1. Disciplina: GELOGIA GERAL
Professora: Profa. MSc. Maria Rosária do Carmo
OBJETIVOS
 Fornecer aos alunos conhecimentos básicos sobre a geologia e sua importância para o
estudo da Terra, bem como a sua aplicação na ciência natural.
 Introduzir conceitos fundamentais sobre a Geologia, que deve ser alcançada através do
estudo do Sistema Solar, Litosfera, Minerais e Rochas.
 Reconhecer os processos dinâmicos internos e externos, seus efeitos e sua
importância.
 Conhecer a estrutura química dos minerais e rochas
 Compreender a história ecológica da terra
 Discutir conceitos básicos da paleontologia e uso dos fósseis em biologia
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
Básica:

CARVALHO, I. S. Paleontologia. Editora Interciência. 2000.

HURLBUT, D. Manual de Mineralogia. - Vol. I e II. Editora Universidade de São Paulo.

LEINZ, C. e AMARAL, S. Geologia Geral. - Editora Nacional.

LIMA, M. R. Fósseis do Brasil. T.A. Queiroz e EDUSP, São Paulo, 1989

MCALESTER, A. L. História geológica da vida. Edgard Blücher. 1969.

POPP, J. H. Geologia Geral. 5.ed. 1998. Rio de Janeiro: LTC, 376p.

RIBEIRO-HESSEL,M.H. Curso Prático de Paleontologia Geral. Porto Alegre, UFRGS.
1982.


19
SALGADO-LABOURIAU, M. L. História Ecológica da Terra. Edgard Blücher. 1994.
TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M.C.M. DE; FAIRCHILD, T.R.; TAIOLI, F.
Decifrando a Terra. São Paulo: Oficina de textos, 2001. 568p.

2. Unidade 1 - A TERRA NO CONJUNTO DO SISTEMA SOLAR
A curiosidade natural do homem em desvendar os mistérios da natureza levou-o ao
estudo da Terra. Perguntas tais como: de onde vem as lavas dos vulcões; o que causa os
terremotos; como se formam as montanhas; de que modo se formaram os planetas e as
estrelas, e muitas outras, sempre foram enigmas que o homem vem tentando decifrar. O
principal fator que impulsiona o homem a melhor conhecer a Terra é o fato de ter que usar
materiais extraídos do subsolo para atender as suas necessidades básicas.
1.1. Origem do Universo
O nosso planeta é formado pelo mesmo material que compõe os demais corpos do
Sistema Solar e tudo que faz parte do Universo. A origem da Terra está ligada
intrinsecamente à formação do Sol, dos demais planetas e de todas as estrelas que fazem parte
do Sistema Solar.
O ponto de partida de tudo foi uma grande explosão, cerca de 15 bilhões de anos atrás,
quando um ponto reunia toda a energia e matéria do Universo, que explodiu num evento
único e original. Embora saibamos pouco do que ocorreu na primeira fração de segundo após
o inicio do tempo. Desde aquele instante, num processo que ainda continua, o Universo se
expandiu e diluiu-se para formar as galáxias e as estrelas. Os geólogos ainda analisam os
últimos 4,6 bilhões de anos dessa expansão, um tempo durante o qual nosso sistema solar
formou-se e evoluiu.
As estrelas e as galáxias formaram-se mais tarde quando o resfriamento permitiu que a
matéria viesse a se confinar em imensas nuvens de gás. As primeiras galáxias surgiram há
cerca de 13 bilhões. A Via-láctea tem cerca de 8 bilhões de anos e dentro dela o nosso sistema
solar originou-se há cerca de 4,6 bilhões de anos.
Figura 1. Formação do Universo
1.2 A Terra Primitiva: formação de um planeta em camadas
Estima-se que a formação do Sistema Solar teve início há seis bilhões de anos, quando
uma enorme nuvem de gás que vagava pelo Universo começou a contrair. A poeira e os gases
dessa nuvem se aglutinaram pela força da gravidade e, há 4,5 bilhões de anos, formaram
várias esferas que giravam em torno de uma esfera maior, de gás incandescente, que deu
origem ao Sol. As esferas menores formaram os planetas, dentre os quais a Terra. Devido à
2

3. força da gravidade, os elementos químicos mais pesados como o ferro e o níquel,
concentraram-se no seu centro enquanto os mais leves, como o silício, o alumínio e os gases,
permaneceram na superfície. Estes gases foram, em seguida, varridos da superfície do planeta
por ventos solares.
Assim, foram separando-se camadas com propriedades químicas e físicas distintas no
interior do Globo Terrestre. Há cerca de 4,4 a 4,0 bilhões de anos, formou-se o NÚCLEO constituído principalmente por ferro e níquel no estado sólido, com raio de 3.700 km. Em
torno do núcleo, formou-se uma camada - o MANTO - que possui 2.900 km de espessura,
constituída de material em estado pastoso, com composição predominante de silício e
magnésio (Figura 2).
Em torno de 4 bilhões de anos atrás, gases do manto separam-se, formando uma
camada de ar ao redor da Terra - a ATMOSFERA. Finalmente, há aproximadamente 3,7
bilhões de anos, solidificou-se uma fina camada de rochas - a CROSTA. A crosta não é igual
em todos os lugares. Debaixo dos oceanos, ela tem mais ou menos 7 km de espessura e é
constituída por rochas de composição semelhante à do manto. Nos continentes, a espessura da
crosta aumenta para 30-50 km, sendo composto por rochas formadas principalmente por
silício e alumínio e, por isso, mais leves que as do fundo dos oceanos (SBG, 1987).
Figura 2. Estrutura interna da Terra (Kearey e Vine, 1990)
3

4. Como, a partir de uma massa rochosa, a Terra evoluiu até um planeta vivo, com
continentes, oceanos e uma atmosfera? A resposta reside na diferenciação: a transformação de
blocos aleatórios de matéria primordial num corpo cujo interior é dividido em camadas
concêntricas, que diferem umas das outras tanto física como quimicamente. A diferenciação
ocorreu nos primeiros momentos da história da Terra, quando o planeta adquiria calor
suficiente para se fundir.
Embora a Terra provavelmente tenha iniciado como uma mistura não-segregada de
planetesimais e outros remanescentes da nebulosa, ela não manteve essa forma durante muito
tempo. Uma fusão de grande proporção ocorreu como resultado de um gigantesco impacto.
Alguns trabalhos sobre esse tema especulam que cerca de 30 a 65% da Terra fundiram-se,
formando uma camada externa de centenas de quilômetros de espessura, a qual chamaram de
"oceano de lava" (rocha derretida). Da mesma forma, o interior aqueceu-se até um estado
"leve" (menos denso), no qual seus componentes podiam mover-se de um lado para outro. O
material pesado mergulhou para o interior para tomar-se o núcleo e o material mais leve
flutuou para a superfície e formou a crosta. A emersão do material mais leve carregou consigo
calor interno para a superfície, de onde ele poderia irradiar-se para o espaço. Dessa forma, a
Terra resfriou-se e grande parte dela solidificou-se e foi transformada em um planeta
diferenciado ou zoneado em três camadas principais: um núcleo central e uma crosta externa
separados por um manto (Figura 3). Um resumo dos períodos de tempo que descrevem a
origem da Terra e sua evolução num planeta diferenciado é mostrado na Figura 2.
Núcleo da Terra O ferro, que é mais denso que a maioria dos outros elementos,
correspondia a cerca de um terço do materialdo planeta primitivo. O ferro e outros elementos
pesados, como o níquel, mergulharam para formar o núcleo central. Os cientistas consideram
que o núcleo, o qual começa numa profundidade de cerca de 2.900 krn, é líquido na parte
externa, mas sólido numa região chamada de núcleo central, que se estende desde uma
profundidade de cerca de 5.200 krn até o centro da Terra, a cerca de 6.400 krn. O núcleo
interno é sólido porque a pressão no centro é muito alta para o ferro fundir-se (a temperatura
em que qualquer material se funde eleva-se com o aumento da pressão).
Crosta da Terra Outros materiais líquidos e menos densos separaram-se das
substâncias geradoras flutuando em direção à superfície do oceano de magma. Aí resfriaramse para formar a crosta sólida da Terra, uma fina camada externa com cerca de 40 km de
espessura. A crosta contém materiais relativamente leves com temperaturas de fusão baixas.
A maioria desses materiais, que facilmente se fundem, é composta de elementos de silício,
alumínio, ferro, cálcio, magnésio, sódio e potássio combinados com oxigênio. Todos eles,
com exceção do ferro, estão entre os elementos sólidos mais leves. (O Capítulo 3 discutirá os
elementos químicos e os compostos que eles formam.) Recentemente, no oeste da Austrália,
um fragmento do mineral zircão foi datado com a idade de 4,3 a 4,4 bilhões de anos,
constituindo-se no mais antigo material terrestre já descoberto. Análises químicas indicam
que ele foi formado próximo à superfície, na presença de água, sob condições relativamente
frias. Se essa descoberta for confirmada por dados e experimentos adicionais, podemos
concluir que a Terra pode ter resfriado o suficiente para formar uma crosta somente 100
milhões de anos depois de ter se reconstituído do gigantesco impacto.
Manto da Terra Entre o núcleo e a crosta encontra-se o manto, uma região que forma
a maior parte da Terra sólida. O manto é o material deixado na zona intermediária depois que
grande quantidade da matéria pesada afundou e a matéria mais leve emergiu. O manto
abrange profundidades que vão desde 40 até 2.900 km. Ele consiste em rochas com densidade
intermediária, em sua maioria compostos de oxigênio com magnésio, ferro e silício. Existem
mais de cem elementos, mas as análises químicas das rochas indicam que apenas oito
constituem 99% da massa da Terra (Figura 1.7). De fato, cerca de 90% da Terra consistem em
apenas quatro elementos: ferro, oxigênio, silício e magnésio. Quando comparamos a
4

