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EOLOGIA G
G
GEOLOGIA EOLOGIA
GERAL ERAL E DO
DO
BRASIL RASIL
1

Geologia Geral e do
Brasil
2
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OS PROCESSOS INTERNOS E OS
MATERIAIS TERRESTRES
Estrutura e Composição Interna da Terra
Como é o Interior da Terra?
Tectônicas de Placas
Deformações e Estruturas Geológicas
Dobras ○
Falhas
Sumário
Sumário
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ DINÂMICA INTERNA DO PLANETA 06
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
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○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ 15
Escala de Tempo Geológico
MINERAIS E ROCHAS
Ciclo das Rochas
Rochas Ígneas
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Como se Classificam as Rochas Ígneas
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Classificação das Rochas Ígneas de Acordo com sua Textura 21
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Massificação das Rochas Ígneas de Acordo com sua Composição
Mineralógica 22
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Rochas Sedimentares 24
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Rochas Sedimentares Detríticas 26
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Rochas Sedimentares Químicas 28
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Rochas Metamórficas 29
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Como se Classificam as Rochas Metamórficas 30
OS PROCESSOS EXTERNOS E O ESTUDO DA
GEOLOGIA
AS TRANSFORMAÇÕES SOFRIDAS PELAS ROCHAS EM
SUPERFÍCIE
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Geologia Geral e do
Brasil
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Intemperismo Físico, Químico e Biológico ○
Intemperismo Físico ou Mecânico ○
Intemperismo Químico ○
Intemperismo Biológico ○
Fatores Climáticos ○
Cíclo Hidrológico ○
Agentes Erosivos Naturais
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○ Erosão Fluvial
Erosão Eólica
Erosão Glacial
Erosão Marinha ○
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Identificação do Processo Erosivo Devido a um Aumento do Nível
Relativo do mar
Modelo Terrestre
Zonas de Latitude Médias (climas temperados)
Zonas Áridas e Subáridas
Zonas Intertropicais
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○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ Zonas Tropicais com Estação Seca Definida 45
ESTUDOS E APLICAÇÕES GEOLÓGICAS
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Explosão de Recursos Minerais e Enérgicos 46
Recursos Naturais Energéticos
Recursos Naturais Minerais
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
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○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Controle Litológico e Estrutural da Definição do modelado Terrestre ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ Influêcia Climática na Definição do Modelado Terrestre 44
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
Interpretação Geológica a Partir de Padrões de Drenagem e Formas
de Relevo ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ 49
Estudo da Geologia no Ensino Fundamental e Médio
○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○ ○
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Apresentação da Disciplina
Caro(a) aluno(a),
Recentemente, várias catástrofes naturais, agravadas ou não pela
ação humana, têm assustado o mundo, mostrando a nossa impotência frente
aos fenômenos naturais: um tsunami devastou vários países asiáticos;
furacões, como o Katrina, no sul dos Estados Unidos, deixaram milhares
de desabrigados; um terremoto na região da Caxemira deixou quase 90.000
mortos.
Por outro lado, o entendimento destes e de outros fenômenos naturais
pode auxiliar no planejamento de ocupações de áreas de risco e na tomada
de decisões de medidas preventivas ou mitigadoras.
A Geologia é a ciência que estuda a Terra – estuda os processos
que operam na superfície e no interior do planeta e examina os materiais
terrestres, sua composição e aplicabilidade. Torna-se, portanto, uma
disciplina complexa e que requer uma adaptação das nossas concepções
para uma escala de observação, na maioria das vezes, global ou regional,
e de uma escala de tempo, em geral, medido em milhares ou milhões de
anos. Neste contexto, estudaremos, inicialmente, os processos internos do
planeta e os seus principais constituintes e, a partir daí, os processos e as
mudanças que ocorrem nas rochas em superfície e a formação e importância
dos recursos naturais.
Bons estudos.
Profª Iracema Reimão Silva.
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Geologia Geral e do
Brasil
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DINÂMICA INTERNA DO PLANETA
Estrutura e Composição Interna da Terra
OS PROCESSOS INTERNOS E
OS MATERIAIS TERRESTRES
O planeta Terra é um corpo dinâmico composto por diversos sistemas que estão
sempre interagindo entre si.
A hidrosfera, a atmosfera, a biosfera e a terra sólida compõem este corpo dinâmico
e as alterações sofridas em um destes sistemas produz alterações nos demais.
Podemos imaginar este integração analisando, por exemplo, uma erupção vulcânica.
A partir da erupção vulcânica são lançados blocos de rocha e lava na superfície
da Terra. Este material pode obstruir vales e criar lagos, modificando o sistema de drenagem
da região.
Grandes quantidades de gases e cinzas vulcânicas são lançadas na atmosfera,
influenciando na quantidade de energia solar que chega à superfície da Terra. Isto pode
causar uma diminuição na temperatura do ar
devido a pouca quantidade de raios solares que
conseguem atravessar a atmosfera nestas
condições.
Esta mudança climática certamente afetará
a biosfera, além disso, muitos organismos e seus
habitats podem ser eliminados pela lava ou por
cinza vulcânica.
Vulcão em Erupção
Como é o interior da Terra?
Em 1864, o escritor Jules Verne imaginou, em “Jornada para o Centro da Terra”, um
mundo subterrâneo cheio de serpentes marinhas gigantes e outras grotescas criaturas.
Contudo, o que os cientistas conhecem hoje sobre o interior do planeta está muito longe da
fantástica estória de Verne: atualmente, sabe-se que o interior da Terra é formado por
rochas e metais, sujeitos a altíssimas temperaturas e pressões, progressivamente
mais densos à medida que se chega aos níveis mais profundos.
Apenas em circunstâncias muito raras (que serão discutidas no próximo item), as rochas
de regiões profundas da Terra chegam à superfície ou próximo dela. Devido a essa dificuldade,
os geólogos tiveram que utilizar mecanismos ou ferramentas que lhes possibilitasse inferir a
composição interna da terra. A grande ferramenta utilizada para conhecer a composição das
camadas internas da Terra é o estudo das ondas sísmicas. Além das ondas sísmicas, as
variações no fluxo de calor, a gravidade e o magnetismo também são utilizados com esta
finalidade.

