhas da estrutura
cristalina, mas a fratura pode ocorrer no sentido
transversal. Outro efeito, chamado ruptura, ocorre
quando os planos da estrutura não são paralelos.
Neste caso, a estrutura do mineral afetado é frágil e
se parte de modo desigual em direções diferentes.
Muitos minerais têm fratura e clivagem, mas alguns
só têm a fratura.
Usamos quatro graus de fratura para descre-
ver os minerais: irregular, desigual, concóide (seme-
lhante a uma concha) e lascado ou denteado (com
superfícies recortadas, irregulares).
Nunca se deve esquecer que, a exemplo do
que ocorre com a dureza, até certo ponto a cliva-
gem é melhor para descrever os minerais do que
para defini-los em termos estritamente científicos.
Magnetismo
O magnetismo é uma força que tanto pode
atrair para perto quanto afastar para longe certas
substâncias. Há vários minerais magnéticos e um
dos mais comuns é a magnetita. Conhecida tam-
bém como pedra-ímã, a magnetita ocorre em ro-
chas ígneas e metamórficas no mundo todo.
Pólos magnéticos
Uma das propriedades mais importantes dos
materiais magnéticos é a formação de dois pólos.
Um é chamado “pólo norte”, o outro “pólo sul”.
Pólos iguais (norte e norte; sul e sul) forçam o afas-
tamento mútuo, ao passo que pólos opostos atra-
em-se. Se você pegar dois pedaços de rocha natu-
ralmente magnética, como a magnetita (óxido de
ferro), elas se atraem ou se repelem, dependendo
das extremidades que forem postas juntas. A regra
é: pólos iguais repelem; pólos diferentes atraem.
Essa regra continua valendo independente-
mente de como você divida a substância magnética.
Se, por exemplo, você partir um magneto em dois
pedaços, terá não um magneto quebrado e sim dois
magnetos, cada qual com um pólo norte e um pólo
sul próprios. Se em seguida você partir os dois, terá
quatro magnetos e assim sucessivamente.

Radioatividade natural dos minerais
Alguns elementos químicos que compõem
os minerais e as gemas nem sempre são estáveis,
e podem partir-se espontaneamente nas partículas
atômicas constituintes. Quando isso ocorre, são
emitidas várias formas de radiação. Esse fenômeno
importante foi descoberto recentemente.
Radioatividade
Um dos fatos mais importantes para se ter
em mente, em relação à radioatividade natural, é
que ela não é influenciada por mudanças químicas
ou por quaisquer mudanças normais no ambiente
do material na qual ocorre. A radioatividade é mui-
to diferente de qualquer reação que se possa obter
por aquecimento, por exemplo, ou por qualquer
outra forma de reação química.
A radioatividade pode ser definida como desin-
tegração espontânea de certos núcleos atômicos. (O
núcleo é a parte central do átomo, a que contém a
maior parte de sua massa.) Sempre que ocorre radio-
atividade, ela é acompanhada pela emissão de partícu-
las alfa (núcleos de hélio), partículas beta (elétrons) ou
radiação gama (ondas eletromagnéticas curtas).
Minerais radioativos são os que contém ele-
mentos químicos instáveis ou variedades raras e
instáveis de certos elementos que ocorrem mais
comumente em forma estável. Esses minerais de-
compõem-se naturalmente e, quando isso acontece,
liberam enormes quantidades de energia em forma
de radiação. A taxa de decomposição natural varia
de elemento para elemento e o tempo que leva para
que metade dos átomos de qualquer elemento ra-
dioativo se desintegre é conhecido como sua meia-
vida. O processo de desintegração prossegue e não
se encerra após uma meia vida. Depois de transcor-
ridas duas meias-vidas, restará ¼ do elemento ori-
ginal; depois de três períodos, restará 1/8; depois
de quatro períodos, 1/16, e assim por diante.
Isótopos
Os núcleos atômicos de um determinado
elemento nem sempre têm a mesma composição.
Essas variantes do mesmo elemento básico são
conhecidas como radioisótopos ou isótopos, sim-
plesmente. Embora as variantes tenham o mesmo
número de prótons da forma básica do elemento,
têm um número diferente de nêutrons.
Tudo isso é extremamente útil para os geólo-
gos porque, uma vez que a duração da meia-vida de
um elemento tenha sido descoberta, é muito sim-
ples calcular a idade das rochas circundantes pelo
grau de decomposição encontrado nos elementos
radioativos que contêm.
Gemas animais
Algumas das mais belas e valiosas preciosida-
des da Terra não são originárias de rochas, mas de
organismos vivos, tanto vegetais como animais. As
descritas a seguir são algumas das mais conhecidas.
Âmbar
O âmbar é uma resina viscosa, castanha ou
amarelada, liberada (“secretada”) pelas coníferas e
depois fossilizada. Pode conter coisas como inse-
tos, folhas, etc., que ficam presas na sua resina pe-
gajosa antes que ela se solidifique. Entre as inúme-
ras coisas já encontradas dentro de fragmentos de
âmbar estão bolhas de ar, folhas, pinhas, pedaços
de madeira, insetos, aranhas e até rãs e sapos. As
bolhas de ar empanam o brilho do âmbar; sendo
em geral removidas através de tratamento térmico.