5. abundância relativa dos elementos constituintes da crosta com sua abundância em relação a
toda a Terra, podemos constatar que o ferro soma 35% da massa desta. Devido à
diferenciação, entretanto, há pouco ferro na crosta, onde os elementos leves predominam.
Como se pode ver na Figura 1.7, as rochas crustais sobre as quais estamos são constituídas
por quase 0% de oxigênio.
Figura 3. A diferenciação da Terra
1.2. A formação dos continentes, dos oceanos e da atmosfera da Terra
A fusão primitiva promoveu a formação da crosta da Terra e, fortuitamente, dos
continentes. Ela fez com que os materiais mais leves: se concentrassem nas camadas externas
e permitiu que pelo menos os gases mais leves escapassem do interior. Esses gases formaram
grande parte da atmosfera e dos oceanos. Até hoje, remanescentes retidos da nebulosa solar
original continuam a ser emitidos como gases primitivos em erupções vulcânicas.
Continentes A feição mais visível da crosta da Terra são os continentes. O
crescimento dos continentes começou logo após a diferenciação e continuou ao longo do
tempo geológico. Tem-se, quando muito, apenas uma noção geral do que levou à sua
formação. Imaginamos que o magma partiu do interior derretido da Terra e ascendeu à
superfície, onde esfriou e se solidificou para formar a crosta rochosa. Essa crosta primitiva
fundiu-se e solidificou-se repetidamente, fazendo com que os materiais mais leves e
separassem dos mais pesados e ascendessem ao topo, para formar os núcleos primitivos dos
continentes. A água da chuva e outros constituintes da atmosfera erodiram as rochas, levandoas a decomporem-se e desintegrarem-se. Água, vento e gelo desprenderam, então, os detritos
rochosos e moveram-nos para lugares de deposição mais baixos. Aí se acumularam em
camadas espessas, formando praias, deltas e os assoalhos dos mares adjacentes. A repetição
desse processo durante muitos ciclos estruturou os continentes.
Oceanos e a atmosfera Alguns geólogos pensam que a maior parte do ar e da água da
Terra atual vieram de fora do sistema solar por meio de materiais ricos em voláteis que
5

6. impactaram o planeta depois que ele foi formado. Por exemplo, os cometas que vemos são
compostos predominantemente de gelo mais dióxido de carbono e outros gases congelados.
Incontáveis cometas podem ter bombardeado a Terra nos primórdios de sua história,
fornecendo água e gases que, subseqüentemente, deram origem aos oceanos e à atmosfera
primitivos.
Muitos outros geólogos acreditam que os oceanos e a atmosfera podem ter sua origem
rastreada no "nascimento úmido" da própria Terra. De acordo com essa hipótese, os
planetesimais que se agregaram para formar nosso planeta tinham gelo, água e outros voláteis.
Originalmente, a água estava aprisionada (quimicamente ligada como oxigênio e hidrogênio)
em certos minerais trazidos pela agregação dos planetesimais. De forma similar, nitrogênio e
carbono também estavam quimicamente ligados nos minerais. Quando a Terra se aqueceu e
seus materiais fundiram-se parcialmente, o vapor d'água e outros gases foram liberados e
levados para a superfície pelos magmas, sendo lançados na atmosfera pela atividade
vulcânica.
Os gases emitidos pelos vulcões há cerca de 4 bilhões de anos consistiam,
provavelmente, nas mesmas substâncias que são expeli das dos vulcões atuais (embora não
necessariamente na mesma quantidade relativa): fundamentalmente hidrogênio, dióxido de
carbono, nitrogênio, vapor d'água e alguns outros gases (Figura 4). Quase todo o hidrogênio
escapou para o espaço exterior, enquanto os gases pesados envolveram o planeta. Essa
atmosfera primitiva era destituída de oxigênio, elemento que constitui 21% da atmosfera
atual. O oxigênio não fazia parte da atmosfera até que organismos fotossintéticos evoluíssem,
como será descrito posteriormente neste capítulo.
Figura 4. A atividade vulcânica primitiva contribuiu com o lançamento, para a atmosfera e os oceanos, de
grandes quantidades de vapor d'água, dióxido de carbono e outros gases e, para os continentes, de materiais
sólidos.
6

7. 1.3. A Terra como um sistema de componentes interativos
Embora a Terra tenha se esfriado desde seu início ardente, ela continua um planeta
inquieto, mudando continuamente por meio de atividades geológicas, tais como terremotos,
vulcões e glaciações. Essas atividades são governadas por dois mecanismos térmicos: um
interno e o outro externo. Mecanismos de tal tipo como, por exemplo, o motor a gasolina de
um automóvel- transformam calor em movimento mecânico ou trabalho. O mecanismo
interno da Terra é governado pela energia térmica aprisionada durante a origem cataclísmica
do planeta e gerado pela radioatividade em seus níveis mais profundos. O calor interior
controla os movimentos no manto e no núcleo, suprindo energia para fundir rochas, mover
continentes e soerguer montanhas. O mecanismo externo da Terra é controlado pela energia
solar - calor da superfície terrestre proveniente do Sol. O calor do Sol energiza a atmosfera e
os oceanos e é responsável pelo nosso clima e tempo. Chuva, vento e gelo erodem montanhas
e modelam a paisagem e, por sua vez, a forma da superfície muda o clima.
Todas as partes do nosso planeta e todas suas interações, tomadas juntas, constituem o
Sistema Terra. Embora os cientistas da Terra pensem já há algum tempo em termos de
sistemas naturais, foi apenas nas últimas décadas do século XX que eles dispuseram de
equipamentos adequados para investigar como o sistema Terra realmente funciona. Dentre os
principais avanços, estão as redes de instrumentos e satélites orbitantes de coleta de
informações do sistema Terra numa escala global e o uso de computadores eletrônicos com
potência suficiente para calcular a massa e a energia transferidas dentro do sistema. Os
principais componentes do sistema Terra estão descritos no Quadro 1 e representados na
Figura 5.
Quadro 1. Os principais componentes do sistema Terra
A energia solar energiza estes componentes
Atmosfera
Invólucro gasoso que se estende desde a superfície terrestre até uma altitude de cerca de 100 km
Hidrosfera
A esfera da água compreende todos os oceanos, lagos, rios e a água subterrânea
Biosfera
Toda matéria orgânica relacionada à vida próxima à superfície terrestre
o calor interno da Terra energiza estes componentes
Litosfera
Espessa camada rochosa externa da Terra sólida que compreende a crosta e a parte superior do manto até
uma profundidade média de cerca de 100 km; forma as placas tectônicas
Astenosfera
Fina camada dúctil do manto sob a litosfera que se deforma para acomodar os movimentos horizontais e
verticais das placas tectônicas
Manto
inferior
Manto sob a astenosfera, estendendo-se desde cerca de 400 km até o limite núcleo-manto8 (cerca de 2.900
km de profundidade)
Núcleo
externo
Camada líquida composta predominantemente por ferro liquefeito, estendendo-se desde cerca de 2.900 km
até 5.150 km de profundidade.
Núcleo
interno
Esfera mais interna constituída predominantemente de ferro sólido, estendendo-se desde cerca de 5.150 km
até o centro da Terra (cerca de 6.400 km de profundidade)
7

8. Figura 5. Principais componentes do Sistema Terra
1.4 A Terra ao longo do Tempo Geológico
Compreender a imensidão do tempo geológico pode ser um desafio para os leigos. O
escritor John McPhee observou eloqüentemente que os geólogos olham para o "tempo
profundo" do início da história da Terra (medido em bilhões de anos) da mesma maneira que
um astrônomo olha para o "espaço profundo" do universo (medido em bilhões de anos-luz). A
Figura 6 apresenta o tempo geológico como uma fita marcada com alguns dos principais
eventos e transições.
8

9. Figura 6. Fita do Tempo Geológico
As rochas mais antigas encontradas atualmente na superfície terrestre têm cerca de 4
bilhões de anos. Rochas muito antigas, com idade de 3,8 bilhões de anos, mostram evidências
de erosão pela água, indicando a existência da hidrosfera. Há 2,5 bilhões de anos, reuniu-se
suficiente crosta de baixa densidade na superfície terrestre para formar grandes massas
continentais. Os processos geológicos que subseqüentemente modificaram esses continentes
foram muito similares àqueles que hoje vemos atuando nas placas tectônicas.
A partir de cerca de 2,5 bilhões de anos atrás, o registro fóssil da vida primitiva da
Terra tomou-se progressivamente mais rico, revelando um conjunto diverso de
comportamentos adaptativos dos pioneiros da vida no planeta. Alguns desses comportamentos
tiveram influência global, resultando em uma progressiva oxigenação da atmosfera e do
oceano durante os 2 bilhões de anos seguintes. Ao decifrar esse registro geológico, podemos
reconstruir a história da evolução biológica.
O inicio da vida Há pouco mais de 4 bilhões de anos, a atmosfera e a hidrosfera
primitivas da Terra já tinham se formado. Gases leves, como o hidrogênio, escaparam para o
espaço, deixando para trás gases mais pesados, como vapor d' água, dióxido de carbono e
dióxido de enxofre. Essa atmosfera primitiva permitiu que quase todos os componentes da luz
9