O ramo da geologia que trata dos princípios físicos que ajudam a desvendar o interior
da Terra é a geofísica.
A maior parte dos conhecimentos que se tem atualmente sobre a estrutura interna da
Terra foi obtida através da análise das variações na velocidade de propagação das ondas
sísmicas. Estas ondas tendem a se propagar com a mesma velocidade quando
atravessam regiões mais ou menos homogêneas; tornam-se, por outro lado, mais
lentas ou mais rápidas quando atravessam materiais de composição diferente. Desta
forma, através da comparação de dados coletados em estações sismográficas em várias
partes do mundo, os cientistas puderam estimar a densidade, a composição, a estrutura e
o estado físico das diversas camadas do interior da Terra.
A Terra sólida, como é chamada a porção rochosa do planeta, consiste de três
camadas principais separadas por descontinuidades sísmicas que refletem mudanças no
estado físico destes materiais: a crosta, o manto e o núcleo
Crosta
Crosta, Manto e Núcleo
Manto
Núcleo
Crosta: a crosta é a camada rochosa mais externa do planeta e pode ser
analisada a partir de amostras coletadas nos continentes ou no fundo dos oceanos. A parte
da crosta que compõe os continentes é chamada de crosta continental, enquanto que a
parte da crosta que forma o substrato oceânico é chamada de crosta oceânica.
Crosta continental: apresenta composição tipicamente granítica e tem
densidade relativamente baixa (aproximadamente 2,7g/cm 3 ). Porém, na sua porção
inferior ou basal, mais próximo ao manto, a crosta continental apresenta composição
basáltica (com densidade de cerca de 3,0 g/ cm 3 ), ao contrário do que ocorre mais próximo
à superfície. Nos locais onde se encontra mais estreita, tem geralmente espessura inferior
a 20km, já nas regiões montanhosas pode apresentar até 70km de espessura.
Rochas de composição granítica são chamadas de rochas félsicas; rochas de
composição basáltica são chamadas de rochas básicas.
Crosta oceânica: a crosta oceânica é mais difícil de ser estudada devido ao
fato de estar abaixo de uma lâmina d’água de cerca de 4km e de uma pilha de sedimentos
marinhos que chega a 200m de espessura. Apresenta composição basáltica e sua
espessura média é de 6km, muito inferior à espessura da crosta continental.
O limite entre a base da crosta (continental ou oceânica) e o topo do manto é marcado
por uma descontinuidade sísmica, ou seja, uma mudança abrupta na velocidade de
propagação das ondas sísmicas, chamada de Descontinuidade de Mohorovicic ou
simplesmente Moho, em homenagem ao seu descobridor, o sismólogo Andrija Mohorovicic.
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Geologia Geral e do
Brasil
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Manto: é a camada imediatamente abaixo da crosta e ocupa mais
de 80% do volume do planeta, estendendo-se até uma profundidade de
2900km. Devido ao aumento da profundidade, ocorre um aumento da pressão
e, conseqüentemente, da densidade do manto. Próximo a Moho (contato crosta/
manto) a densidade é de 3,3 g/cm 3 e, próximo ao contato manto/núcleo, fica
em torno de 5,5 g/cm 3 .
As rochas que compõem o manto são constituídas por minerais ricos
em ferro e magnésio (rochas básicas), como as olivinas e os piroxênios
(que serão estudados no Tema 2 deste Bloco).
O aumento da temperatura, decorrente do aumento da profundidade, tende a fundir
as rochas. Contudo, o aumento da pressão tende a fazer com que as rochas fiquem no
estado sólido.
Acerca de 100km abaixo da superfície, o grande aumento da temperatura predomina
sobre o aumento da pressão e as rochas apresentam um estado parcialmente pastoso.
Esta região, de aproximadamente 250km de extensão, é conhecida como Zona de Baixa
Velocidade (ZBV), e representa mias uma descontinuidade sísmica.
As ondas sísmicas são mais rápidas quando atravessam rochas sólidas e mostram
baixa velocidade de propagação quando atravessam rochas em estado parcialmente fundido.
Na ZBV, as ondas passam de uma velocidade de 8,3 km/s quando atravessam a parte
superior do manto, para menos de 8,0 km/s nesta zona.
Núcleo: o limite entre o manto e o núcleo ocorre a 2900 km abaixo da superfície,
aproximadamente a metade da distância entre a superfície e o entro da Terra. Neste limite
ocorre mais uma importante descontinuidade sísmica: a Descontinuidade de Gutenberg.
As ondas passam de uma velocidade de 13,6 km/s na base do manto, para 8,1 km/s no
núcleo.
No núcleo as temperaturas são superiores a 7600°C. Os dados sísmicos indicam
duas camadas no núcleo: uma camada externa líquida (rocha fundida) de
aproximadamente 2270 km de espessura e uma camada interna sólida com o diâmetro
de 1216 km.
A crosta mais a parte superior do manto compõem a LITOSFERA.
A ZBV compreende a ASTENOSFERA.
A região do manto entre a astenosfera e o núcleo é chamada de MESOSFERA.
Separação Crosta, Manto e Núcleo

Tectônicas de Placas
A Terra é um planeta muito dinamico. Os cientistas têm mostrado que as massas
continentais não são fixas, elas migram ao redor do globo. Essa mobilidade gera
terremotos, vulcões e cadeia de montanhas.
A separação de blocos continentais resulta na formação de novos oceanos.
A teoria que descreve essa mobilidade é
chamada de Tectônica de Placas.
Em 1915, o cientista alemão Alfred Wegener
publicou o livro “A Origem dos Continentes e dos
Oceanos” apresentando a revolucionária teoria da
deriva continental. Wegener sugere que a cerca de
200 milhões de anos atrás existia um supercontinente
que ele chamou de Pangea. Segundo a sua
hipótese, este supercontinente teria se fragmentado
em pequenos continentes que teriam migrado ou
“derivado” até as suas posições atuais.
Pangea
Diversas evidências contribuíram para esta hipótese:
A coincidência do contorno entre a América do Sul e a África: a grande
similaridade entre as linhas de costa em lados opostos do Atlântico Sul, como um quebracabeça,
foi uma das primeiras evidências que sempre intrigou os cientistas. Devido à
constante modificação das linhas de costa por eventos erosivos essa união não é perfeita,
deixando os cientistas ainda dúvida. Entretanto, em 1960, os cientistas produziram um mapa
com o contorno da plataforma continental até uma profundidade de 900m e observaram
esta similaridade de forma ainda mais perfeita;
Evidências fósseis: os paleontólogos apontam diversos fósseis de organismos
encontrados em diferentes continentes e que não poderiam ter cruzado os oceanos que
separam essas massas continentais. Um destes exemplos é o Mesosaurus, um réptil marinho
cujos fósseis foram encontrados na América do Sul e na África, indicando uma antiga união
destes dois continentes;
Atual distribuição de alguns organismos: em seu livro, Wegener também
cita a distribuição atual de alguns organismos que evidenciam também a idéia da deriva
dos continentes. Por exemplo, alguns organismos modernos têm ancestrais claramente
similares, como os marsupiais australianos que têm uma direta ligação fóssil com os
marsupiais encontrados nas Américas;
Associação entre tipos e estruturas de rochas: além da perfeita coincidência
entre o contorno de alguns continentes, alguns “desenhos” encontrados nestes continentes
também coincidem. Isso ocorre em algumas cadeias de montanhas com idade, forma,
estrutura e composição rochosa similar em continentes opostos. Um exemplo desta evidência
são as cadeias de montanhas apalachianas, na América do Norte; e as cadeias de
montanhas caledonianas, na Escandinávia. Quando os continentes estavam unidos estas
cadeias de montanhas formavam um único cinturão montanhoso;
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Geologia Geral e do
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Climas passados: dados paleoclimáticos também dão suporte
para a teoria da deriva continental. Wegener indicou evidências de mudanças
climáticas globais severas no passado. O estudo de depósitos glaciais em
diversos continentes indicou que, a cerca de 220 a 300 milhões de anos atrás,
capas de gelo cobriam extensas áreas do hemisfério sul. Rochas de origem
glacial foram encontradas na América do Sul, na África, na Índia e na Austrália,
indicando que estes continentes, nesta época, encontravam-se unidos no pólo
sul, junto à Antártica. Por outro lado, para esta mesma época passada, existem
evidências de ocorrência vegetação típica de climas tropicais em regiões do hemisfério
norte, indicando que, no passado, a América do Norte e a Europa estavam mais próximas
do Equador.
Depósitos de origem glacial são encontrados em diversos locais do Brasil. Na Bahia,
em várias localidades da Chapada Diamantina, os geólogos encontram rochas criadas a
partir do derretimento de antigas geleiras.
Apesar de todas as evidências apontadas por Wegener, ele não conseguiu explicar
o mecanismo responsável pelo movimento das massas continentais e por isso ficou por
muito tempo desacreditado no meio científico. Mais de 50 anos depois das postulações de
Wegener, o avanço tecnológico permitiu o conhecimento de dados sísmicos e do campo
magnético da Terra, e com isso surgiu, a partir da teoria da deriva continental de Wegener,
a teoria da Tectônica de Placas.
De acordo com o modelo da tectônica de placas, a parte superior do manto junto
com a crosta formam uma camada rígida chamada de litosfera. Esta camada encontra-se
sobre uma outra camada menos rígida chamada de astenosfera. A litosfera é quebrada
em diversos segmentos chamados de placas, que estão constantemente se movimentando
e mudando de forma e de tamanho.
As sete maiores placas que compõem a nossa litosfera são:
Placa Norte-Americana
Placa Sul-americana
Placa do Pacífico
Placa Africana
Placa Eurasiana
Placa Australiana
Placa da Antártica
As placas litosféricas se movimentam de forma lenta, mas contínua, com razões de
poucos centímetros por ano. Este movimento é responsável pela distribuição das massas
continentais, gerando terremotos, criando vulcões e grandes cordilheiras de montanhas.
As placas se movem como uma unidade coerente e as mais significativas interações
ocorrem nos seus limites e não no seu interior. Ou seja, a ocorrência de eventos como
terremotos, vulcanismo, geração de montanhas, em geral ocorrem no limite das placas.
De acordo com o tipo de movimento, os limites de placas são classificados em
três tipos:
Limite divergente: as placas se afastam uma da outra devido ao movimento
divergente. Esta separação ocorre em média com a velocidade de 5 cm/ano. O “vazio”