Ao contrário, muitos dos corpos estranhos men-
cionados aumentam de modo considerável o valor
da peça, especialmente se dentro dela estiver uma
espécie rara ou extinta.
O melhor e mais valioso âmbar é transparen-
te, e fragmentos extremamente polidos são usados
para fazer amuletos e contas. Quando friccionado,
o âmbar dá origem à eletricidade estática.
Os principais depósitos de âmbar no mundo
são encontrados no litoral norte da Alemanha: o
âmbar pode ser levado pelas águas, do leito do mar
Báltico até as praias da Grã-Bretanha. Eis outros
lugares em que o âmbar é encontrado: Myanma
(ex-Birmânia), Canadá, República Tcheca, Repúbli-
ca Dominicana, França, Itália e Estados Unidos.
Coral
As mais grandiosas estruturas criadas por se-
res vivos não são de autoria do homem, mas sim de
organismos minúsculos que se unem, formando os
recifes de coral.
O coral é constituído por esqueletos de ani-
mais marinhos chamados pólipos de coral, perten-

FTC EAD | BIO32
centes à classe zoológica anthozoa. Estes pólipos
têm corpos ocos e cilíndricos, e, embora algumas
vezes vivam sozinhos, são com maior freqüência
encontrados em grandes colônias, onde se desen-
volvem, um em cima do outro, acabando por cons-
tituir grandiosas formações geográficas, como os
recifes de coral e atóis. Esses esqueletos são for-
mados de carbonato de cálcio (rocha calcária), que
com o passar dos anos se torna maciço.
O coral pode existir apenas em águas com tem-
peratura acima de 22°C – embora a maior parte deles
seja encontrada em águas tropicais, há alguns nas regi-
ões mais quentes do mar Mediterrâneo. Pode ser azul,
rosa, vermelho ou branco. O coral vermelho é o mais
valioso, e há milhares de anos é usado em jóias.
Marfim
O marfim é uma espécie de dentina que for-
ma as presas de grandes animais selvagens – espe-
cialmente dos elefantes, mas também de hipopó-
tamos e javalis. Os mamíferos marinhos como o
cachalote, o narval, o leão-marinho e a morsa tam-
bém são capturados por causa dele. O marfim tem
cor branca cremosa, é um material raro e bonito,
e, embora seja muito utilizado em decoração des-
de o começo da humanidade – uma peça de presa
de mamute entalhada, encontrada na França, tem
mais de 30 000 anos -, houve nos últimos 50 anos
uma mudança radical de atitude em relação ao esse
tipo de exploração dos animais para o benefício e
prazer do homem. Muitos que antes teriam cobi-
çado peças de marfim agora são estimulados a usar
alguns de seus muitos substitutos, como o marfim
vegetal, osso, chifre e jaspe. No entanto, apesar da
conscientização cada vez mais generalizada a res-
peito do problema, e da legislação internacional
que protege os animais sob ameaça de extinção, os
elefantes continuam a ser caçados em muitas regi-
ões da África e da Índia por caçadores clandestinos
de marfim, e ainda correm perigo de extinção.
Pérola
As pérolas são formadas por ostras e me-
xilhões de água doce como um tipo de proteção
contra parasitas ou grãos de areia que penetram em
suas conchas, causando irritação.
Ao se iniciar o processo de irritação, uma cama-
da de tecido – “manto” – entre a concha e o corpo do
molusco secreta camadas de carbonato de cálcio.
Essas secreções – que de início têm o nome
de nácar ou madrepérola – circundam o corpo es-
tranho invasor, e vão construindo sobre ele uma
casca que endurece com o passar dos anos: esse
processo protege o molusco contra o intruso, for-
necendo ao homem uma das suas mais preciosas
riquezas, a belíssima pérola.
As pérolas podem ser redondas ou irregula-
res, e são brancas ou negras. As pérolas naturais são
originárias do golfo Pérsico, do golfo de Manaar,
que separa a Índia do Sri Lanka e do mar Verme-
lho. As pérolas de água doce são encontradas nos
rios da Áustria, França, Alemanha, EUA (Mississi-
pi), Irlanda e Grã-Bretanha (Escócia).
As pérolas cultivadas – isto é, pérolas cuja
produção é artificialmente induzida pela inserção
deliberada de uma pequena conta que incita a ostra
a criar uma pérola – são produzidas principalmente
no Japão, onde as águas rasas do litoral propiciam
condições ideais para isso.
Azeviche
O azeviche é uma variedade de carvão e ,como
tal, foi formado há milhões de anos, originário da ma-
deira imersa em água estagnada e depois comprimida
e fossilizada por camadas posteriores do mesmo ma-
terial e de outros, que se acumularam por cima dele.