10. solar alcançassem a superfície terrestre - incluindo os raios ultravioleta (UV). Na mesma
época, havia dióxido de carbono e vapor d'água suficientes para aprisionar o calor que se
irradiava da superfície, mantendo a Terra quente. Esse fenômeno é conhecido como efeito
estufa, pois guarda analogia com o aquecimento de uma estufa, onde o vidro deixa a luz
passar, enquanto pouco calor consegue sair.
O oxigênio torna-se o principal gás da atmosfera Os organismos primitivos devem
ter fornecido quantidades relativamente pequenas de matéria orgânica produzida por
processos químicos inorgânicos ou reciclada de outros organismos. A principal mudança
ocorreu quando a vida evoluiu para fazer seu próprio alimento por meio da fotossíntese. Esse
é o processo pelo qual as plantas e outros organismos verdes utilizam a clorofila (que os
colore de verde) e a energia da luz solar para produzir carboidratos a partir do dióxido de
carbono e da água.
A evolução da fotossíntese no início da história geológica da Terra teve imensas
conseqüências. Um produto derivado da fotossíntese é o oxigênio (02). À medida que a
matéria orgânica da vida fotos sintética era soterrada, o carbono era removido da atmosfera e
o oxigênio, acumulado. A partir das evidências fósseis, parece que processos semelhantes
ocorreram há 2,5 bilhões de anos. Os geólogos encontraram rochas de ferro bandeado muito
antigas, com idade de 2,5 bilhões de anos, que foram oxidadas ("enferrujadas") durante sua
formação, indicando que havia mais oxigênio na atmosfera naquele tempo. °aumento para os
atuais níveis de oxigênio atmosférico é agora pensado como o resultado de uma série de
etapas crescentes ocorridas num período de tempo de pelo menos 2 bilhões de anos.
Quando as moléculas de oxigênio atmosférico difundiram-se para a estratosfera
(atmosfera superior), foram transformadas pela radiação solar em ozônio (03) criando uma
camada estratosférica de ozônio. A camada de ozônio absorve certas porções de radiação UV
antes que atinjam a superfície, onde poderiam prejudicar e causar mutações nas células de
animais e plantas. Sem esse escudo protetor, a vida não teria florescido na terra.
O "Big Bang" biológico Comparada com a vida atual, a vida no início da Terra era
uma coisa primitiva, consistindo basicamente em pequenos organismos unicelulares que
flutuavam
próximo à superfície dos oceanos ou viviam no fundo dos mares.Entre 1 e 2 bilhões de
anos atrás, a vida tomou-se multicelular, quando algas e algas marinhas foram originadas.
Então, por razões não muito bem entendidas, os primeiros animais entraram em cena há cerca
de 600 milhões de anos, evoluindo numa seqüência de ondas. A primeira onda produziu
formas simples, semelhantes a águas-vivas e a samambaias com corpos leves, bem como seres
de corpo duro com formas lembrando taças de vinho com buracos (ver Figura 7). Muito
rapidamente foram extintas, embora poucas possam ter servido como protótipos para uma
segunda onda, a qual constituiu a maior diversificação de novas formas de vida na história da
Terra.
10

11. Figura 7. Os fósseis que exibem a explosão do Cambriano
Unidade 2 - ORIGEM E EVOLUÇÃO DA VIDA NA TERRA E TEMPO GEOLÓGICO
2.1. O Tempo Geológico
O nosso planeta é incrivelmente velho para os padrões de tempo humanos, tem cerca
de quatro mil e seiscentos milhões de anos.
Para a maioria de nós, a paisagem natural não se altera, é estática. Exceto quando
ocorrem calamidades como erupções vulcânicas ou grandes tremores de terra, a paisagem
geológica não muda de forma perceptível durante o tempo de várias gerações humanas. Mas a
Terra, durante o seu tempo de "vida" é altamente dinâmica, tendo testemunhado
transformações extraordinárias. "Viu" formarem-se e desaparecerem oceanos e cadeias
montanhosas, "observou" a ascensão e a queda de inúmeras espécies de seres vivos. O
registro destes eventos está nas rochas.
A evolução biológica há mais de 3.000 milhões de anos que nos vem apresentando
uma sucessão ordenada de organismos que nos permite, através de estudos laboratoriais,
simulações matemáticas dos processos geológicos e especulações inteligentes, fazer a
reconstituição de uma história diretamente ligada à passagem do tempo geológico.
Estabeleceu-se uma escala baseada na existência de sucessivas faunas e floras fósseis.
Graças à evolução, a história da vida fornece-nos um "cronômetro" que permite situar
acontecimentos inter-relacionados no eixo dos tempos, isto é, construir uma cronologia
relativa, a biocronologia.
A Estratigrafia é a parte da Geologia que estuda os estratos (um estrato é uma
camada rochosa delimitada por duas superfícies ou planos de estratificação, que o separam
dos estratos superiores e inferiores), isto é, as camadas de rochas sedimentares formadas na
superfície terrestre. Em conjunto com a Paleontologia, constitui a base da Geologia Histórica.
Através das características e conteúdos dos estratos podem-se reconstituir as condições em
que aqueles se formaram e situá-los no tempo, conseguindo-se assim reconstruir a história da
Terra ao longo de grandes períodos geológicos.
11

12. O aparecimento e o desaparecimento de determinadas formas vivas (espécies, gêneros,
famílias,...), a sucessão e a diversificação das mesmas são pontos de referência que servem
para definir e limitar as unidades biocronológicas, cujo conjunto constitui uma escala
biostratigráfica. Historicamente, foram as grandes unidades biostratigráficas que primeiro se
definiram e delimitaram. Só mais tarde, graças ao permanente progresso da paleontologia,
estratigrafia e sedimentologia, foram subdivididas em unidades biostratigráficas cada vez
mais precisas.
As grandes unidades biostratigráficas (andares, séries = épocas e sistemas =
períodos) assentam quase sempre em mudanças mais ou menos rápidas no seio das
populações fósseis. São materializadas por crises evolutivas, frequentemente em ligação com
fenômenos físicos (movimentos dos continentes –Tectônica de Placas -, avanço (transgressão)
ou recuo (regressão) dos mares, glaciações...). Estas descontinuidades na história da vida
serviram de base a Alcide d'Orbigny para estabelecer, em meados do século passado, a
divisão do tempo relativo em 27 andares (1849-1852). Embora tenha perdido os
fundamentos catastróficos introduzidos por D'Orbigny, o andar continua a ser uma unidade
tempo-estratigráfica fundamental, com uma referência marcadamente paleontológica, uma
vez que se baseia num dado conteúdo orgânico. Um andar é uma unidade tempoestratigráfica e baseia-se numa sucessão de zonas biostratigráficas.
A história da terra é subdividida em eons, que são subdivididos nas eras, que são
subdivididas em períodos ou sistemas, etc.. As subdivisões sucedem-se até ao horizonte, de
acordo com o desenvolvimento dos conhecimentos paleontológicos e estratigráficos. Os
nomes de subdivisões, como paleozóico ou cenozóico, podem causar estranheza, mas se
decompusermos os termos já se tornam compreensivos. Por exemplo, zóico diz respeito à
vida animal, e o paleo significa antigo, o meso significa o meio, e ceno significa mais
recente. Assim a ordem relativa das três eras das mais antigas para as mais recentes é
Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico.
Os nomes da maioria dos eons terminam em zóico, porque estes intervalos de tempo
são reconhecidos, frequentemente, com base na vida animal. As rochas formadas durante o
Eon Proterozóico contêm fósseis de organismos muito simples, tais como bactérias, algas, e
de animais vermiformes. As rochas formadas durante o Eon Fanerozóico apresentam fósseis
de organismos complexos de animais e de plantas tais como os répteis, mamíferos e árvores.
Vários andares sucessivos constituem uma série ou um sistema=período cujo nome é
decalcado a partir de uma região natural (Jurássico, por ter sido estudado e definido pela
primeira vez nos montes do Jura, localizados entre a França e a Suiça) ou a partir das
características da época que representa (Carbónico em virtude do grande desenvolvimento de
camadas de carvão, ou Cretácico pela abundância de camadas de cré - calcário branco
poroso, formado por conchas de foraminíferos). Muitas vezes, um acontecimento biológico
importante e global delimita um sistema: início do Câmbrico - aparecimento dos orgãos
esqueléticos; fim do Cretácico - desaparecimento dos dinossauros, das amonites, das
belemnites e dos rudistas.
Os sistemas=períodos são agrupados em eras, cujos limites estão igualmente
relacionados com a história da vida: fim do Primário ou Paleozóico - desaparecimento das
trilobites. As eras, tal como já referimos, podem ser agrupadas em eons.
12

13. Os métodos de datação podem ser de dois tipos: relativos e radiométricos
(absolutos). Os métodos relativos, já foram descritos, e fixam os acontecimentos numa escala
de "antes e depois", de tal maneira que os possamos ordenar. Contudo, não permitem
estabelecer a duração desses acontecimentos. Através do método radiométrico calcula-se o
número real de unidades de tempo (anos) decorridas desde a ocorrência de um acontecimento.
De uma maneira geral, esse cálculo é feito por métodos radioativos.
Os métodos de datação radiométrica, radioisotópica ou isotópica permitem-nos
datar as formações rochosas com uma margem de erro pequena, à escala do tempo geológico,
e devem o seu progresso ao estudo da química isotópica, que, com a espectrografia de
massa, consegue a valoração quantitativa dos isótopos de uma determinada substância em
função da sua massa atômica.
Em 1896, Becquerel observou que o urânio contido nos minerais era capaz de
impressionar as películas fotográficas. Associou este fenômeno com as propriedades dos raios
X. Mais tarde demonstrou-se que o urânio se desintegra espontaneamente e emite energia na
forma de partículas e radioatividade. As partículas emitidas são núcleos de hélio (raios alfa) e
elétrons (raios beta). A radiação magnética realiza-se sob a forma de raios gama. Em 1905, o
físico inglês Rutherford, após ter definido a estrutura do átomo, fez a primeira sugestão para
usar a radioatividade como uma ferramenta para medir diretamente o tempo geológico; logo
depois disso, em 1907, o professor B. B. Boltwood, radioquímico da Universidade de Yale,
publicou uma lista das idades geológicas baseadas na radioatividade. Embora as idades de
Boltwood tivessem sido corrigidas, mostraram corretamente que a duração do tempo
13