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

Limite conservativo: neste limite, as placas passam uma ao lado da outra sem
gerar ou destruir a litosfera. Estes limites são gerados por zonas fraturadas na crosta, em
geral, com mais de 100km de comprimento, onde os segmentos de crosta se movimentam
em sentidos contrários, lado a lado, gerando as Falhas Transformantes. Nestas regiões
é muito intensa a incidência de abalos sísmicos e terremotos.
Um exemplo deste tipo de limite é a Falha de Santo André, na América do Norte. Ao
longo desta falha, a Placa do Pacífico se move na direção noroeste passando ao lado da
Placa Norte-Americana, gerando intensa atividade tectônica na costa oeste dos Estados
Unidos e Canadá.
Qual é a força responsável pelo movimento das placas?
O principal modelo criado para explicar a
deriva continental e a tectônica de placas é a
existência de grandes correntes de
convecção no manto.
Plumas de material mais aquecido
tornam-se menos densas e ascendem, depois
começam a se resfriar, ficam mais densas e
descem, criando as células de convecção dentro
do manto. Este mecanismo é, grosso modo,
similar ao observado em uma panela de água
fervente.
O movimento das células de convecção na astenosfera menos sólida faz com
que a litosfera rígida se movimente como se estivesse em uma esteira rolante.
Segundo este modelo, a ascensão do material geraria o afastamento da litosfera,
enquanto que o fluxo convectivo descendente geraria as zonas de subducção.
Deformações e Estruturas Geológicas
Falhas de Santo André
Quais são as forças capazes de transformar rochas comuns em enormes estruturas
montanhosas maciças como os Alpes, os Andes ou os Himalaias?
Quais forças teriam o poder de contradizer a natureza rígida destas rochas
deformando-as e dobrando-as?
A Tectônica de Placas produz as mais importantes feições de larga-escala
encontradas no planeta. Graças a ela são geradas bacias oceânicas e cadeias de
montanhas.
Essa mesma força capaz de mover as placas produz grandes rupturas na crosta,
soerguimento e rebaixamento de grandes blocos rochosos.
Quando as placas interagem, nos seus limites, sejam divergentes, convergentes ou
transformantes (conservativos), as rochas que compõem a crosta ficam sujeitas a um
poderoso stress.
13

Geologia Geral e do
Brasil
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Stress é a força aplicada a uma rocha por unidade de área, usualmente
é expressa como kg/cm 2 .
Quando uma rocha sofre um stress, ela é deformada, mudando de
forma e de volume.
A análise das estruturas deformacionais apresentadas pelas rochas
permite aos geólogos entender antigos movimentos de placas ou outros
eventos geológicos do passado.
As rochas podem sofrer três tipos de stress, cada um correspondendo a um dos três
tipos básicos de limites de placas:
As rochas que se encontram em margens de placas convergentes sofrem stress
compressional. Este tipo de stress reduz o volume das rochas. As rochas que sofrem
compressão geralmente são dobradas, havendo um aumento no sentido vertical e uma
diminuição lateral.
As rochas que se encontram em margens divergentes sofrem stress tencional
ou de extensão. As rochas são “esticadas”, havendo uma diminuição no sentido vertical e
um aumento lateral da área ocupada por estas rochas após a deformação.
As rochas em margens de placas transformantes são movimentadas
lateralmente em sentidos opostos, sofrendo um stress de cizalhamento. Através deste
tipo de stress, grandes blocos de rocha são movimentados lateralmente.
Quando sujeitas ao stress, as rochas respondem de formas diferentes, a depender
das condições de temperatura e pressão do ambiente onde se encontram. Estas condições
dependem da sua profundidade e vão refletir em um comportamento mais ou menos
plástico das rochas.
As rochas que se encontram a grande profundidades (geralmente abaixo de 20 km),
sujeitas a altas temperaturas e pressões, vão responder à deformação de forma plástica ou
dúctil.
As rochas mais próximas à superfície, em geral, respondem ao stress de forma rígida
ou rúptil.
Os principais tipos de deformação tectônica sofridas pelas rochas são as dobras e
as falhas.
Dobras
As dobras são estruturas construídas em camadas ou estratos rochosos que
foram depositados originalmente na horizontal e depois sofreram uma deformação
plástica ou dúctil.
As dobras podem variar muito de tamanho, ou seja, podem apresentar uma extensão
de poucos milímetros até centenas de quilômetros.
As dobras podem apresentar duas formas principais:
Sinclinais: são dobras côncavas. As rochas são dobradas tendendo a formar
bacias ou vales, contudo, a expressão final no relevo vai depender da resistência das rochas
a erosão.

Anticlinais: são dobras convexas. As rochas são dobradas tendendo a formar
domos ou morros, contudo, como no caso anterior, a expressão final no relevo vai depender
da resistência das rochas à erosão.
Os lados de uma dobra são chamados de flancos ou limbos. As compressões, em
geral, produzem uma seqüência de sinclinais e anticlinais que apresentam sempre um flanco
em comum.
Cada sinclinal ou anticlinal tem um plano axial, um plano imaginário que divide a
dobra em duas partes aproximadamente iguais.
As dobras (sinclinais e anticlinais) podem ser:
Simétricas: quando o plano axial é aproximadamente vertical e os flancos
apresentam a mesma inclinação. Dobras simétricas geralmente ocorrem quando
a compressão é relativamente suave;
Assimétricas: em situações onde a compressão é mais intensa, como próximo
aos limites de placas, as forças tectônicas compressivas forçam um flanco a se
movimentar mais que o outro, gerando dobras assimétricas. Nestas dobras o
plano axial é inclinado;
Recumbentes: com a continuidade da compressão, o plano axial da dobra
assimétrica pode deitar até ficar na horizontal, virtualmente paralelo à superfície
da Terra. As dobras recumbentes são tipicamente encontradas em cadeias de
montanhas fortemente deformadas como os Apalaches, os Himalaias e os Alpes
Europeus.
Falhas
Quando as rochas sofrem stress a baixas temperaturas e baixas pressões litostáticas,
onde elas encontram-se ainda em estado muito rígido, surgem “rachaduras” ou fraturas.
Como as rochas, neste caso, não têm plasticidade suficiente para dobrar, elas se rompem.
O caso mais drástico é quando ocorre um movimento ao longo destas fraturas,
gerando as falhas.
Falhas são fraturas na crosta terrestre com deslocamento relativo, perceptível entre
os lados contíguos e ao longo do plano de falha.
As falhas podem deslocar grandes blocos rochosos ao longo de um plano de falha.
O plano de falha é a superfície ao longo da qual ocorre o movimento dos blocos.
Devido aos processos erosivos a que estão sujeitas as rochas na superfície,
dificilmente são encontrados os originais planos de falha.
Na Bahia, o desnível topográfico que separa a Cidade Alta da Cidade Baixa foi
gerado por uma falha, a chamada Falha de Salvador. Esta falha representa a borda da
Bacia do Recôncavo, aberta como uma conseqüência secundária da separação Brasil /
África, que gerou o Atlântico Sul. Ao longo do tempo, o plano de falha já sofreu um grande
recuo erosivo, estando atualmente a superfície de erosão nas proximidades do Elevador
Lacerda.
O bloco de rocha localizado acima do plano de falha é chamado de teto.
O bloco localizado abaixo do plano de falha é chamado de muro.
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Geologia Geral e do
Brasil
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De acordo com o seu movimento relativo (de um bloco em relação ao
outro), as falhas são classificadas em:
üFalhas horizontais ou transcorrentes: são falhas geradas por
stress de cizalhamento, gerando um movimento horizontal, paralelo ao plano
de falha.
A maior e mais conhecida falha transcorrente encontrada na literatura
é a Falha de Santo André, nos Estados Unidos.
ü Falhas verticais: neste tipo de falha, os blocos rochosos se movem verticalmente
em relação ao plano da falha, como é o caso da Falha de Salvador. A depender da direção
de movimento dos blocos, as falhas verticais podem ser:
· Falhas normais: o bloco do teto desce em relação ao muro. Este tipo de falha
está geralmente associado com stress tencional ou divergente. A descida dos blocos
rochosos, ocasionada por este tipo de falhamento, gera depressões chamadas de graben.
O bloco do muro que permanece elevado em relação ao teto é chamado de horst.
· Falhas inversas: neste tipo de falha, o bloco do teto sobe em relação ao muro.
Esta falha está geralmente associada com poderosas compressões horizontais, comuns
onde existe convergência de placas.
Escala de Tempo Geológico
Durante muitos anos, não se sabia nenhum método confiável para datar os vários
eventos no passado geológico.
Em 1869, John Wesley Powell fez uma pioneira expedição ao Rio Colorado e ao
Grand Canyon, nos Estados Unidos. Powell observou que os canyons desta região
representavam um livro de revelações escrito nas rochas, como uma Bíblia da geologia. Ele
afirmou que milhões de anos da história da Terra estavam expostos nas paredes do Grand
Canyon.
Semelhante a um longo e complicado livro de história, as rochas registram os
eventos geológicos e as mudanças das formas de vida ao longo do tempo. Este
livro, contudo, não está completo. Muitas páginas, especialmente nos primeiros capítulos,
foram perdidas. Ainda hoje, muitas partes deste livro precisam ser decifradas.
Interpretar a história da Terra é um dos objetivos fundamentais das ciências geológicas.
Um dos princípios básicos usados,
ainda nos dias atuais, para desvendar a
história da Terra foi postulado por James
Hutton no seu livro “Teoria da Terra”,
publicado em 1700 – O Princípio do
Uniformitarismo.
Este princípio diz que as leis
químicas, físicas e biológicas que operam
atualmente são as mesmas que operaram
no passado geológico. Isso significa que
as forças e os processos que nós