Sabe-se que o homem extrai o azeviche des-
de 1400 a.C., e durante a ocupação da Grã-Breta-
nha os romanos davam-lhe tanto valor que muitos
carregamentos desse material eram freqüentemen-
te enviados para Roma.
A beleza do azeviche é acentuada pelo po-
limento, e por causa de sua cor negra era muito
procurado no século XIX para fazer adornos usa-
dos em ocasiões de luto. Como o âmbar, o azeviche
gera eletricidade estática quando friccionado.
Fósseis
O que são fósseis?
Fósseis são restos preservados de plantas ou
animais mortos que existiram em eras geológicas
passadas. Em geral apenas as partes rígidas dos or-
ganismos se fossilizam – principalmente ossos, den-
tes, conchas e madeiras. Mas às vezes um organismo

inteiro é preservado, o que pode ocorrer quando as
criaturas ficam presas em resina de âmbar; ou então
quando são enterradas em turfeiras, depósitos sali-
nos, piche natural ou gelo. Entre as muitas descober-
tas fascinantes feitas em regiões árticas extremamen-
te geladas como o norte canadense e a Sibéria, na
Rússia, temos os restos perfeitamente preservados
de mamutes e rinocerontes lanudos.
Essas descobertas são excepcionais e, quando
ocorrem, chegam às manchetes do mundo inteiro.
A maioria dos fósseis transforma-se em pe-
dra, um processo que leva o nome de petrificação.
De modo geral existem três tipos de fossili-
zação. O primeiro é chamado de permineralização.
Isso acontece quando líquidos que contém sílica ou
calcita sobem à superfície e substituem os compo-
nentes orgânicos originais da criatura ou planta que
ali morreu. O processo leva o nome de substituição
ou mineralização. Em quase todo o mundo existem
ouriços-do-mar silicificados em depósitos de gre-
da; eles constituem um dos principais fósseis que
você deve procurar em suas excursões.
Quando o organismo fossilizado contém te-
cidos moles – carne e músculos, por exemplo -, o
hidrogênio e o oxigênio que compunham essa estru-
tura em vida são liberados, deixando para trás apenas
o carbono. Este forma uma película negra na rocha
que delineia o contorno do organismo original. Esse
contorno chama-se molde, e os moldes de organis-
mos muito delgados, como folhas, por exemplo, são
chamados de impressões. Quando pegadas, rastros
ou fezes fossilizadas (coprólitos) são assim prensa-
dos e preservados chamam-se vestígios fósseis.
As melhores condições para a fossilização
surgiram durante sedimentações rápidas, principal-
mente em regiões onde o leito do mar é profundo o
bastante para não ser perturbado pelo movimento
da água que há por cima.
Em termos gerais, todo fóssil deve ter a mesma
idade do estrato de rocha onde se encontra ou, pelo
menos, deve ser mais jovem que a camada diretamen-
te abaixo e mais velho que a camada diretamente aci-
ma dele. Existe, porém, um pequeno número de exce-
ções, quando o estrato provém de alguma rocha mais
velha e se depositou numa rocha mais nova através de
processos de sedimentação ou metamorfose.
Portanto, quando o cientista sabe a idade da
rocha é capaz de calcular a idade do fóssil. Talvez
o resultado mais espetacular disso tenha ocorrido
no século XIX, quando cientistas britânicos des-
cobriram os restos de misteriosas criaturas que, de
acordo com os estratos circundantes, teriam for-
çosamente existido há pelo menos 65 milhões de
anos. Esses animais de aspecto tenebroso – que até
então eram completamente desconhecidos do ser
humano – foram batizados de “dinossauros”, pala-
vra de origem grega que significa “lagartos terríveis”.
ROCHAS ÍGNEAS
Como já foi dito anteriormente, as rochas ígneas são formadas pela cristalização do magma quando
este se resfria.
O magma (rocha fundida) vem de profundidades geralmente acima de 200 km e consiste primaria-
mente de elementos formadores de minerais silicatados (minerais do grupo dos silicatos, formados por
silício e oxigênio, acrescidos de alumínio, ferro,
cálcio, sódio, potássio, magnésio, dentre outros).
Além destes elementos, o magma também contém
gases, principalmente vapor d’água.
Como o magma é menos denso que as
rochas, ele migra tentando ascender à superfí-
cie, num trabalho que leva centenas a milhares
de anos. Chegando à superfície o magma extra-
vasa produzindo as erupções vulcânicas.
As erupções vulcânicas lançam para
superfície fragmentos de rocha e fluxos
de lava. A lava é similar ao magma, contu-
do, na lava, a maior parte dos gases consti-
tuintes do magma já escapou.
Saiba mais!

FTC EAD | BIO34
As grandes explosões que às vezes acompanham as erupções vulcânicas são produzidas pelos gases
que escapam sob pressão confinada.
As rochas resultantes da solidificação ou cristalização da lava geram dois tipos de rocha:
Rochas vulcânicas ou extrusivas: são as que se cristalizam na superfície;
Rochas plutônicas ou intrusivas: são aquelas que se cristalizam em profundidade.