14. geológico deveria ser medida nos valores da ordem das centenas de milhares de milhões de
anos.
Os 40 anos seguintes foram um período da pesquisa sobre a natureza e o comportamento dos
átomos, conduzindo ao desenvolvimento da fissão e da fusão nuclear como fontes de
energia. Um dos resultados desta pesquisa atômica foi o desenvolvimento e o refinamento
continuado dos vários métodos e técnicas usados para medir a idade dos materiais da terra.
A datação radiométrica com grau de precisão aceitável (2 a 5% da idade real) foi realizada a
partir de 1950, quando o espectrômetro de massa foi desenvolvido. A ciência que faz a
datação radiométrica das rochas denomina-se Geocronologia.
Um elemento químico consiste em átomos com um número específico de prótons nos
seus núcleos mas com pesos atômicos diferentes devido às variações do número de neutrões.
Os átomos do mesmo elemento químico com pesos atômicos diferentes são chamados
isótopos. A desintegração (decaimento) radioativa é um processo espontâneo em que um
isótopo de um elemento (pai) perde partículas de seu núcleo para dar origem a um isótopo de
um elemento novo (filho). A taxa de decaimento é expressa em termos de meia-vida
(semivida) de um isótopo, isto é, o tempo necessário para que a radioatividade de uma
determinada quantidade de um radionúcleo decaia para metade do seu valor inicial. A
diferença de 32 unidades de massa atómica entre o urânio 238 e o chumbo 206 representa 8
átomos de hélio (constituídos por 2 prótons e 2 nêutrons) ou partículas, que foram emitidos
por sucessivos decaimentos. A maioria dos isótopos radioativos têm taxas rápidas de
decaimento (isto é, meias-vidas curtas) e perdem a sua radioatividade dentro de alguns dias ou
anos. Alguns isótopos, entretanto, decaem lentamente, e alguns destes são usados na datação
radiométrica das rochas. Os isótopos pai e os filhos estáveis correspondentes, mais usados
para determinar as idades das rochas antigas são listados no quadro abaixo:
Um outro método radioisotópico importante, usado com determinadas finalidades, é baseado
no decaimento radioativo do isótopo carbono-14, que tem uma meia-vida de 5.730 anos. Este
método do radiocarbono transformou-se numa ferramenta extremamente útil e eficiente para
datar os episódios importantes da Pré-história e História do Homem. Por causa da meiavida relativamente curta do carbono-14, o método só pode ser usado para datar os eventos que
ocorreram dentro dos últimos 50.000 anos passados. O decaimento radioativo do isótopo do
carbono-14, apresenta uma meia-vida de 5.730 anos.
2.2. O Registro Fóssil
A história da terra faz-se, principalmente, estudando o registro de eventos passados
que foram preservados nas rochas. As camadas de rochas são como as páginas do nosso livro
de história.
A maioria das rochas expostas à superfície da terra são sedimentares - formadas a
partir das partículas de rochas mais velhas que foram erodidas pela água ou pelo vento. O
cascalho, a areia, o silte e a lama (argilas) existem nos rios, lagos e oceanos. Estas partículas
sedimentares ao depositarem-se podem enterrar animais e plantas, mortos ou vivos, no fundo
dos lagos, dos rios ou dos mares. Com a passagem do tempo e a acumulação por deposição de
mais partículas, frequentemente com mudanças químicas, os sedimentos desagregados
14

15. transformam-se em rocha cimentada. O cascalho transforma-se numa rocha chamada
conglomerado, a areia transforma-se em arenito, a lama transforma-se em calcários ou
argilitos, consoante o tipo de lama, e os esqueletos e outras partes animais, bem como as
diferentes partes constituintes das plantas podem transformar-se em fósseis.
Figura 8. Esquema simplificado de uma paisagem atual e de algumas plantas e animais (potenciais fósseis) que
poderão ser preservados como fósseis.
No tema História da Geologia referimos que o cientista dinamarquês Nicolau Steno (
1638-1686 ), foi um dos primeiros investigadores a redescobrir a verdadeira natureza dos
fósseis. Estudou as posições relativas das rochas sedimentares. Formulou o Princípio da
Sobreposição que consiste no seguinte: a acumulação dos sedimentos, em qualquer ambiente
sedimentar, origina uma sequência de camadas ou estratos, em que as camadas mais
antigas são cobertas pelas mais recentes. Logo, desde que as camadas sedimentares não
tenham sofrido qualquer modificação na sua horizontalidade acumulativa original (lei da
horizontalidade), as mais novas encontram-se por cima das mais velhas. Este Princípio da
Sobreposição é fundamental para a interpretação da história da terra, porque em qualquer
parte do planeta Terra indica as idades relativas das camadas das rochas sedimentares e dos
fósseis nelas contidos.
Apesar das observações e estudos de Steno, só no fim do século XVIII e início do
século XIX, James Hutton (1726-1797) como estudioso dos processos sedimentares
confirmou o princípio da sobreposição e estabeleceu o Princípio do Uniformitarismo,
também conhecido pelo Princípio das Causas Atuais, o qual se pode expressar das seguintes
formas: 1) os fenômenos geológicos existentes na atualidade são idênticos aos que ocorreram
no passado, 2) os acontecimentos geológicos do passado, explicam-se através dos mesmos
processos naturais que se observam na atualidade, 3) " o presente é a chave do passado".
Para determinar a idade da maioria das rochas sedimentares, o estudo científico dos
fósseis contidos nelas é fundamental. Os fósseis fornecem importantes evidências que
ajudam a determinar o que aconteceu ao longo da história da Terra e quando.
A palavra fóssil faz com que muitas pessoas pensem em dinossauros, isto porque, atualmente,
os dinossauros são descritos e caracterizados nos livros, filmes e programas de televisão.
Estes répteis foram animais dominantes na Terra durante um certo período do tempo
geológico. Depois extinguiram-se, como aconteceu a muitas outras espécies de animais e
plantas. As razões das extinções das diferentes espécies são matéria de debate entre cientistas,
embora se possam fazer algumas especulações.
Apesar de todo o interesse nos dinossauros, eles representam uma muito pequena
fração das milhões de espécies que vivem e viveram na Terra. O grande volume do registro
15

16. fóssil é dominado por fósseis dos animais com esqueleto e os restos microscópicos das plantas
e dos animais, os quais estão gravados ou contidos nas rochas sedimentares. São estes fósseis
que são estudados pela maioria dos paleontólogos.
William Smith (1769-1839) e os paleontólogos franceses Georges Cuvier (17691832) e Alexandre Brongniart descobriram que as rochas da mesma idade podem conter
os mesmos fósseis, mesmo quando as rochas estão separadas por longas distâncias terrestres.
Publicaram os primeiros mapas geológicos de extensas áreas, nas quais as rochas que
continham fósseis similares foram consideradas da mesma idade relativa. Pelas observações
cuidadosas das rochas e dos seus fósseis, aqueles homens e outros geólogos podiam
reconhecer as rochas da mesma idade em locais bastante afastados da Inglaterra. O princípio
da correlação estratigráfica ou da identidade paleontológica, estabelecido por William
Smith, no fim do século XVIII, determina que os estratos ou conjuntos de estratos
caracterizados pelas mesmas associações de fósseis são da mesma idade.
Smith e outros cientistas da época sabiam que a sucessão das diferentes formas da vida
preservadas como fósseis seriam úteis para compreender como e quando as rochas se
formaram. Mais tarde, cientistas desenvolveram uma teoria para explicar essa sucessão.
Figura 9. As colunas litoestratigráficas (subdivisões
das sucessões de rochas existentes na crosta terrestre,
distinguidas e delimitadas na base das suas
características litológicas) aqui representadas contém
fósseis característicos indicados, no esquema, pelas
letras do alfabeto. Estes fósseis permitem estabelecer
correlações entre diferentes locais. A partir dessas
correlações, podemos construir uma sequência
temporal; por exemplo, neste esquema simples, é
claro que os grupos fósseis A e B são mais antigos
do que F e G, mesmo que nunca surjam no mesmo
local. Saliente-se que, por vezes, as unidades
litológicas (rochosas) desaparecem completamente,
como aconteceu à unidade D. Na coluna mais à
direita, existe uma descontinuidade entre C e E, o
que indica uma falha temporal no registro. Neste
local, a erosão eliminou a unidade D e parte da C
antes do depósito da unidade E.
Figura 10. Os fósseis podem ser usados
para reconhecer rochas da mesma idade
(fazer correlações) ou de idades diferentes.
Os fósseis da figura, são esqueletos de algas
microscópicas. As fotografias apresentadas
foram feitas com um microscópio
eletrônico,
e
foram
ampliadas,
aproximadamente, 250 vezes. Em Carolina
do Sul, três espécies foram encontradas no
interior da rocha. Em Virgínia, somente
duas das espécies foram encontradas.
Ficamos a saber, a partir das espécies
presentes, que o registro das rochas da parte
inicial do Eocênico Médio (Ver Tempo
Geológico) falta em Virgínia. Usamos as
mesmas espécies para o reconhecimento
das rochas das mesmas idades (Eocênico
Inferior e parte final (topo) do Eocênico Médio) em Carolina do Sul e em Virgínia. O estudo das rochas
estratificadas (sob a forma de estratos) e dos fósseis que elas contêm é chamado biostratigrafia.
16