observamos atualmente agindo no nosso planeta têm atuado desde muito tempo atrás.
Então, para decifrarmos as rochas antigas, temos, primeiramente, que compreender os
processos que atuam hoje e os seus resultados.
O Princípio do Uniformitarismo é geralmente expresso pelo ditado “o presente é a
chave para o passado”.
Os geólogos que desenvolveram a escala de tempo geológico revolucionaram a
maneira com que as pessoas concebiam o tempo e como percebiam o nosso planeta. Eles
mostraram que a Terra é muito mais antiga do que se poderia imaginar e que a sua superfície
e o seu interior sofreram mudanças no passado através dos mesmos processos geológicos
que operam atualmente.
A escala de tempo geológico é uma escala que divide os 4,5 bilhões de anos da
história da Terra em unidades de várias magnitudes de acordo com os eventos geológicos
ocorridos.
A principal subdivisão da escala de tempo geológico é chamada de eon. Os geólogos
dividiram o tempo geológico em dois grandes eons:
Precambriano (dividido em Arqueano e Proterozóico): representa os primeiros
4 bilhões de anos da história do planeta.
Fanerozóico: representa últimos 540 milhões de anos.
O Precambriano representa cerca de 88% da história da Terra, mas pouco se sabe
sobre este período. Devido à grande raridade de fósseis para datações, não foi possível
subdividi-lo em pequenas unidades de tempo.
O Fanerozóico é marcado pelo aparecimento de animais com partes duras, como
as conchas, que permitiram a sua preservação fóssil. Este eon foi dividido em três eras,
que, por sua vez, foram divididas em períodos:
Era Paleozóica (540 – 248 milhões de anos atrás): marca o aparecimento de
diversos organismos invertebrados, dos primeiros organismos com conchas, dos peixes,
das plantas terrestres, dos insetos, dos anfíbios e dos répteis. Por outro lado, o final desta
era é marcada pela extinção de várias espécies, estima-se que aproximadamente 80% da
vida marinha desapareceu nesta era.
Durante esta era, o movimento das placas juntou todas as massas continentais em
um único supercontinente chamado Pangea. Esta redistribuição de massa e terra gerou
grandes mudanças climáticas que se acredita ser a causa da grande extinção de espécies
ocorrida nesta época.
Está subdividida em seis períodos:
Cambriano
Ordoviciano
Siluriano
Devoniano
Carbonífero
Permiano
o Era Mesozóica (248 – 65 milhões de anos atrás): é marcada pelo aparecimento
e extinção dos dinossauros e pelo surgimento dos primeiros pássaros e das primeiras
plantas com flores. Está subdividida em três períodos:
Triássico
Jurássico
Cretáceo
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Geologia Geral e do
Brasil
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Era Cenozóica (65 milhões de anos até os dias atuais): representa
a menor de todas as eras e que se encontra melhor registrada. Marca o
aparecimento dos mamíferos e o desenvolvimento da vida humana. Está
subdividida em dois períodos:
Terciário
Quaternário
Atividade Complementar
1.No início deste tema, nós discutimos como uma erupção vulcânica, atividade ocorrida
na crosta ou na Terra sólida, causa sérios efeitos na hidrosfera, na biosfera e na atmosfera,
evidenciando a interação entre os diversos sistemas que compõem a Terra como um todo.
Cite um outro evento natural e descreva como a sua atuação na Terra sólida interfere nas
condições biológicas, hidrográficas e atmosféricas.
2.Quais as principais evidências apontadas pelos cientistas de que os continentes
estariam juntos a cerca de 200 milhões de anos atrás e teriam migrado até as posições
atuais?
3.Sabendo-se que as forças tectônicas podem romper ou deformar as rochas, explique
o que são “falhas” e o que são “dobras” e como são formadas.

Ciclo das Rochas
MINERAIS E ROCHAS
Além do valor econômico associado às rochas e aos minerais, todos os processos
da Terra estão de alguma forma ligados às propriedades destes materiais.
Desta forma, o conhecimento básico dos materiais terrestres é essencial no
conhecimento dos fenômenos que ocorrem no planeta.
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.
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Geologia Geral e do
Brasil
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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 e 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.
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
Ciclo das Rochas
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 erupções vulcânicas lançam para a superfície fragmentos de rocha e fluxos de
lava. A lava é similar ao magma, contudo, na lava, a maior parte dos gases constituintes do
magma já escapou.
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 no 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.
Desta forma, se uma rocha ígnea apresenta cristais que são visíveis apenas com o
auxílio de um microscópio, sabe-se que ela se cristalizou muito rápido. Mas, se os cristais
identificados a olho nu, então essa rocha se cristalizou lentamente.
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
próximamente à superfície ou na própria superfície.
Em algumas situações essas rochas podem mostrar
pequenos buracos formados devido ao escape de gases
durante a sua cristalização, que são chamados de vesículas.
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Geologia Geral e do
Brasil
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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 pórfiros, daí a textura
receber 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.
O cientista N. L. Bowen descobriu que em magmas resfriados em laboratório, certos
minerais se cristalizam primeiro quando em temperaturas muito altas. Com o abaixamento
sucessivo da temperatura, novos cristais vão sendo formados. Ele descobriu, também, que
os cristais formados reagem com o magma restante para criar o próximo mineral.
Esta seqüência de cristalização é conhecida como série de cristalização magmática
ou Série de Bowen.
Nesta série, a olivina é o primeiro mineral a se formar. Ela reage com o magma para
formar o piroxênio que, por sua vez, reage para formar o anfibólio, e este para formar a
biotita. Da mesma forma, o plagioclásio cálcico é o primeiro a ser formado e de sua
reação com o magma se forma o plagioclásio rico em sódio. Os últimos minerais a se
formar, já em baixas temperaturas, são o feldspato potássico, a muscovita e o quartzo.

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.
As rochas ígneas são classificadas em quatro grupos
principais de acordo com o percentual de sílica presente em
cada uma delas:
Rochas ultramáficas: o termo “máfico” vem de
magnésio e ferro. As rochas ultramáficas são compostas por
Série de bower
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, cristaliza-se 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 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), formando 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.
Basalto
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 em 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.
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Brasil
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Granito
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).
Rochas Sedimentares
A formação das rochas sedimentares tem início com o intemperismo. O intemperismo
(conforme será discutido no Tema 3) quebra as rochas em pequenos pedaços, e alteram a
composição química das mesmas e transformando os minerais em outros mais estáveis
nas condições ambientais onde o intemperismo está atuando. Depois, a gravidade e os
agentes erosivos (águas superficiais, vento, ondas e gelo) removem os produtos do
intemperismo e transportam para um novo local onde eles são depositados.
O produto do intemperismo, posteriormente transportados pelos agentes erosivos, é
chamado de sedimento.
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;
A combinação do calor, da pressão causada pelo peso dos sedimentos e dos íons
transportados pela água, causam mudanças na natureza química e física dos sedimentos,
num processo conhecido como diagênese.
Só depois de processada a diagênese é que ocorre a conversão dos sedimentos
em uma rocha sedimentar sólida, a litificação.