À medida que o magma se resfria, são criados cristais de minerais até que todo o líquido é transfor-
mado em uma massa sólida pela aglomeração dos cristais.
A razão ou taxa de resfriamento influencia do tamanho dos cristais gerados:
Quando o resfriamento se dá de forma lenta os cristais têm tempo suficiente para crescerem,
então a rocha formada terá grandes cristais, ou seja, a rocha será constituída por poucos e bem
desenvolvidos cristais;
Quando o resfriamento se dá de forma rápida ocorrerá a formação de um grande número de
pequenos cristais.
Em geral, as rochas vulcânicas se cristalizam rapidamente pela brusca mudança de condições de
temperatura quando a lava chega á superfície, já as rochas plutônicas geralmente se cristalizam mais len-
tamente em regiões mais profundas.
Como se classificam as rochas ígneas?
As rochas ígneas podem variar muito de composição e aparência física. Isso ocorre devido às dife-
renças na composição do magma, da quantidade de gases dissolvidos e do tempo de cristalização.
Existem dois principais modos de classificar as rochas ígneas: com base na sua textura e com base
na sua composição mineralógica.
Classificação das rochas ígneas de acordo com sua textura
A textura descreve a aparência geral da rocha, baseada no tamanho e arranjo dos cristais. A textura
é importante porque revela as condições ambientais em que a rocha foi formada.
Afanítica: as rochas apresentam pequenos cristais muito pequenos. Estas rochas podem ter se
cristalizado próximo ou na superfície.
Desta forma, se uma rocha ígnea apresenta cristais que são visíveis apenas com o auxílio de
um microscópio, sabe-se que ela se cristalizou muito rápido. Mas, se os cristais identificados a olho
nu, então essa rocha se cristalizou lentamente.
Saiba mais!

Em algumas situações, essas rochas podem mostrar pequenos buracos formados devido ao escape
de gases durante a sua cristalização que são chamados de vesículas.
Fanerítica: são formadas quando as massas de magma se solidificam abaixo da superfície e os
cristais têm tempo suficiente para se desenvolverem. Neste caso a rocha apresenta cristais gran-
des, que podem ser individualmente identificados.
Porfirítica: como dentro do magma os cristais não são formados ao mesmo tempo, alguns
cristais podem ser formados enquanto o material ainda está abaixo da superfície. Se ocorrer a
extrusão deste magma, os cristais formados anteriormente, quando o magma estava no interior
da crosta, ficarão emersos em um material mais fino solidificado durante a erupção vulcânica.
O resultado é uma rocha com cristais grandes emersos em uma matriz de cristais muito finos.
Esses cristais maiores são chamados de pórfiros, daí a textura recebe o nome de porfirítica.
Vítrea: a textura vítrea ocorre quando, durante as erupções vulcânicas, o material se resfria tão
rapidamente em contato com a atmosfera que não há tempo para ordenar a estrutura cristalina.
Neste caso não são formados cristais e sim uma espécie de vidro natural.
A mais comum destas rochas é conhecida como obsidiana. Um outro tipo de rocha vulcânica que
exibe a textura vítrea é a púmice (vendida comercialmente como pedra púmice). Diferentemente da ob-
sidiana, a púmice exibe muitos veios de ar interligados, como uma esponja, devido ao escape de gases.
Algumas amostras de púmice inclusive flutuam na água devido a grande quantidade de vazios.
Classificação das rochas ígne-
as de acordo com sua composição
mineralógica
A composição mineral das rochas ígne-
as depende da composição química do magma
a partir do qual estes minerais serão formados.
Contudo, um mesmo magma pode produzir ro-
chas de composição mineral muito diversa.
Esta seqüência de cristalização é conhe-
cida como série de cristalização magmática ou
Série de Bowen.
O cientista N. L. Bowen descobriu que,
em magmas resfriados em laboratório, certos
minerais se cristalizam primeiro, em tempera-
turas muito altas. Com o abaixamento suces-
sivo da temperatura, novos cristais vão sendo
formados. Ele descobriu também que os cris-
tais formados reagem com o magma restante
para criar o próximo mineral.
Você sabia?

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Todos estes minerais que fazem parte da Série de Bowen são espécies de silicatos, ou seja, são com-
postos de sílica (silício e oxigênio) associada a algum ou alguns outros elementos químicos, como ferro,
cálcio, magnésio, alumínio, potássio, etc.
As rochas ígneas são classificadas em quatro grupos principais de acordo com o percentual de sílica
presente em cada uma delas:
Rochas ultramáficas: o termo “máfico” vem de magnésio e ferro. As rochas ultramáficas são
compostas por silicatos de ferro e magnésio (olivina e piroxênio) e apresentam relativamente
pouca sílica (menos que 40%).
A rocha ultramáfica mais comum é o peridotito. O peridotito apresenta uma cor verde e é muito
denso. Em geral se cristaliza abaixo da superfície, mostrando uma textura fanerítica. É composto por 70
a 90% de olivina.