17. Os conceitos que passamos a apresentar são importantes no estudo e no uso dos
fósseis: 1) os fósseis representam os restos (sobretudo os esqueletos, as carapaças e outras
estruturas duras) ou vestígios de seres vivos que ficaram preservados em rochas cuja gênese
foi contemporânea da existência desses seres, 2) a maioria dos fósseis são restos ou vestígios
de seres vivos extintos; isto é, pertencem às espécies que tiveram grande expansão na Terra,
mas tiveram um período de vida curto em termos de tempo geológico, 3) os diferentes tipos
de fósseis encontrados nas rochas de diferentes idades são a prova que a vida na terra mudou
ao longo do tempo geológico.
Se nós começarmos no presente e examinarmos camadas de rochas sedimentares cada
vez mais velhas, atingiremos um nível onde nenhum fóssil dos antepassados dos seres
humanos está presente. Se continuarmos a examinar camadas ainda mais antigas, chegaremos
sucessivamente aos níveis onde nenhum fóssil de plantas com flor estará presente.
Prosseguindo com esta metodologia atingiremos os níveis em que nenhum pássaro, nenhum
mamífero, nenhum réptil, nenhum vertebrado, nenhuma planta, nenhum peixes, nenhuma
concha, até que chegamos ao nível em que nenhum ser vivo fóssil estará presente.
Os três conceitos atrás enunciados são sumariados no princípio geral chamado a lei da
sucessão fóssil.
Os cientistas, sobretudo os paleontólogos e alguns biólogos, investigam, entre outras
coisas, a existência de antepassados e descendentes de um dado fóssil ao longo do tempo
geológico. O fóssil de um Archaeopteryx é o principal objeto de estudo dos pesquisadores.
Este fóssil foi um animal, que se extinguiu no Jurássico (há cerca de 150 milhões de anos),
com o esqueleto de um réptil, incluindo os dedos com garras nas asas, a espinha dorsal que se
estende ao longo da cauda, e os dentes, mas tinha o corpo coberto com penas. Podemos
encontrar fósseis de outros répteis nas rochas da mesma idade, mas o Archaeopteryx é o fóssil
mais velho, até agora encontrado, com penas. Fazendo uso da interpretação das provas,
podemos concluir que este animal foi o elo de ligação entre os répteis e os pássaros, e que,
por conseguinte, os pássaros terão descendido dos répteis. O espécime tem aproximadamente
45 centímetros de comprimento.
A espécie é a unidade mais básica da classificação para os seres vivos. Estas
fotografias de um grupo de moluscos fósseis, representado no esquema, mostra prováveis
relações do antepassado-descendente ao nível da espécie, isto é, a espécie pode mudar
(evoluir) com o tempo. A observação como a forma da extremidade (traseira) posterior destes
moluscos se torna mais arredondada na espécie mais nova, e a área onde as duas valvas
(conchas) estão ligadas, isto é, a charneira, vai sendo maior.
Figura 11. Os paleontólogos dão uma atenção particular à
forma das valvas e aos detalhes da anatomia preservada nas
valvas. Os números na coluna da esquerda correspondem aos
seguintes segmentos do tempo geológico relativo:
1=Pliocênico; 2=Miocênico; 3=Oligocênico; 4=Eocênico;
5=Paleocênico; 6=Cretácico Inferior
17

18. O estudo do registro fóssil revela que as formas de vida mudaram ao longo do tempo
geológico, sugerindo reconstituições que permitem representar a história da vida.
Charles Darwin (1809-1882), difundiu a ideia de que as criaturas da Terra, incluindo
o Homem, não eram criações imutáveis de Deus, mas o produto de um processo de
descendência acompanhado de modificações, ou evolução, como veio a ser conhecido.
Para os cientistas da era pós-darwiniana, as semelhanças entre as espécies são a
expressão de uma relação evolutiva compartilhada, derivando, em última análise, todas as
espécies de um único antepassado comum (ou de um número muito restrito de antepassados).
Por conseguinte o conceito de descendência acompanhada de modificações transformou a
estática Grande Cadeia do Ser no registro histórico de um processo dinâmico de evolução.
Quando Darwin publicou "A Origem das Espécies", em 1859, expôs as suas
expectativas da seguinte forma: «Tive em vista dois objetivos diferentes. Primeiro,
demonstrar que as espécies não tinham sido criadas separadamente. Segundo, que a seleção
natural fôra o principal agente da mudança.» Darwin teve êxito imediato quanto ao primeiro
objetivo, mas o segundo só muito mais tarde, na década de 1940, foi reconhecido. Quando "A
Origem das Espécies" foi publicado, a noção de evolução era fruto de grandes discussões
entre os cientistas da época, deste modo o livro de Darwin encontrou um público receptivo na
comunidade científica, embora não tanto nos círculos religiosos. "A Origem das Espécies",
era uma abrangente compilação de fatos, a partir de observações de história natural, geologia,
embriologia e paleontologia. O peso das provas era indesmentível, pelo que a transmutação
foi aceite como fato comprovado. Contudo, a seleção natural, baseada na hereditariedade de
variação genética favorável, era encarada com cepticismo. Um dos motivos para essa atitude
residia no fato de, na altura, pouco se saber acerca dos mecanismos da mudança genética e da
hereditariedade.
Gregor Mendel (1822-1884) lançou os fundamentos da genética moderna com as
suas criações experimentais de ervilhas, em 1865. O seu trabalho demonstrou que a
hereditariedade de características, tais como a cor e a forma, era atomística, isto é,
determinada por entidades genéticas discretas. Contudo as conclusões de Mendel foram
ignoradas durante quatro décadas.
No entanto, durante a década de 1930, o tratamento matemático da genética
mendeliana, levado a cabo por três investigadores, os ingleses Ronald A. Fisher (18901962) e J. B. S. Haldane (1892-1964) e o americano Sewell Wright (1889-1988),
demonstrou que a herança de unidades genéticas discretas, hoje conhecidas com "genes", era
compatível com a variação contínua de características verificadas em diferentes populações.
A teoria de Darwin dispunha agora do que lhe faltara durante meio século, a fundamentação
numa teoria de herança bem comprovada. Esta visão matemática, combinada com uma mais
vasta compreensão da biologia das populações, resgatou o agente chave da mudança
evolutiva de Darwin, tornando-se a seleção natural o eixo da moderna teoria da evolução. A
publicação, em 1942, de um livro da autoria de Julian Huxley (1887-1975), intitulado
«Evolução - a Síntese Moderna», estabeleceu o marco para o início da teoria moderna,
também conhecida por "neodarwinismo". O neodarwinismo revelou-se tão poderoso que se
tornou o tema unificador de toda a biologia. As modificações sucessivas que formam a
substância da seleção natural passaram a ser encaradas como fonte de toda e qualquer
mudança evolucionária, desde as mais ligeiras alterações, como na cor de uma espécie, até
novidades de maior vulto, tais como o emergir do sistema reprodutor dos mamíferos a partir
dos répteis, seu precursor. Segundo este modo de ver, as grandes modificações eram o mesmo
que pequenas modificações, extrapoladas para uma escala maior.
Era inevitável que uma visão tão radicalista sofresse contestação. E foi assim que, em
1972, os paleontólogos americanos Niles Eldredge e Stephen Jay Gould contrapuseram que
a seleção natural, tal como era expressa no neodarwinismo, não era suficiente para explicar o
18

19. padrão evolucionário observado nos vestígios fósseis. As espécies não mudam contínua e
gradualmente ao longo da sua existência, antes tendendo a permanecer imutáveis uma vez
evoluídas, e depois desaparecendo ou modificando-se rapidamente passado um longo período
de tempo. Foi considerável o debate suscitado quanto à realidade do padrão descrito por
Eldredge e Gould, bem como aos mecanismos a ele subjacentes. Durante a última década, o
assunto foi examinado em pormenor, revelando que a modificação evolutiva é umas vezes
gradual e outras pontual. Resta saber se é mais provável o aparecimento de novas espécies
como resultado da mudança gradual ou pontual, mas isso permanece em aberto.
O mecanismo da seleção natural implica que o êxito de uma espécie seja determinado
pelo seu grau de adaptação às circunstâncias prevalecentes, incluindo a interação com
outras espécies, ou nas palavras de Darwin, a luta pela sobrevivência. Uma espécie que não
consegue competir pode extinguir-se. Contudo, quando há uma extinção em massa, estas
regras alteram-se. Seja qual for a causa, as extinções em massa escolhem como suas vítimas
espécies cujas características nada têm a ver com ter êxito ou falhar em condições normais.
Por conseguinte, quando se dão extinções em massa, muitas espécies desaparecem,
enquanto novas espécies emergem de entre os sobreviventes.
Unidade 3 – MINERAIS E ROCHAS
A mineralogia estuda os minerais cientificamente envolvendo o conhecimento da
estrutura interna, composição, propriedades físicas e químicas, modo de formação, ocorrência,
associações e classificação. Atualmente existem cerca de 3.500 nomes de minerais. Novos
minerais têm sido acrescentados a esta lista cada ano. São minerais que foram descobertos
através de técnicas analíticas novas, tais como microanálise e microssonda eletrônica. Muitos
minerais têm sido retirados das listas de minerais existentes pois métodos modernos de
estudos mostraram que as substâncias consideradas como minerais individuais são
associações ou misturas de minerais (Antonello, 1995).
Mais ou menos 20 minerais mais comuns são responsáveis por mais de 95% de todos
os minerais na crosta continental e oceânica. Eles estão contidos em quase todas rochas. Os
silicatos são os mais abundantes.
As características principais de qualquer mineral são sua estrutura cristalina e sua
composição química, levando em consideração o conteúdo químico permitido pela
substituição de átomos de um elemento pelos de outro numa dada estrutura. Por exemplo, o
valor de muitos minerais, origina-se do fato de conterem um metal que é um constituinte
acessório e não essencial. Ex.: tório na monazita, prata na tetraedrita. Nestes casos, um
conhecimento do mecanismo pelos quais os constituintes chegaram a estar presentes, pode ser
de grande significação econômica.
Usamos uma vasta quantidade de minerais e produtos de minerais na nossa sociedade.
Embora a maioria das pessoas não se dê conta, a mineração ou mais especificamente os
produtos que ela gera, está presente em praticamente todas as etapas do seu cotidiano, do
momento em que elas se levantam ao instante em que se deitam. Virtualmente tudo que
usamos tem conexão forte com os minerais.
Por vezes ele é usado em sua forma natural por ter propriedades valiosas. Ex.:
diamante por sua beleza e pela sua extrema dureza. Em outras ocasiões, os minerais possuem
componentes químicos de grande valor. Ex.: calcopirita (CuFeS2) consiste em 34% de cobre e
o mineral é coletado para se recuperar este metal valioso (Antonello, 1995).
Os minerais não são considerados meramente como objetos de beleza ou como fonte
de material econômico. Eles podem ser “chaves” para o entendimento das condições nas quais
eles e as rochas foram formadas. O estudo dos minerais pode indicar importantes informações
19