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.
A diagênese, às vezes, também envolve a transformação de alguns minerais em
outros mais estáveis.
A compactação é um processo diagenético através do qual o volume dos sedimentos
é reduzido através da aplicação de uma determinada pressão gerada pelo próprio peso
dos sedimentos.
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 ficando cada vez mais
juntos.Grãos muito pequenos, como as argilas, quando são compactados apresentam uma
forte aderência devido às forças atrativas entre os grãos, convertendo o sedimento
inconsolidado em rocha sedimentar.
A cimentação é o processo diagenético através do qual os grãos são “colados” por
materiais originariamente dissolvidos durante o intemperismo químico ocorrido
anteriormente nas rochas.
O intemperismo libera íons que ficam dissolvidos na água que flui 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 os sedimentos finos, como as argilas e os siltes, porque o espaço
entre os grãos é maior, podendo conter mais água e, com isso, mais material dissolvido.
Os agentes mais comuns de cimentação são o carbonato de cálcio e a sílica:
O carbonato de cálcio é formado quando os íons de cálcio, produzidos pelo
intemperismo químico de minerais ricos em cálcio (plagioclásio, piroxênios e anfibólios),
se combinam-se com o dióxido de carbono e a água do solo;
O cimento de sílica é produzido inicialmente pelo intemperismo químico dos
feldspatos em rochas ígneas.
Óxidos de ferro, como a hematita e a limonita; carbonatos de ferro, como a siderita;
e sulfetos de ferro, como a pirita, também podem formar cimentos em rochas sedimentares,
ligando os grãos sedimentares grossamente granulados.
A compactação e a cimentação não afetam apenas os grãos de rochas. Como os
produtos do intemperismo químico são transportados para os lagos e oceanos, pelo fluxo
das águas, esse mesmo processo pode litificar conchas, fragmentos de conchas ou outras
partes duras de organismos que se acumulam nestes corpos d’água.
25

Geologia Geral e do
Brasil
Uma rocha que consiste apenas de partículas sólidas, compactadas e cimentadas
juntas, sejam de fragmentos de rochas preexistentes ou restos de organismos, são chamadas
de rochas clásticas ou com textura clástica.
O aumento da temperatura e da pressão, associado com o peso dos sedimentos,
promove a recristalização de alguns grãos minerais, criando um mineral mais estável a
partir de outro que se encontrava instável naquelas condições ambientais.
Um exemplo clássico deste processo é a transformação da aragonita (um mineral
secretado por alguns organismos marinhos a partir de suas conchas) em calcita, um mineral
muito mais estável.
26
Como se Classificam as Rochas Sedimentares?
As rochas sedimentares são geralmente classificadas em detríticas ou químicas,
a depender da fonte do material que as compõe. Contudo, em cada uma destas categorias
existe uma grande variedade de rochas, refletindo os diferentes tipos de transporte,
deposição e processos de litificação a que foram submetidas.
Rochas Sedimentares Detríticas
As rochas sedimentares detríticas são classificadas de acordo com o tamanho de
suas partículas:
Lamitos: são rochas formadas por partículas muito pequenas (menores que 0,004
milímetros) chamadas de silte (0,004 a 0,063 mm) e argila (< 0,004 mm), que formam a
fração granulométrica (tamanho) chamada de lama. Por serem constituídos por partículas
tão finas, os lamitos são sempre formados em condições de águas calmas, como nos fundos
de lagos e lagoas, em regiões oceânicas profundas e em planícies de inundação de rios.
Sob condições de águas mais agitadas este material (argila ou silt) permanece em
suspensão na água e não se deposita.
Mais da metade das rochas sedimentares encontradas no mundo são lamitos.
Os lamitos apresentam cores variadas a depender da sua composição mineral:
Lamitos vermelhos contém óxido de ferro, precipitado a partir de água
contendo ferro dissolvido e oxigênio em abundância;

Lamitos cinzas contém óxido de ferro que foi precipitado em ambiente pobre
em oxigênio;
Lamitos pretos são formados em águas com a quantidade de oxigênio
insuficiente para decompor toda a matéria orgânica contida no sedimento.
Essas rochas são usadas como fonte de argila, por exemplo, para a fabricação de
cerâmicas. Algumas dessas rochas podem também ser fontes de petróleo e gás natural.
Arenitos: são rochas detríticas formadas por grãos com 0,063 a 2 milímetros de
diâmetro (tamanho areia) e compõem aproximadamente 25% das rochas sedimentares
encontradas no mundo.
Os seus grãos são geralmente cimentados por sílica ou carbonato de cálcio.
Existem dois tipos principais de arenito classificados de acordo com sua composição:
Quartzo arenito: são arenitos compostos predominantemente (>90%) por
grãos de quartzo. São geralmente de coloração clara. Contém geralmente os grãos
bem arredondados e bem selecionados, sugerindo que foram transportados por
longas distâncias;
Arcóseo: são arenitos de coloração rosa, contendo mais de 25% de grãos de
feldspato. Seus grãos, geralmente derivados de rochas graníticas ricas em
feldspatos, são angulosos e pobremente selecionados, sugerindo um transporte
por pequenas distâncias (rápida deposição).
Os arenitos são muito usados na construção civil. Além disso, alguns arenitos são
excelentes armazenadores de óleo e gás (geralmente formados nos lamitos e migram para
se armazenar nos arenitos) devido aos espaços entre os grãos.
27

Geologia Geral e do
Brasil
Conglomerados e brechas: são rochas sedimentares detríticas contendo grãos
maiores que 2 mm de diâmetro (tamanho de seixos). Nos conglomerados os grãos são
arredondados e nas brechas são angulosos.
Em geral, estas rochas possuem uma matris – material fino, como areia fina ou argila,
que preenche os espaços entre os seixos; e são cimentados por sílica, carbonato de cálcio
ou óxido de ferro.
A depender do tamanho dos seixos, é possível identificar as rochas de origem,
identificando a sua composição e textura.
Os seixos arredondados dos conglomerados sugerem que estes foram transportados
por vigorosas correntes a longas distâncias, enquanto que os seixos angulosos das brechas
sugerem um breve transporte.
As rochas sedimentares químicas são formadas através dos produtos do
intemperismo químico, precipitados a partir de soluções quando a água em que estas
substâncias estão dissolvidas evapora ou fica supersaturada devido a mudanças de
temperatura.
28
Arenito
Conglomerado
Rochas Sedimentares Químicas
Existem três tipos principais de rochas sedimentares de origem química:

Carbonatos: a composição básica dos carbonatos é a calcita (carbonato de
cálcio), e compõe aproximadamente 10 a 15% das rochas sedimentares do mundo. Os
carbonatos são formados pela precipitação da calcita a partir de lagos e oceanos. Em
geral, quando a água se torna mais aquecida ou quando a quantidade de carbonato de
cálcio dissolvido na água aumenta, este se torna menos solúvel e tende a se precipitar
formando os carbonatos.
A maior parte dos carbonatos tem origem orgânica. São formados a partir de restos
de esqueletos de animais marinhos e plantas em águas rasas ao longo de plataformas
continentais equatoriais, onde a água é quente e a vida marinha é abundante;
Chert: são rochas sedimentares formadas pela precipitação de sílica. Pode
apresentar origem inorgânica ou orgânica, precipitadas, respectivamente, a partir de águas
ricas em sílica ou de restos de organismos que contem sílica em seu esqueleto.
Evaporitos: são rochas sedimentares químicas, de origem inorgânica, formadas
pela evaporação da água salgada. Em média, a água do mar contém cerca de 3,5% de
sais dissolvidos. Se a água é rasa e o clima é quente, ocorre evaporação e o conseqüente
aumento na concentração destes sais. Com o aumento da evaporação, cristais sólidos de
sais são precipitados e se acumulam no fundo do mar.
O sal mais comum formador de evaporitos é a halita (NaCl), conhecida como sal de
cozinha.
Rochas Metamórficas
A formação das rochas metamórficas se dá em condições de temperatura e pressão
abaixo da zona de diagênese, responsável pela formação das rochas sedimentares.
O metamorfismo é o processo através do qual as condições do interior da Terra
alteram a composição mineral e estrutura das rochas sem fundi-las.
Rochas sedimentares, rochas ígneas e até mesmo as próprias rochas metamórficas
sofrem metamorfismo.
O metamorfismo não é observado, pois não se processa em condições encontradas
na superfície. As suas causas e conseqüências são estimadas através de experimentos de
laboratório que reproduzem as condições do interior do planeta. Só quando as rochas sofrem
soerguimento e erosão, ficando expostas na superfície, é possível observar os resultados
na ação metamórfica nas rochas.
O metamorfismo ocorre quando o calor e a pressão excedem determinados níveis,
desestabilizando os minerais das rochas, mas que não são suficientes para causar a fusão
destas rochas.
A composição da rocha original ou rocha parental e a circulação de fluidos ricos
em íons são fundamentais na determinação do tipo de rochas e minerais a serem formados.
Desta forma, são determinantes no processo metamórfico: o calor, a pressão, a
presença de fluidos e a rocha parental:
Calor: o calor é indispensável para as reações químicas, e às vezes, constitui o
mais importante fator do metamorfismo. Como já foi dito anteriormente, a temperatura
aumenta com o aumento da profundidade em direção ao interior da Terra. Na crosta e na
parte superior do manto a temperatura aumenta cerca de 20 a 30°C por quilômetro de
29