Rochas máficas: as rochas máficas contém entre 40 e 50% de sílica e são compostas princi-
palmente por piroxênio e plagioclásio cálcico. Este é o tipo de rocha ígnea mais abundante na
crosta, e o seu representante principal é o basalto. O basalto é uma é rocha escura, relativamente
densa e com textura afanítica, pois se cristaliza na superfície ou próximo a ela. Os basaltos
são as rochas predominantes nas placas oceânicas e são os principais constituintes
de várias ilhas vulcânicas, como as ilhas do Havaí. Os basaltos também cons-
tituem vastas áreas do Brasil, principalmente no Paraná. O equivalente plutô-
nico do basalto é o gabro, ou seja, quando o magma de composição basáltica
cristaliza em profundidade (abaixo da superfície) forma uma rocha chamada
de gabro, que apresenta textura fanerítica.
Rochas intermediárias: as rochas ígneas intermediárias contêm cerca de
60% de sílica. Além do plagioclásio cálcico e dos minerais ricos em ferro
e magnésio, como os piroxênios e anfibólios, contém também minerais ricos
em sódio e alumínio, como biotita, muscovita e feldspatos. Podem apresentar
também uma pequena quantidade de quartzo.
A rocha vulcânica intermediária mais comum é o andesito e o seu equivalente plutônico é o diorito.
O primeiro apresenta textura afanítica enquanto que o segundo apresenta textura fanerítica.
Rochas félsicas: o termo “félsico” vem de feldspato e sílica. Rochas ígneas félsicas
contêm mais que 70% de sílica. São geralmente pobres em ferro, magnésio e cálcio.
São ricas feldspato potássico, micas (biotita e muscovita) e quartzo. A rocha íg-
nea félsica mais comum é o
granito. O granito é uma ro-
cha ígnea plutônica. Como
o magma félsico é mais vis-
coso (por ser pobre em água),
geralmente se cristaliza antes de
chegar à superfície, por isso as ro-
chas félsicas plutônicas são mais comuns.
Quando este magma consegue chegar à super-
fície, extravasando em intensas erupções, a ro-
cha formada é o riolito.
As rochas ultramáficas e máficas
contêm os primeiros minerais da Série
de Bowen, ou seja, são minerais que se
cristalizam a temperaturas muito altas
(acima de 1000°C). Já as rochas félsicas
contêm os últimos minerais a se crista-
lizarem, com temperaturas mais baixas
(abaixo de 800°C).

Atividade Vulcânica no Planeta
As erupções vulcânicas podem representar o evento natural mais destrutivo do planeta. Um exem-
plo deste poder de destruição foi a erupção na Ilha de Krakatoa, na Indonésia, em 1883. A erupção do
vulcão que estava inativo por mais de dois séculos atingiu quase 305m acima do nível do mar e destruiu
toda a ilha. Apesar desta ilha ser desabitada, a erupção gerou ondas de até 37m de altura, deixando entre
36.000 e 100.000 mortos em Java e Sumatra.
Contudo, apesar de seu grande poder de destruição, os vulcões trazem também alguns be-
nefícios importantes.
Parte do oxigênio e do hidrogênio liberado pelos
vulcões se combina para formar a água do planeta; o
nitrogênio e o oxigênio se combinam com outros com-
ponentes para formar os gases da atmosfera.
Além disso, os vulcões trazem informações do
interior da Terra, que de outra forma seriam inacessí-
veis. O magma ascendente carrega pedaços de rocha
do interior do manto para a superfície. Depósitos de
origem vulcânica preservam vários tipos de fósseis,
fornecendo informações sobre extintas formas de vida,
inclusive de ancestrais humanos.
Causas e tipos de Vulcanismos
O vulcanismo ocorre com a criação do magma através da fusão de rochas preexistentes e culmina
com a ascensão deste magma para a superfície através de fraturas e falhas na litosfera. A distribuição
destas zonas de fraqueza na litosfera (fraturas e falhas) está geralmente associada com limites de placas
tectônicas ou com a existência de plumas quentes (hot spots) no interior das placas.
O magma flui e entra em erupção de formas distintas a depender do seu conteúdo de gases e da
sua viscosidade ou resistência ao fluxo:
Devido às altas temperaturas e conteúdo de sílica relativamente baixo, o magma máfico (lava basáltica)
Vulcões são formas de relevo criadas quando a lava
ou partículas quentes escapam do interior da Terra e se
resfriam e solidificam em torno das aberturas na crosta de
onde escaparam (cratera vulcânica).
A atividade vulcânica também
tem construído diversas ilhas habita-
das como o Japão, o Havaí, o Tahiti,
e muitas outras ilhas do Pacífico. As
cinzas vulcânicas retêm água e nu-
trientes (como potássio, cálcio e só-
dio), gerando solos muito férteis.
Você sabia?

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tem baixa viscosidade (alta fluidez). Como os gases escapam rapidamente não causam uma grande pressão.
Por estes motivos, este tipo de magma geralmente entra em erupção de forma branda ou efusivamente.