20. sobre as condições físico-químicas de regiões da Terra que não são acessíveis a observação e
mensuração direta (manto e núcleo).
As rochas e os minerais são úteis para identificar as várias partes do sistema Terra, da
mesma forma como o concreto, o aço e o plástico identificam a estrutura, o design e a
arquitetura dos grandes edifícios. Para contar com precisão a história da Terra, os geólogos
freqüentemente adotam uma "estratégia de Sherlock Holmes", utilizando as evidências
existentes para deduzir os processos e eventos que ocorreram em um determinado local, em
tempos passados. Por exemplo, os tipos de minerais presentes em uma rocha vulcânica podem
fornecer evidências de que as erupções trouxeram à superfície terrestre rochas fundidas, com
temperaturas chegando talvez a l.000°C. Os minerais de um granito revelam que este
cristalizou na crosta profunda, nas altas temperaturas e pressões que ocorrem quando duas
placas continentais colidem e formam montanhas como as do Himalaia. O conhecimento da
geologia de uma região permite-nos fazer previsões consistentes sobre os locais onde há
possibilidade de descobrir recursos minerais de importância econômica. O assunto deste
capítulo é a mineralogia - ramo da Geologia que estuda a composição, a estrutura, a
aparência, a estabilidade, os tipos de ocorrência e as associações de minerais.
3.1 Conceitos
Mineral: é um elemento ou composto químico, resultantes de processos inorgânicos, de
composição química e estrutural definida, encontrados naturalmente na crosta da Terra. Ex.
diamante, quartzo e feldspato.
Rocha: é um agregado natural formado de um ou mais minerais característicos. As rochas são
classificadas segundo a sua origem em três tipos: ígnea ou magmática, metamórfica e
sedimentar. Ex. granito, gnaisse, basalto e arenito.
Minério: agregado de um ou mais minerais de interesse econômico, normalmente associado à
ganga (sem valor econômico). A partir de um minério pode-se extrair, com proveito
econômico, um ou mais metais ou substâncias úteis. Ex. itabirito (hematita e quartzo) obtémse o ferro.
Gema: nome empregado para todos os minerais ornamentais.
Corpo geológico: são massas individualizadas de minerais agregados.
Jazidas minerais: são corpos geológicos economicamente aproveitáveis de qualquer bem
mineral.
Mineralogia: estuda os minerais desde sua ocorrência até sua análise.
Petrografia: estuda as rochas, sua constituição e classificação.
Petrologia: estuda a gênese ou origem das rochas.
Geoquímica: abrange o conhecimento da abundância dos elementos químicos na Terra, como
sua distribuição e as leis que governam.
3.2 O que é um mineral?
Os minerais são os constituintes básicos das rochas: na maioria dos casos, com
ferramentas apropriadas, pode-se separar cada um dos minerais que as constituem.
Poucos tipos de rochas, como os calcários, contêm apenas um mineral (nesse caso, a
calcita). Outros tipos, como o granito, são constituídos de vários minerais diferentes. Para
identificar e classificar os diversos tipos de rochas que compõem a Terra e entender como se
formaram, devemos conhecer os minerais.
Os geólogos definem um mineral como uma substância de ocorrência natural, sólida,
cristalina, geralmente inorgânica, com uma composição química específica. Os minerais são
20

21. homogêneos: não podem ser divididos, por meios mecânicos, em componentes menores.
Vamos examinar detalhadamente a seguir cada parte da nossa definição de mineral.
De ocorrência natural... Para ser qualificada como um mineral, uma substância deve ser
encontrada na natureza. Os diamantes que são retirados das minas da África do Sul são
minerais. Os exemplares sintéticos, produzidos em laboratórios industriais, não são
considerados minerais, nem os milhares de produtos inventados pelos químicos.
Substância sólida cristalina ... Os minerais são substâncias sólidas - não são líquidos nem
gases. Quando dizemos que um mineral é cristalino, queremos nos referir ao fato de que as
minúsculas partículas de matéria, ou átomos, que o compõem estão dispostas em um arranjo
tridimensional ordenado e repetitivo. Os materiais sólidos que não têm um arranjo ordenado
desse tipo são considerados vítreos ou amorfos (sem forma) e por convenção não são
considerados minerais. O vidro de janela é amorfo, como também alguns vidros naturais
formados durante as erupções vulcânicas.
Geralmente inorgânico... Os minerais são definidos como substâncias inorgânicas,
excluindo assim os materiais orgânicos que formam os corpos das plantas e dos animais. A
matéria orgânica é composta de carbono orgânico, que é a forma de carbono encontrada em
todos os organismos vivos ou mortos. A vegetação em decomposição em um pântano pode
ser transformada, por processos geológicos, em carvão, que também é feito de carbono
orgânico, mas, embora forme depósitos naturais, o carvão não é tradicionalmente considerado
um mineral. Muitos minerais são, entretanto, secretados por organismos. Um desses minerais,
a calcita (Figura 12), forma as conchas de ostras e de muitos outros organismos e contém
carbono inorgânico. A calcita dessas conchas, que constitui a parte principal de muitos
calcários, satisfaz a definição de mineral, por ser inorgânica e cristalina.
Figura 12. O mineral calcita é encontrado nas conchas de muitos organismos, como os foraminíferos.
[Esquerda: Lester V. Bergman/Corbis; direita: Cushman Foundation for Foraminiferal Research, 1987]
...Com uma composição química específica A chave para entendermos a composição dos
materiais que formam a Terra reside em conhecer como os elementos químicos estão
organizados nos minerais. O que toma cada mineral único é a sua composição química e a
forma como estão dispostos os átomos na sua estrutura interna. A composição química de um
mineral, dentro de limites definidos, tanto pode ser fixa como variável. O quartzo, por
exemplo, tem uma proporção fixa de dois átomos de oxigênio para um de silício. Essa
proporção nunca muda, embora o quartzo possa ser encontrado em muitos tipos de rochas. Os
componentes da olivina - ferro, magnésio e silício sempre ocorrem em uma proporção fixa.
Embora a razão entre o número de átomos de ferro e magnésio possa variar, a proporção entre
a soma dos mesmos e o total de átomos de silício sempre permanece constante.
A estrutura atômica dos minerais
21

22. Como se formam os minerais?
Os minerais formam-se pelo processo de cristalização, que é o crescimento de um
sólido a partir de um gás ou líquido cujos átomos constituintes agrupam-se segundo
proporções químicas e arranjos cristalinos adequados (lembre-se de que os átomos dos
minerais são organizados segundo um arranjo tridimensional ordenado). Um exemplo de
cristalização e estrutura cristalina são as ligações de átomos de carbono do diamante, que é
um mineral constituído por ligações covalentes. Os átomos de carbono juntam-se em
tetraedros, cada qual ligado a outros, constituindo uma estrutura tridimensional regular a
partir de um grande número de átomos (ver Figura 3.5). À medida que o cristal de diamante
cresce, estende sua estrutura tetraédrica em todas as direções, sempre adicionando novos
átomos e seguindo um arranjo geométrico próprio. Os diamantes podem ser sintetizados em
altas temperaturas e pressões, que reproduzem as condições do manto terrestre.
Uma maneira de se começar um processo de cristalização é diminuir a temperatura de
um líquido abaixo de seu ponto de congelamento. Para a água, por exemplo, O°C é a
temperatura abaixo da qual os cristais de gelo, que é um mineral, começam a se formar. Da
mesma forma, um magma - que é uma rocha líquida derretida quente - cristaliza minerais
sólidos à medida que se resfria. Quando a temperatura de um magma cai abaixo do seu ponto
de fusão, que pode ser mais alto que 1.000°C,os cristais de silicatos como a olivina ou o
feldspato começam a se formar. (Os geólogos normalmente utilizam ponto de fusão de
magmas em vez de ponto de congelamento, pois esta palavra, em geral, implica temperaturas
baixas.)
Outro conjunto de condições capaz de produzir cristalização é aquele que ocorre
quando os líquidos de uma solução evaporam. Uma solução forma-se quando urna substância
química é dissolvida em outra, corno o sal na água. À medida que a água evapora de urna
solução salina, a concentração de sal torna-se tão alta que a solução é dita saturada - não pode
mais conter sal. Se a evaporação continuar, o sal começa a precipitar, isto é, abandona a
solução sob a forma de cristais. Depósitos de halita, que é o sal de cozinha, formam-se
exatamente nessas condições, ou seja, quando a água do mar evapora até o ponto de
saturação, em baías ou braços de mares de climas quentes e áridos.
Propriedades dos Minerais
As propriedades dos minerais são controladas pela sua composição e estrutura
cristalina. A composição pode ser definida através de métodos de análises químicas. Uma vez
que a composição foi definida, a fórmula química pode ser calculada pelo balanceamento do
número de cátions e ânions.
A determinação da estrutura do cristal é feita através de métodos de observação
indireta, principalmente através da difratometria de raios-X (DRX). A DRX é uma das
técnicas mais importantes na identificação dos minerais (Figura V.1), qualquer mineral pode
ser identificado através desta técnica.
Por causa, de propriedades facilmente determinadas, tais como, dureza e cor, são
controladas pela composição e estrutura do cristal, em muitos casos é possível usar uma
combinação de propriedades simples para identificar um mineral.
As características mais usadas na identificação dos minerais são: cor, brilho, hábito
(formato dos cristais), dureza, clivagem, fratura, densidade, magnetismo.
Cristalografia estrutural e morfologia dos cristais
Os cristais são corpos homogêneos, anisotrópicos (possui propriedades físicas e químicas
diferentes em direções diferentes). Um corpo isotrópico, ao contrário, tem as mesmas
propriedades em direções diferentes, por ex.: vidro. Quase todas as substâncias sólidas, não
somente os minerais são cristalinos. Os corpos homogêneos podem ser isótropos ou
anisotrópicos.
22