Geologia Geral e do
Brasil
tectônicas.
30
profundidade. As temperaturas necessárias para metamorfizar as rochas, em
geral, são superiores a 200°C, encontradas a cerca de 10km abaixo da
superfície.
A principal fonte deste calor interno é o decaimento de isótopos
radioativos, sendo este calor transportado pelas massas de magma que
ascendem das regiões profundas do manto. Contudo, este calor, necessário
para promover o metamorfismo, pode também ser gerado pela fricção entre
dois corpos de rocha passando um ao lado do outro nos limites das placas
Pressão: a pressão necessária para o metamorfismo é de cerca de 1 quilobar
(ou 1000 bar; 1 bar = 1,02 kg/cm 2 ). Esta pressão é encontrada a, aproximadamente, 3 km
abaixo da superfície. Contudo, como as temperaturas necessárias para se processar o
metamorfismo normalmente só ocorrem a cerca de 10km; o metamorfismo só ocorre a
pequenas profundidades se houver uma intrusão magmática ou fricção entre placas.
Quando a pressão é aplicada na rocha em uma direção preferencial – pressão dirigida
– gera um alinhamento mineral em camadas ou bandas, em geral perpendicular à direção
da força aplicada, chamado de textura foliada ou, simplesmente, foliação.
Presença de fluidos: a presença de fluidos, como um líquido ou um gás, no
interior ou ao redor de uma rocha submetida a pressão facilita a migração de átomos e
íons, aumentando drasticamente o potencial das reações metamórficas.
Rocha parental: a natureza da rocha parental (rocha antes do metamorfismo)
determina quais os minerais e qual nova rocha metamórfica será formada sob as novas
condições ambientais. Em uma rocha parental que contém um único mineral, o metamorfismo
vai produzir uma rocha composta predominantemente deste mesmo mineral. Por exemplo,
o metamorfismo de um carbonato puro, composto por calcita, vai gerar uma rocha
metamórfica rica em calcita – o mármore; já o metamorfismo de um quartzo arenito vai
gerar um quartzito, uma rocha metamórfica composta por quartzo recristalizado.
Como se classificam as rochas metamórficas?
As rochas metamórficas são classificadas de acordo com a sua aparência e
composição.
O critério básico usado para classificar as rochas metamórficas de acordo com a
sua aparência ou textura é a presença ou não de foliação metamórfica.
Rochas foliadas: o rearranjo mineral gerado pelo metamorfismo gera foliação
ou um paralelismo entre os grãos minerais. As rochas foliadas, necessariamente,
sofreram uma pressão dirigida (pressão aplicada em uma direção preferencial). A
depender do grau de temperatura e do tipo de rocha parental, podem ser classificadas em:
Filitos: são rochas metamórficas foliadas geradas a partir do metamorfismo
de lamitos (argilitos e siltitos) a baixas temperaturas. São rochas compostas,
principalmente, por micas e apresentam um quebramento em planos
paralelos formados pela foliação. Podem variar de cor a depender da
composição mineral: filitos pretos indicam a presença de matéria orgânica;
filitos vermelhos, de óxidos de ferro e filitos verdes indicam a presença de
uma mica verde chamada de clorita.

Xistos: com o aumento da temperatura necessária para formar os filitos, as
placas de mica crescem e os cristais se tornam visíveis, gerando uma rocha
metamórfica foliada chamada de xisto. Os xistos podem ser derivados de
lamitos, mas também podem ser formados a partir de arenitos finos ou
basaltos. Os xistos ricos em um determinado mineral podem levar o nome
deste mineral, ou seja, um xisto rico em micas é chamado de mica-xisto.
Gnaisses: são rochas formadas a altas temperaturas onde ocorre uma
segregação mineral em bandas, num processo chamado de diferenciação
metamórfica. Os gnaisses são formados por bandas mais claras,
compostas predominantemente por quartzo e feldspato, e bandas escuras,
compostas predominantemente por micas. Os gnaisses de origem ígnea
são formados, geralmente, a partir de rochas graníticas e os gnaisses de
origem sedimentar podem ser formados a partir de lamitos e arenitos
impuros.
Gnaise
Com o aumento da temperatura, a partir daquela necessária para a formação dos
gnaisses, a rocha começa a fundir, marcando o limite entre o metamorfismo e a geração de
rochas ígneas pela fusão de rochas preexistentes. Essa rocha gerada, com características
tanto de rochas metamórficas como de rochas ígneas, é chamada de migmatito.
Rochas não-foliadas: as rochas não-foliadas são geradas a partir do contato
de uma rocha preexistente (rocha parental) com o magma quente ou através da
pressão confinante, ou seja, a pressão litosférica a que as rochas estão sujeitas a grandes
profundidades. A depender da rocha parental, podem ser classificadas em dois tipos
principais:
Mármore: o mármore é uma rocha composta por grandes cristais
recristalizados de calcita gerados a partir de pequenos cristais de calcita
em carbonatos. A presença de impurezas no carbonato (rocha parental do
mármore) pode gerar mármores rosas, verdes, cinzas ou pretos.
Quartzitos: são rochas muito duras e resistentes geradas a partir do
metamorfismo de arenitos puros. São compostos essencialmente por
quartzo recristalizado.
31

Geologia Geral e do
Brasil
3.Cite e dê as principais características das rochas sedimentares detríticas e químicas
mais comuns.
32
Atividade Complementar
1.Explique o que é metamorfismo e quais os fatores determinantes para a sua ocorrência.
2.Com base no ciclo das rochas, explique a formação das ígneas, das rochas
sedimentares e das rochas metamórficas.

OS PROCESSOS EXTERNOS E
O ESTUDO DA GEOLOGIA
AS TRANSFORMAÇÕES SOFRIDAS PELAS
ROCHAS EM SUPERFÍCIE
Intemperismo Físico, Químico e Biológico
A Terra é um planeta dinâmico, algumas partes da Terra são gradualmente elevadas
através da construção de montanhas e da atividade vulcânica, contudo, processos opostos
estão gradualmente removendo materiais das áreas elevadas e transportando para áreas
mais baixas. Únicos e espetaculares cenários são criados através da interação de agentes
ambientais com as rochas expostas na superfície da Terra.
Os processos que ocorrem na superfície ou muito próximo à superfície da Terra
e têm como força motriz a energia do sol são chamados de processos externos. Os
processos externos são parte fundamental do ciclo das rochas, uma vez que estes processos
transformam rocha sólida em sedimento, e incluem: intemperismo, movimentos de massa e
erosão.
O intemperismo é o processo através do qual a rocha se desintegra e se decompõe
em superfície. As rochas são intemperizadas de duas maneiras principais: desintegrando
através da ação física e decompondo-se através de atividades químicas.
Intemperismo físico ou mecânico
O intemperismo físico quebra o mineral ou a rocha em pequenos pedaços, sem alterar
a composição química destes. As mudanças ocorridas no intemperismo física se restringem
ao tamanho e à forma das rochas. Ao quebrar a rocha em pedaços menores, ocorre um
aumento na sua área superficial, facilitando a atuação também do intemperismo químico.
Desta forma, a depender das condições locais e dos agentes atuantes, estes dois processos
atuam conjugados.
O intemperismo físico pode ocorrer devido a:
Congelamento em fraturas: quando a água penetra nos poros ou fraturas das
rochas e a temperatura cai abaixo de 0°C esta água congela. Quando a água congela
ocorre um aumento de volume de cerca de 9%. Esse aumento de volume da água congelada
dentro das fraturas da rocha gera uma força capaz de fragmentar até as rochas mais
resistentes. Este é, portanto, o tipo mais eficiente de intemperismo físico.
Este processo é mais ativo em ambientes onde a água é abundante e onde as
temperaturas flutuam em torno da temperatura de congelamento da água.
Crescimento de cristais: em regiões costeiras, a água salgada se acumula em
cavidades nas rochas. Com a evaporação da água ocorre a concentração e deposição de
sais que se cristalizam nestas cavidades. O crescimento dos cristais de sais gera pressão
nas cavidades e reentrâncias das rochas, promovendo o seu desgaste físico.
33