Magmas félsicos (lava riolítica), com alto conteúdo de sílica e baixa temperatura, são mais viscosos e
trapeam seus gases, causando altas pressões. Geralmente esses magmas apresentam erupções explosivas.
As erupções explosivas da lava riolítica lançam fragmentos de rocha preexistentes e de lava solidificada
(pois são caracteristicamente de baixas temperaturas). Esse material lançado é chamado de piroclastos.
O vulcanismo não está restrito só à Terra. Ele tem ocorrido m vários locais do Sistema Solar no
passado e continua ocorrendo nos dias atuais.
Vulcões ativos no passado (cerca de 3 bilhões de anos atrás) são responsáveis por muitas das
rochas e formas de relevo encontradas na nossa Lua. Atividade vulcânica recente foi também de-
tectada em marte e em Vênus.
O texto abaixo serve para complemen-
tar o conteúdo apresentado sobre os minerais
formadores das rochas.
Atenção!
Vulcanismo e Vulcões – Generalidades
Serviço Geológico do Brasil - CPRM -
Fonte: <http://www.cprm.gov.br/Aparados/vulc_pag01.htm>
1. Introdução
De acordo com Leinz (1963), “o termo vulca-
nismo aborda todos os processos e eventos que per-
mitam, e provoquem, a ascensão de material mag-
mático juvenil do interior da terra à superfície”.
Os magmas são definidos como substâncias
naturais, constituídas por diferentes proporções de
líquidos, cristais e gases, cuja natureza depende de
suas propriedades químicas, físicas e do ambiente ge-
ológico envolvido. Atualmente, classificam-se como
magmas primários quando estes representam o lí-

quido inicial obtido imediatamente à fusão da fonte,
e parentais, quando representam o líquido primário
já modificado por mecanismos de diferenciação.
Historicamente, os processos responsáveis
pelo vulcanismo foram atribuídos a diferentes cau-
sas; Platão (427-347 a.C) suspeitava da existência
de uma corrente de fogo no interior da terra como
fonte causadora dos vulcões. Poseidônio (século II
a.C.) acreditava que o ar comprimido em cavernas
subterrâneas seria a causa do fenômeno, e durante
a Idade Média, relacionava-se o fogo eterno do in-
ferno com as profundezas da crosta terrestre.
No início do século XIX ficou definitiva-
mente estabelecido que os vulcões são formados
quer pelo acúmulo externo de material juvenil,
quer pelo soerguimento das camadas pré-existentes
por forças do interior da terra. A. Geike em 1897
postulava a possibilidade da ascensão ativa de
material magmático ao longo da crosta, poden-
do, neste processo, formar um conduto explosi-
vo. Em 1902/03, houve a explosão do Mont Pelée,
Martinica, formando um enorme cone vulcânico, o
que confirmou a veracidade da proposta de Geike.
Os vulcões são responsáveis pela liberação
de magmas acima da superfície terrestre e funcio-
nam como válvula de escape para magmas e gases
existentes nas camadas inferiores da litosfera. Mag-
mas primários provêm de câmaras magmáticas po-
sicionadas a profundidades da fonte que normal-
mente oscilam entre os 50 a 100 km, onde ocorrem
concentrações de calor, fusões e fluxo de voláteis,
condições estas que levam ao aumento da pressão
necessária à subida do magma através de condutos,
que por sua vez levam à formação dos vulcões.
2. Posicionamento tectônico dos vulcões
A crosta terrestre é formada por Placas Tec-
tônicas de composições distintas, que estão constan-
temente em movimento, produzindo instabilidades
na crosta e grande atividade vulcânica. Os diferentes
limites entre estas placas geram processos tectônicos
distintos,cadaumresponsávelporumprocessovulcâ-
nico, que por sua vez demarcam os grandes acidentes
da litosfera. A localização destas linhas de vulcões é
classificada em função dos movimentos gerados pelo
deslocamento destas placas, e baseado neste contexto
de placas tectônicas, Wilson (1989) definiu quatro re-
giões distintas para a geração de magmas:
A - Margens de Placas Destrutivas (Placas
Convergentes)
B - Margens de Placas Construtivas (Placas
Divergentes)
C - Vulcanismo Intraplaca Continental
D - Vulcanismo Intraplaca Oceânica
O vulcanismo fissural responsável pelo Mag-
matismo Serra Geral, Bacia do Paraná, é considerado
como um dos maiores conjuntos de derrames con-
tinentais do planeta, e está condicionado a uma situ-
ação de rift Intraplaca Continental gerada pela atua-
ção de uma pluma de manto (Tristão da Cunha).
2.1 Vulcanismo associado a placas
destrutivas
Este vulcanismo é decorrente do choque
entre duas placas tectônicas, onde uma placa de
maior densidade, normalmente a fração oceânica,
é empurrada para baixo de uma zona continental,
levando à fusão e à geração de magmas híbridos
(mistura entre as composições do continente e do
oceano), que chegam à superfície sob a forma de
extensos vulcões, como a cordilheira andina. Estas
placas destrutivas podem ser de duas naturezas:
a - Placas Oceânicas
b - Placas Continentais
O choque pode ser entre uma placa oceânica
e uma continental, entre duas placas oceânicas, ou
entre duas placas continentais, gerando diferentes
situações de vulcanismo e tipos de magma.