23. As unidades da estrutura dos cristais são os
átomos, os íons ou as moléculas que apresentam no
espaço um arranjo tridimensional exato. Os
intervalos entre estas unidades estruturais são de
ordem de 1 angstrom .
Célula unitária
Um cristal é um arranjo tridimensional, periódico, de átomos, de íons ou de moléculas
e pode ser definido como sólidos poliédricos limitado por faces planas que exprimem um
arranjo interno. O arranjo das partículas representa-se por um retículo cristalino ou retículo
espacial. Os planos situados em diferentes direções através dos pontos do retículo
denominam-se planos reticulares (faces do cristal).
A estrutura ordenada dos retículos dos cristais, nem sempre é refletida pela presença
no cristal de uma forma cristalina distinta. São relativamente raros os cristais típicos,
reconhecíveis exteriormente, pois a substância cristalina apresenta externamente sua estrutura
interna. Pela forma externa os sólidos podem ser:
Idiomórficos: possuem faces bem desenvolvidas e perfeitas;
Subédricos ou hipidiomórficos: desenvolvimento parcial das fases;
Anédricos ou xenorfícos: sem faces definidas;
Substância amorfa: sem arranjo interno.
O retículo espacial e consequentemente o cristal é formado pela repetição de unidades
tridimensionais muito pequenas, as células unitárias, que por definição são as menores
porções geométricas que se repete tridimensionalmente segundo direções preferencias de
crescimento e desenvolvimento, dando origem ao cristal. São possíveis 14 tipos diferentes de
células unitárias; são os retículos de Bravais, que são retículos de translação cuja unidade de
translação de um ponto a outro é a distância.
Sistemas Cristalinos
Refere-se à forma na qual os átomos dos elementos químicos estão agrupados. Cada
sistema cristalino é caracterizado por certo número de elementos de simetria.
Sistema cúbico: formado por um cubo. Os três eixos cristalográficos são iguais e
perpendiculares entre si, de comprimentos iguais.
Sistema hexagonal: formado por um prisma reto de base hexagonal regular. Os eixos
cristalográficos são quatro: 3 horizontais iguais cortando-se em ângulos de 120o, e um quarto
de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três.
Sistema tetragonal: prisma reto de base quadrada. Os eixos cristalográficos são mutuamente
perpendiculares; os dois horizontais são de comprimento igual, mas o eixo vertical é mais
curto ou mais longo do que os outros dois.
Sistema ortorrômbico: prisma reto de base retangular ou losangular. Os eixos
cristalográficos são perpendiculares entre si e de comprimento diferente.
Sistema monoclínico: prisma oblíquo de base retangular ou losangular. Os eixos
cristalográficos são 3 desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo
oblíquo, sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois.
23

24. Sistema triclínico: prisma oblíquo de base paralelogrâmica. Três eixos cristalográficos
desiguais, formando ângulos oblíquos.
Classificação Química dos Minerais
Na natureza, os minerais cristalizam-se a partir de soluções de composição complexa,
sendo oferecidas, por conseguinte, amplas oportunidades para a substituição de um íon por
outro. Resulta disto, que, praticamente, todos os minerais apresentam variação na sua
composição química, conforme a localidade de procedência e entre uma e outra espécie.
A composição química é a base para a classificação moderna dos minerais. De acordo
com este esquema, dividem-se os minerais em classes dependendo do ânion ou grupo
aniônico. A composição pode ser definida através de métodos de análises químicas.
Elementos nativos: encontram-se como minerais sob forma não combinada no estado nativo.
Ex. Au, Ag, Pt, Hg.
Sulfetos: consistem em combinações de vários metais com o S-2. Ex.: Galena, PbS.
Pirita - FeS2, cúbico, D=5,0 (Densidade), d=6 (dureza), cor dourada e traço preto.
Sulfossais: os minerais compostos de Pb, Cu ou Ag em combinação com S, Sb, As ou Bi. Ex.
Cu3AsS4.
Óxidos: contém um metal em combinação com o O-2. Ex.: hematita Fe2O3;
Quartzo - SiO2, hexagonal, D=2,65, d=7, cores variadas e fratura conchoidal.
Hematita - Fe2O3, hexagonal, D=5,26, d=6, traço vermelho.
Ilmenita - FeTiO3, hexagonal, D=4,7, d=5,5, traço cinza.
Pirolusita - MnO2, tetragonal, D=4,75, d=2, traço preto.
Hidróxidos: óxidos minerais contendo água ou hidroxila (OH-) como radical importante. Ex.:
brucita Mg(OH)2.
Haletos: cloretos, fluoretos, brometos e iodetos naturais. Ex.: fluorita CaF2, halita NaCl.
Carbonatos: incluem os minerais com o radical (CO3)-2. Ex.: calcita CaCO3.
Calcita - CaCO3, hexagonal, D=2,71, d=3, três clivagens perfeitas.
Aragonita - CaCO3, ortorrômbico, D=2,95, d=3,5, duas clivagens perfeitas.
Dolomita - (Ca,Mg)(CO3)2, hexagonal, D=2,85, d=3,5, três clivagens perfeitas.
Nitratos: contém o radical NO3-1. Ex.: KNO3.
Boratos: contém o radical BO3. Ex.: bórax Na2B4O7.10H2O.
Fosfatos: contém o radical (PO4)-3. Ex.: apatita Ca5(F,Cl)(PO4)3, hexagonal, D=3,2, d=5,
clivagem fraca.
Sulfatos: contém o radical (SO4)-2. Ex.: barita BaSO4;
Gipsita - CaSO4 2H2O, monoclínico, D=2,32, d=2, fratura fibrosa.
Anidrita - CaSO4, ortorrômbico, D=2,98, d=3, três clivagens perfeitas.
Tungstato: contém o radical WO4. Ex.: sheelita CaWO4.
Silicatos: radical (SiO4)-4, formam a classe química máxima entre os minerais, contém vários
elementos, dos quais os mais comuns são o Na, K, Ca, Mg, Al e Fe em combinação com Si e
O formando estruturas químicas complexas.
Ortoclásio - KAlSi3O8, monoclínico, D=2,27, d=6, "K-feldspato").
Anortita - CaAl2Si2O8, triclínico, D=2,76, d=6, "Ca-feldspato" ou plagioclásio)
Micas - muscovita - KAl2(AlSi3O10)(OH)2, monoclínico, D=2,88, d=2,5, mica branca; Biotita
- K(Mg,Fe)2(AlSi3O10)(OH)2, monoclínico, D=3,2, d=2,5, mica preta.
Piroxênios - aegirina (NaFeSi2O6, monoclínico, D=3,5, d=6,5, piroxênio verde/castanho).
Anfibólios - tremolita (Ca2Mg5Si8O22(OH)2, monoclínico, D=3,2, d=6, anfibólio verde claro).
Argilo-minerais - Caulinita (Al2Si2O5(OH)4, triclínico, D=2,6, d=2).
24

25. Propriedades Físicas
As propriedades físicas dos minerais são determinadas pela composição química e
estrutura cristalográfica.
Hábito - é a forma externa do mineral. Os planos de um cristal são expressões externas exatas
da organização interna dos átomos. Tipos de hábito: acicular, laminar, colunar, fibroso,
botroidal, tabular, micáceo etc.
Figura 13. Tipos de hábitos de minerais
25

26. Clivagem - é a tendência de
um mineral se quebrar ao
longo de planos preferenciais.
Clivagem perfeita ou boa (2
ou 3 direções), moderada,
irregular etc. Tais planos são
controlados pela estrutura
cristalina e pelas ligações
químicas. Ex. micas uma
direção e K- feldspato duas
direções.
Fratura - é a forma como um
mineral quebra. Os principais
tipos de fraturas: conchoidal
(quartzo), plana e irregular.
Dureza - resistência (relativa) que um mineral oferece ao ser riscado com outro mineral ou
com um objeto qualquer. Esta associada à estrutura cristalina e ao arranjo dos átomos
(ligações). A dureza de um mineral é uma propriedade importante e pode ser avaliada de
acordo com a Escala de Dureza de Mohs (relativa) (Quadro 2).
Polimorfismo e Isomorfismo
Minerais polifomorfos (de “poli”, muitos e “morphos”, forma) são aqueles que tem
essencialmente a mesma composição química mas estruturas cristalinas diferentes, o que se
reflete em suas propriedades físicas e morfológicas diferenciadas. Por exemplo, grafita e
diamante são polimorfos de carbono. Ambos tem a mesma composição química mas suas
26