Geologia Geral e do
Brasil
34
Expansão e contração térmica: cada um dos minerais que
compõem as rochas apresenta um diferente grau de expansão térmica. Desta
forma, quando a rocha é submetida ao calor, cada mineral se expande
diferentemente, causando o quebramento da rocha.
Rochas em regiões desérticas estão preferencialmente sujeitas a este
processo. Nestas regiões, as rochas são expostas a grandes variações diárias
de temperatura – durante o dia os minerais sofrem expansão térmica devido
às altas temperaturas e, à noite, se contraem devido às baixas temperaturas. Este processo
é capaz de quebrar grandes blocos de rocha.
Esfoliação mecânica ou esfoliação dômica: quando grandes massas rochosas
de granito são cristalizadas dentro da crosta ficam sujeitas à pressão das rochas ao redor.
Com o soerguimento e erosão das rochas, ocorre um alívio da pressão exercida sobre o
granito e este se expande. A expansão do granito devido ao alívio de pressão gera uma
esfoliação em camadas concêntricas, como as camadas de uma cebola.
Abrasão: a abrasão ocorre principalmente pelo impacto de partículas nas rochas.
Essas partículas podem ser, por exemplo, grãos de areia transportados pelo vento ou
transportados pelas ondas do mar que quebram em cima das rochas. O próprio impacto
mecânico das águas fluviais, pluviais ou marinhas podem causar intemperismo físico com o
quebramento das rochas.
Intemperismo Químico
O intemperismo químico altera a composição dos minerais e das rochas,
principalmente em reações que envolvem a presença de água. A água – vinda de oceanos,
rios, lagos, geleiras, canais subterrâneos, chuva ou neve – é o principal fator controlador da
intensidade do intemperismo químico. Ela carrega íons para as reações químicas, participa
das reações e transporta os resultados destas reações.
Durante essa transformação, a rocha original decompõe-se em substâncias que são
estáveis na superfície. O produto do intemperismo químico permanece essencialmente
inalterado ao longo do período em que este permanecer em um ambiente similar ao que foi
formado.
Os três principais processos que causam o intemperismo químico das rochas são a
dissolução, a oxidação e a hidrólise.

Dissolução: na dissolução, íons ou grupos de íons que formam um mineral ou
uma rocha são removidos e levados pela água. Em geral, a água pura não é reativa, mas,
ao atravessar a atmosfera ou o solo, são adicionados alguns elementos à água tornando-a
reativa.
Um exemplo comum de dissolução ocorre quando a água se combina com o dióxido
de carbono (CO 2 ), presente na atmosfera ou no solo, formando o ácido carbônico (H 2 CO 3 ).
Por sua vez, o ácido carbônico é capaz de decompor a calcita, principal constituinte dos
carbonatos. Os íons formados são levados em solução pelos cursos d’água, gerando
espaços vazios na rocha.
A dissolução dos calcários é responsável pela criação de cavernas. As cavernas
são condutos subterrâneos de acesso ao homem, gerados pela dissolução das rochas
solúveis, como os carbonatos. No interior das cavernas ocorre a formação de espeleotemas.
Espeleotemas são depósitos de precipitação carbonática, que compõem as formas
de acumulação mais comuns no interior de cavernas. O termo espeleotema tem origem
grega e significa “depósito mineral”, neste caso, a água ácida em vez de dissolver a calcita
do calcário vai recristalizá-la.
O principal tipo de espeleotema encontrado nas cavernas são as estalactites
(pendentes do teto). São formadas quando uma gota de água atinge o teto de uma caverna,
vindo da superfície através das fraturas do calcário, dissolvendo o calcário das paredes da
fratura e se saturando em bicarbonato de cálcio. Esta gota é uma combinação de água,
calcita e gás carbônico. Em contato com o ar da caverna, o gás carbônico migra para a
atmosfera da caverna. Após a liberação do gás carbônico, restarão apenas a calcita e a
água, como a calcita é insolúvel em água pura, ela se cristalizará formando um anel em volta
da gota, a sucessão de anéis forma a estalactite.
Oxidação: na oxidação, os íons dos minerais se combinam com íons de oxigênio.
Um exemplo deste tipo de intemperismo ocorre quando os íons de ferro das rochas máficas
(um basalto, por exemplo) reagem com o oxigênio da atmosfera, formando óxido de ferro
(hematita). As rochas máficas possuem um grande conteúdo de minerais ricos em ferro
(como as olivinas, os piroxênios e os anfibólios) e são as mais propensas à oxidação.
Hidrólise: na hidrólise, os íons da molécula da água, H+ e OH-, se unem a outros
íons da estrutura dos minerais. Silicatos ricos em alumínio, como os feldspatos, o mineral
mais abundante da crosta, são os mais propensos à hidrólise. Nesta reação são formados
minerais de argila estáveis e os demais elementos (a sílica e o íon potássio) são levados
em solução na água. As argilas formadas por este processo cobrem vastas porções da
superfície ou são transportados formando lama no fundo dos oceanos.
Intemperismo Biológico
O intemperismo também está associado à atividade de organismos, como as plantas,
os animais e os homens:
As raízes das plantas provocam fraturas nas rochas e contribuem com o intemperismo
mecânico;
Os animais perfuradores, como as cracas e as pinaúnas em regiões costeiras, fazem
buracos nas rochas, contribuindo para a desagregação das rochas;
35

Geologia Geral e do
Brasil
36
A atividade de microorganismos presentes no solo gera ácidos que
contribuem com o intemperismo químico;
Diversos tipos de atividades humanas (como a construção de cidades,
exploração mineral, etc.) promovem o intemperismo químico e mecânico.
Intensidade ou taxa de intemperização
A ação do intemperismo mecânico, quebrando a rocha em pequenos pedaços,
aumenta a área superficial exposta e acelera o intemperismo químico;
A presença de juntas e fraturas na rocha possibilita a penetração da água na
rocha e intensifica o intemperismo;
A constituição mineral da rocha é um dos fatores mais determinantes da
intensidade de intemperização;
Os silicatos são intemperizados essencialmente na mesma seqüência de sua
ordem de cristalização.
Fatores climáticos
Determinam o tipo e a intensidade do intemperismo
A temperatura e a umidade influenciam no tipo e na quantidade de vegetação;
Um manto espesso de solo rico em matéria orgânica gera fluidos quimicamente
ativos como os ácidos húmico e carbônico;
O intemperismo químico é baixo ou inexistente em regiões polares (baixas
temperaturas) e regiões áridas (baixa umidade).
Quanto maior a disponibilidade da água e mais freqüente a sua renovação, mais
complexas serão as reações químicas do intemperismo;
As reações químicas do intemperismo ocorrem mais intensamente nos
compartimentos do relevo onde há uma boa infiltração da água, percolação por
tempo suficiente para efetivar as reações e uma boa drenagem para a lixiviação
dos produtos solúveis
O intemperismo gera depósitos minerais através do enriquecimento secundário: o
intemperismo químico com a percolação de água remove os materiais residuais levando
ao enriquecimento dos elementos menos solúveis. Elementos de importância econômica
em baixas concentrações na superfície são removidos e redepositados tornando-se mais
concentrados.
Um exemplo é a bauxita (óxido hidratado de alumínio):
a bauxita é o principal minério de alumínio, formado em climas tropicais quando
rochas ricas em alumínio estão sujeitas a intenso intemperismo químico.