2.1.1 Vulcanismo associado ao choque de
Placa Oceânica vs Placa Continental
Corresponde às faixas onde ocorre a subducção
da litosfera oceânica por sob a crosta continental em di-
reção ao manto, sendo a região responsável pelos mais
significativos fenômenos tectônicos expressos pela tec-
tônica de placas atual. O exemplo característico deste
tipo de vulcanismo acha-se nos vulcões andinos.

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2.1.2 Vulcanismo Associado ao choque
de Placa Oceânica vs Placa Oceânica
Na situação geológico-geográfica em que duas
placas oceânicas convergem e se chocam, a feição ca-
racterística resultante é a construção de um arco de
ilhas oceânicas, ao longo de um eixo normalmente
curvo, as quais formam um front vulcânico. Alguns
exemplos de arcos podem ser exemplificados, como
o Arco das Marianas, na placa do Pacífico e o Arco
das Aleutas, o qual distribui-se por aproximadamente
3.800 km, indo de Kanchatka ao Alaska e contendo
cerca de 80 centros vulcânicos ativos. Os maiores sis-
temas de arcos de ilhas ocorrem ao longo do Oceano
Pacífico, Oceano Atlântico e Indonésia, destacando-
se os da Nova Guiné, Marianas-Izu, Ilhas Salomão,
Antilhas Menores, Sunda-Bando, Ryuku e as Aleutas.
2.2 Vulcanismo associado a placas
construtivas
Quando as placas tectônicas migram em
sentidos opostos, ou seja, apresentam um sentido
de movimentação divergente, ao longo da zona de
separação entre estas placas gera-se uma imensa
fenda através da qual o magma migra em direção
à superfície. O fundo dos oceanos é a situação tí-
pica deste tipo de vulcanismo, onde após milhares
de anos de contínuas movimentações associadas à
atividade vulcânica, origina-se uma cadeia de mon-
tanhas denominada como cordilheira meso-oceâ-
nica. A taxa de espalhamento ao longo da Cordi-
lheira Meso-Atlântica varia entre 2,5 a 7,0 cm ao
ano, ou 25 a 70 km em um milhão de anos, o que
para os padrões humanos parece ser muito lento,
mas durante os últimos 130 milhões de anos levou
à formação do Oceano Atlântico. Estas montanhas
submarinas são construídas pelo empilhamento de
lavas de 1.000 a 3.000 metros de espessura, em rela-
ção ao assoalho oceânico, estendendo-se por mais
de 60.000 km. Uma das poucas exposições terres-
tre desta estrutura é representada pela Islândia, po-
sicionada sobre o centro de espalhamento entre as
placas da América do Norte e da Eurásia
2.3 Vulcanismo associado à intraplaca
continental
Grande parte da atividade vulcânica atual
concentra-se ao longo das margens das placas tec-
tônicas, seja ao longo das bordas destrutivas, seja
nas construtivas. Entretanto, o vulcanismo também
está presente no interior das placas, tanto continen-
tais quanto oceânicas. Este vulcanismo se expressa
de duas formas especiais:
a - Zonas de Rifts Continentais;
b - Províncias de Extrusão Continentais
do Tipo Platô.
Os vulcões associados ao rift do Leste Afri-
cano, posicionados fundamentalmente no Kenya e
Etiópia, são exemplos característicos da atividade
vulcânica intraplaca continental.
2.3.1 Zonas de Rifts Continentais
As zonas de rifts caracterizam-se por serem
áreas com uma depressão central, flancos soergui-
dos e adelgaçamento crustal subjacente. Fluxos ge-
otermais, zonas de soerguimento crustal e eventos
vulcânicos estão normalmente associados a estes
ambientes. O leste do continente Africano é um
exemplo típico deste tipo de modificação crustal,
onde esta ocorrendo a abertura do Mar Vermelho,
a criação do Golfo de Éden e o estabelecimento de
uma zona de extensão ao longo da Placa Africa-
na (Núbia). Entender os processos de geração de
rifts continentais, os quais precedem a formação
de novos oceanos, é de grande importância para o
conhecimento de como se da a transição entre um
continente e um rift oceânico. Esta região possibi-
lita assim que os cientistas conheçam os mesmos
processos que foram responsáveis pela abertura do
Atlântico, ocorrida a 120 milhões de anos atrás. Es-
tes geólogos acreditam que, em alguns milhares de
anos, existirão três novas placas tectônicas posicio-
nadas no canto NE do atual continente africano.
2.3.2 Províncias de Extrusão Continental
do Tipo Platô
Grandes áreas continentais encontram-se reco-
bertas por extensas e espessas seqüências de derrames
basálticos, estrudidos durante eventos vulcânicos que
ocorreram durantes espaços de tempo relativamente
curtos (~5 a 10 milhões de anos), ligadas a sistemas
fissurais relacionados à esforços tensionais da crosta.