27. estruturas são diferentes, e como tal são considerados como espécies separadas. Assim ocorre
também com a calcita e a aragonita, polimorfos de CaCO3,.
Minerais isomorfos (de “iso”, igual e “morphos”, forma) são os que possuem estrutura
cristalina semelhante mas composição química diferente ou variável dentro de determinados
limites (e.g. calcita - CaCO3, magnesita – MgCO3 e siderita – FeCO3). Em determinados
casos, pode ocorrer um intercambio de determinados elementos na estrutura, dando origem a
substancias de composição intermediária entre dois (ou mais) termos finais, resultando em um
fenômeno conhecido como solução sólida, por exemplo, olivinas: forsterita (Mg2SiO4) e
faialita (Fe2SiO4), nas quais o Mg e Fe se substituem mutuamente; e plagioclásios: albita
(NaAlSi3O8) e anortita (CaAl2Si2O8), nas quais a solução solida se realiza através da
substituição acoplada (assim chamada porque envolve dois pares de elementos) de (Na, Si)
por (Ca, Al).
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 também como pedra-ímã, a magnetita ocorre em rochas 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 afastamento mútuo, ao passo que pólos opostos atraem-se. Se você pegar dois
pedaços de rocha naturalmente 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 independentemente 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 muito 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 desintegração 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 radioatividade, ela é acompanhada pela emissão de partículas alfa (núcleos
de hélio), partículas beta (elétrons) ou radiação gama (ondas eletromagnéticas curtas).
Minerais radioativos são os que contém elementos químicos instáveis ou variedades
raras e instáveis de certos elementos que ocorrem mais comumente em forma estável. Esses
minerais decompõem-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 radioativo se
desintegre é conhecido como sua meia-vida. O processo de desintegração prossegue e não se
encerra após uma meia vida. Depois de transcorridas duas meias-vidas, restará ¼ do elemento
27

28. original; 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, simplesmente. Embora as variantes tenham o mesmo número de prótons da
forma básica do elemento, têm um número diferente de nêutrons.
Âmbar
O âmbar é uma resina viscosa, castanha ou amarelada, liberada (“secretada”) pelas
coníferas e depois fossilizada. Pode conter coisas como insetos, folhas, etc., que ficam presas
na sua resina pegajosa antes que ela se solidifique. Entre as inúmeras 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
mencionados 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 transparente, 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 GrãBretanha. Eis outros lugares em que o âmbar é encontrado: Myanma (ex-Birmânia), Canadá,
República Tcheca, República Dominicana, França, Itália e Estados Unidos.
Coral
As mais grandiosas estruturas criadas por seres 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 animais marinhos chamados pólipos de coral,
pertencentes 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 desenvolvem, um em cima do outro, acabando por constituir grandiosas
formações geográficas, como os recifes de coral e atóis. Esses esqueletos são formados de
carbonato de cálcio (rocha calcária), que com o passar dos anos se torna maciço.
O coral pode existir apenas em águas com temperatura acima de 22°C – embora a
maior parte deles seja encontrada em águas tropicais, há alguns nas regiões 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 forma as presas de grandes animais selvagens
– especialmente dos elefantes, mas também de hipopótamos e javalis. Os mamíferos marinhos
como o cachalote, o narval, o leão-marinho e a morsa também são capturados por causa dele.
O marfim tem cor branca cremosa, é um material raro e bonito, e, embora seja muito utilizado
em decoração desde 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 cobiçado 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 respeito do problema, e da legislação
internacional que protege os animais sob ameaça de extinção, os elefantes continuam a ser
caçados em muitas regiões da África e da Índia por caçadores clandestinos de marfim, e ainda
correm perigo de extinção.
28

29. Pérola
As pérolas são formadas por ostras e mexilhões 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 camada 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 estranho invasor, e vão construindo sobre ele uma casca que endurece com o passar dos
anos: esse processo protege o molusco contra o intruso, fornecendo ao homem uma das suas
mais preciosas riquezas, a belíssima pérola.
As pérolas podem ser redondas ou irregulares, 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 Vermelho. As pérolas de água doce são encontradas nos rios da Áustria, França,
Alemanha, EUA (Mississipi), 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.
3.3 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 organismos se fossilizam –
principalmente ossos, dentes, 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 salinos, piche natural ou gelo. Entre as muitas
descobertas fascinantes feitas em regiões árticas extremamente 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 pedra, um processo que leva o nome
de petrificação. De modo geral existem três tipos de fossilização. O primeiro é chamado de
permineralização. Isso acontece quando líquidos que contém sílica ou calcita sobem à
superfície e substituem os componentes 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 greda; eles constituem um dos
principais fósseis que você deve procurar em suas excursões.
Quando o organismo fossilizado contém tecidos moles – carne e músculos, por
exemplo -, o hidrogênio e o oxigênio que compunham essa estrutura 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 organismos
muito delgados, como folhas, por exemplo, são chamados de impressões. Quando pegadas,
rastros ou fezes fossilizadas (coprólitos) são assim prensados e preservados chamam-se
vestígios fósseis.
As melhores condições para a fossilização surgiram durante sedimentações rápidas,
principalmente 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 diretamente abaixo e mais velho
que a camada diretamente acima dele. Existe, porém, um pequeno número de exceções,
29

30. 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 descobriram os restos de misteriosas criaturas que, de acordo com os estratos
circundantes, teriam forçosamente 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”, palavra de origem grega que significa “lagartos terríveis”.
3.4 ROCHAS
As rochas são divididas em três grupos, baseados em seu modo de origem: rochas
ígneas, sedimentares 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 perceber 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 decomposição das rochas na superfície num processo chamado de
intemperismo.
Este material (partículas e/ou substâncias dissolvidas) resultante da desagregação e
decomposição 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 ocorrer, 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).
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 decompostas 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.
30

31. 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 sedimentos inconsolidados, compondo, por exemplo, planícies ou campos de
duna.
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 primariamente 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 superfície, num
trabalho que leva centenas a milhares de anos. Chegando à superfície o magma extravasa
produzindo as erupções vulcânicas.
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 transformado 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 à superfície, já as rochas plutônicas geralmente
se cristalizam mais lentamente 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 diferenças 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.
31

32. 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
grandes, 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 pórfi ros, 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 obsidiana, 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 ígneas de acordo com sua composição mineralógica
A composição mineral das rochas ígneas depende da composição química do magma a
partir do qual estes minerais serão formados. Contudo, um mesmo magma pode produzir
rochas de composição mineral muito diversa. Esta seqüência de cristalização é conhecida
como série de cristalização magmática ou Série de Bowen.
Todos estes minerais que fazem parte da Série de Bowen são espécies de silicatos, ou
seja, são compostos de sílica (silício e oxigênio) associada a algum ou alguns outros
elementos químicos, como ferro, cálcio, magnésio, alumínio, potássio, etc.
32

33. As rochas ígneas são classifi cadas 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
principalmente 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
constituem vastas áreas do Brasil, principalmente no Paraná. O equivalente plutônico 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 ígnea félsica mais comum
é o granito. O granito é uma rocha ígnea plutônica. Como o magma félsico é mais viscoso
(por ser pobre em água), geralmente se cristaliza antes de chegar à superfície, por isso as
rochas félsicas plutônicas são mais comuns.
Quando este magma consegue chegar à superfície, extravasando em intensas erupções, a
rocha formada é o riolito.
Saiba Mais
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
cristalizarem,
com
temperaturas
mais
baixas (abaixo de
800°C).
33

34. 3.4 ATIVIDADE VULCÂNICA NO PLANETA
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).
As erupções vulcânicas podem representar o evento natural mais destrutivo do planeta.
Um exemplo 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
benefício 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 componentes para formar
os gases da atmosfera.
Além disso, os vulcões trazem informações do interior da Terra, que de outra forma
seriam inacessíveis.
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) 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 detectada em marte e em Vênus.
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35. Figura 14 – Atividade Vulcanica
ROCHAS SEDIMENTARES
A formação das rochas sedimentares tem inicio com o intemperismo. O intemperismo
quebra as rochas em pequenos pedaços e altera a composição química das rochas,
transformando os minerais em outros mais estáveis nas condições ambientais onde o
intemperismo está atuando. Depois, a gravidade e os agentes erosivos (águas superfi ciais,
vento, ondas e gelo) removem os produtos do intemperismo e transportam para um novo local
onde eles são depositados.
Com a continuidade da deposição, esses sedimentos soltos ou inconsolidados podem
se tornar rocha, ou seja, ser litificados:
 Quando uma camada de sedimento é depositada ela cobre as camadas anteriormente
depositadas naquele local, podendo criar uma pilha de sedimentos de centenas de metros de
profundidade;
 Essa acumulação de material uns sobre os outros vai compactando esse material devido ao
peso das camadas sobrepostas;
 Nesta pilha de sedimentos, que pode chegar a quilômetros de profundidade, o decaimento
de isótopos radiativos, que compõem alguns grãos minerais misturados nestes sedimentos,
gera calor;
 Esses sedimentos empilhados em camadas são também invadidos por água subterrânea que
transportam íons dissolvidos;
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36. A combinação do calor, da pressão causada pelo peso dos sedimentos e dos íons
transportados pela água, causa mudanças na natureza química e física dos sedimentos num
processo conhecido como diagênese.
A diagênese difere dos processos relacionados a intenso calor e pressão ocorridos no
interior do planeta, que causam a fusão ou o metamorfismo das rochas. Na diagênese, os
processos ocorrem poucos quilômetros abaixo da superfície, a temperaturas inferiores a
200°C.
Durante a litificação ocorre:
 Empacotamento dos sedimentos deixando-os mais juntos uns dos outros;
 Expulsão da água que ocupa os espaços entre os grãos;
 Precipitação de cimento químico ligando os grãos uns aos outros.
Quando os sedimentos vão se acumulando, aumenta a pressão gerada pelo material
que vai se sobrepondo, expelindo a água e o ar, e os sedimentos vão fi cando cada vez mais
juntos.
Grãos muito pequenos, como as argilas, quando são compactados apresentam uma
forte aderência devido a forças atrativas entre os grãos, convertendo o sedimento
inconsolidado em rocha sedimentar.
O intemperismo libera íons que fi cam dissolvidos na água que fl ui através dos poros
existentes entre os grãos dos sedimentos antes da compactação. Posteriormente, esses íons se
precipitam entre os grãos dos sedimentos formando um cimento.
Sedimentos com grãos grossos, como as areias e os seixos, são mais propensos a
serem cimentados do que do que os sedimentos fi nos, como as argilas e os siltes, porque o
espaço entre os grãos é maior, podendo conter mais água e com isso mais material dissolvido.
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