Este tipo de vulcanismo difere fundamen-

talmente de todos os outros por não desenvolver
um cone central, mas por recobrir grandes áreas a
partir de um sistema fissural que pode alcançar a
algumas centenas de quilômetros de extensão.
São regiões características deste tipo de der-
rame as Províncias da Plataforma Siberiana, Kewee-
mawam, Paraná, Columbia River, Karoo, Etendeka,
Antártica e Atlântico Norte. A Província do Paraná,
que ocorre extensivamente no sul do Brasil, Argen-
tina, Uruguai e Paraguai é um dos maiores depósitos
relacionados a vulcanismo de Platô do planeta, re-
cobrindo cerca de 1.200.000km2. Este magmatismo
está composto por derrames, sills e diques de com-
posição toleítica bimodal pertencente à Formação
Serra Geral, associados aos estágios de rompimento
do supercontinente Gondwana, ocorrido durante o
período Cretácio da era Mesozóica.
2.4 Vulcanismo associado à intraplaca
oceânica
Nas porções internas das bacias oceânicas,
posicionadas na porção interna das placas, ocor-
rem ilhas oceânicas de origem vulcânica. Estas ilhas
possuem vulcões morfologicamente semelhantes às
estruturas vulcânicas continentais, e quando emer-
gem no oceano são erodidas e destruídas. Uma fei-
ção notável na bacia do Oceano Pacífico é a das
ilhas oceânicas do Hawai, linearmente distribuídas
sobre a crosta oceânica e muito mais jovens que
esta. Estas ilhas são formadas diretamente pela ação
de “pontos quentes” (hot spots) situados abaixo da
placa oceânica. Estes pontos quentes, que são fon-
tes fixas de calor proveniente do manto, fornece-
riam o material para o vulcanismo que se formaria
a partir do assoalho oceânico, pela passagem da
placa em movimento sobre este hot spot (veja mais
sobre hot spots acessando o site: http://pubs.usgs.
gov/publications/text/hotspots.html
O arquipélago do Hawai constitui um exem-
plo característico deste tipo de vulcanismo. É for-
mado por uma extensa cadeia de ilhas vulcânicas,
com mais de 200 km de extensão, aproximadamen-
te paralela à direção atual de espalhamento da Placa
do Pacífico. Deste arquipélago, a ilha do Hawaí é a
única vulcânicamente ativa, sendo constituída por
5 vulcões coalescentes, dos quais dois estão atual-
mente ativos, o Kilauea e o Mauna Loa.
3. Produtos da atividade vulcânica
Os produtos formados pelas atividades vul-
cânicas podem ser divididos em 3 grupos, classifi-
cados segundo a composição química, mineralógi-
ca e propriedades físicas. Destinguem-se as lavas,
os materiais piroclásticos, e os gases vulcânicos. As
lavas são porções líquidas de magma, em estado
total ou parcial de fusão, que atingem a superfície
terrestre e se derramam. Quanto mais básicas, mais
fluídas serão estas lavas. Os depósitos piroclásticos
dizem respeito a fragmentos de rochas diretamente
ligados com o magma ejetado na forma de um spray,
ou com a fragmentação das paredes das rochas pré-
existentes (câmaras magmáticas). De acordo com
o tamanho podem ser classificados como do tipo
bloco, bomba, lapilli, cinzas ou pó. Os gases vulcâ-
nicos podem ocorrer antes, durante e após os perí-
odos de erupção. Estes gases são formados a base
de hidrogênio, cloro, enxofre, nitrogênio, carbono
e oxigênio. O magma contém dissolvida grande
quantidade de gases, que se libertam durante uma
erupção. Os gases saem através da cratera principal
ao longo de fumarolas que podem se formar em
diferentes partes do cone vulcânico, ou a partir de
fissuras. Em terrenos vulcânicos atuais, é comum
a presença de gêisers, formados pelo aquecimento
da água de subsuperfície pelo alto gradiente térmi-
co da região, e que surgem como erupções perió-
dicas de água e gases aquecidos (para saber mais
sobre termos ligados aos produtos de vulcanismo
consulte o glossário no site http://volcanoes.usgs.
gov/Products/Pglossary/ ou http://www.vulca-
noticias.hpg.ig.com.br/dic.html ).
4. Localização geográfica dos vulcões
A grande maioria dos vulcões, cerca de 82%,
acha-se agrupada em determinadas zonas, principal-
mente ao longo dos oceanos formando, na região do
Pacífico, o chamado Círculo de Fogo. Cerca de 12%
situam-se nas cadeias meso-oceânicas, e os 6% res-
tantes distribuem-se em zonas de rifts, isolados no in-
terior das placas continentais e em áreas de hot spots
desenvolvidas em ambiente intraplaca continental.
5. Vulcões no mundo
A crosta terrestre é constantemente sujei-
ta a atividades vulcânicas que, na maioria das ve-

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