Atividade Complementar
1.Defina “intemperismo” e diga qual a sua importância no ciclo das rochas. Como os
fatores climáticos interferem no tipo e na taxa de intemperização das rochas? E explique,
de maneira geral, os três tipos de intemperismo.
Ciclo Hidrológico
A água ocorre em várias partes do planeta – nos oceanos, nas geleiras, nos rios, nos
lagos, no ar e no solo. Todos esses “reservatórios” constituem a hidrosfera.
Estima-se que a hidrosfera seja composta por cerca de 1,36 bilhões de quilômetros
cúbicos de água.
Cerca de 97,2% do total de água do planeta está estocado nos oceanos; 2,15% nas
geleiras e capas de gelo; 0,62% como água subterrânea e 0,03% como rios, lagos, solo e
atmosfera.
A água não permanece por muito tempo em cada um destes reservatórios, ela está
constantemente se movimentando nos oceanos, na atmosfera, na Terra sólida e na biosfera.
O Ciclo Hidrológico é a contínua movimentação da água dos oceanos para a
atmosfera, da atmosfera para a terra e da terra de volta para o mar.
O Ciclo Hidrológico é um gigantesco sistema global alimentado pela energia do
sol que, através da atmosfera, provem uma ligação vital entre os oceanos e os continentes:
A água evapora para a atmosfera a partir dos oceanos e uma pequena parte a
partir do continente (rios e lagos);
O vento transporta esse “vapor d’água” por longas distâncias e estes se
condensam em nuvens que se precipitam como chuva;
Parte desta chuva cai sobre os oceanos, completando o ciclo de retorno;
A chuva que cai no continente pode seguir vários caminhos:
Parte da água infiltra-se, movimentando-se por canais subterrâneos,
alimentando lagos, rios ou indo diretamente para os oceanos;
Quando a água se precipita em quantidades acima da capacidade de
absorção do solo, parte desta água escoa superficialmente. O balanço
entre a infiltração e o escoamento superficial depende de diversos fatores,
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Geologia Geral e do
Brasil
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como a permeabilidade do solo, o relevo e a presença de vegetação. Quando
maior a permeabilidade do solo, mais plano o relevo e com a presença de
uma cobertura vegetal, maior será a taxa de infiltração; quanto menor a
permeabilidade do solo, mais íngreme o relevo e com vegetação ausente,
maior será o escoamento superficial;
Parte da água que se infiltra ou que escoa superficialmente é absorvida
pelas plantas e retorna para a atmosfera através da transpiração;
Quando a precipitação ocorre em regiões muito frias – regiões de altas
latitudes ou no topo de montanhas muito elevadas – a água pode, ao
invés de se infiltrar ou escoar superficialmente, congelar-se e incorporarse
às geleiras e às capas de gelo.
O ciclo hidrológico é balanceado. Como a quantidade de vapor d’água na atmosfera
permanece o mesmo, a média anual de precipitação deve ser igual à quantidade de água
evaporada. A precipitação excede a evaporação nos continentes e, inversamente, a
precipitação excede a evaporação nos oceanos e o sistema funciona de forma equilibrada.
Cerca de 320.000 km 3 de água são evaporados em cada ano a partir dos oceanos
e 60.000 km 3 a partir dos continentes (lagos e rios);
Deste total de 380.000 km 3 de água, cerca de 284.000 km 3 se precipitam de volta
para os oceanos e os 96.000 km 3 de água restantes se precipitam nos continentes;
Destes 96.000 km 3 de água que caem nos continentes, 60.000 km 3 evaporam e 36.000
km 3 percorrem pelos continentes, erodindo-os no seu caminho de volta aos oceanos.
Agentes Erosivos Naturais
A erosão é o processo pelo qual as partículas, em geral resultantes da ação do
intemperismo, são incorporadas e transportadas através de agentes como a água, o vento
ou o gelo.
Existem quatro tipos principais de erosão, classificados de acordo com o tipo de
agente atuante: erosão fluvial, erosão eólica, erosão glacial e erosão marinha.
Erosão Fluvial
A energia potencial dos rios pode ser usada para erodir as rochas e as transportar. A
maior parte da erosão, quando o canal é composto por rocha dura, ocorre pela ação abrasiva
da água carregando sedimentos. Se o canal for composto por material inconsolidado, apenas
o impacto da água é capaz de promover a erosão.
Um rio transporta a sua carga de sedimentos de três formas:
Sedimentos grossos: carga de fundo, transporte por saltação e arraste;
Sedimentos finos: carga de suspensão, transporte por suspensão;
Sedimentos dissolvidos pela decomposição química: carga dissolvida
transporte em solução.
Os rios variam na sua habilidade de transportar sedimentos. Essa habilidade é
determinada por dois critérios: competência e capacidade

A competência do rio é medida pelo tamanho máximo das partículas que ele é
capaz de transportar e é determinada pela velocidade do rio.
A capacidade do rio é o máximo de peso que ele pode carregar e está relacionada
com a descarga do rio.
Principais feições erosivas pela ação fluvial
Sulcos e ravinas: são formados pela ação erosiva do escoamento superficial
concentrado em linhas;
Voçorocas: são formadas quando o nível freático erode a base das vertentes; a
erosão solapa a base das paredes, carregando o material em profundidade e formando
vazios no interior do solo; o colapso destes vazios desestabiliza as vertentes e provoca o
recuo das paredes das voçorocas.
Erosão Eólica
Erosão Fluvial
Quando comparada com a ação fluvial e a glacial, a ação erosiva dos ventos é
relativamente menos importante.
Na maioria das vezes, em um ambiente desértico, a erosão é causada principalmente
pelas chuvas curtas, mas de grande intensidade.
A erosão pelo vento se dá predominantemente em terras áridas e sem vegetação.
Os principais processos de erosão eólica são a deflação e a abrasão.
Deflação: é a retirada de partículas pela ação do vento.
A remoção dessas partículas (argila, silte ou areia) pode gerar pavimentos
desérticos e blowouts.
Os blowouts são “buracos” ou zonas rebaixadas geradas pela remoção da areia.
Eles são muito comuns em regiões de dunas.
Nos pavimentos desérticos a superfície é coberta por matacões e cascalhos devido
à gradual retirada do silte e da areia pela deflação.
Na deflação o material fino (argila e silte) é transportado em suspensão e a areia é
transportada por saltação.
Para uma mesmo velocidade do vento, quanto maior a partícula menor será o seu
deslocamento.
Se o nível topográfico é rebaixado até atingir a zona saturada, pode formar oásis.
39

Geologia Geral e do
Brasil
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Erosão Glacial
Abrasão: é o processo de desgaste e polimento de seixos, blocos
ou rochas gerado pelo impacto de partículas transportadas pelo vento.
Devido a esse processo os grãos tendem a apresentar um aspecto
fosco. A abrasão gera seixos chamados de ventifactos: seixos que
apresentam uma ou mais faces planas desenvolvidas pela ação da abrasão
eólica.
As geleiras são capazes de intensa erosão. Elas conseguem carregar imensos
blocos que nenhum outro agente erosivo conseguiria.
Atualmente, as geleiras têm limitada importância como agente erosivo, porém existem
muitas formas de relevo geradas no passado, mostrando a intensidade do seu trabalho
erosivo.
As geleiras erodem através de duas formas principais:
Remoção: quando uma geleira se movimenta sobre uma superfície rochosa,
blocos de rocha são incorporados no interior do gelo. A água derretida penetra nas fissuras
e juntas das rochas durante a passagem da geleira e quando essa congela ocorre a expansão
e o quebramento da rocha.
Abrasão: desgaste da rocha sobre a qual a geleira se desloca devido á ação do
gelo e dos fragmentos rochosos transportados na base do gelo que funcionam como uma
lixa. Estrias glaciais são geradas no leito rochoso quando o gelo no fundo da geleira contém
fragmentos protuberantes de rocha e indicam a direção de fluxo da geleira.
A razão de erosão depende:
Erosão Eólica
Razão do movimento glacial;
Espessura do gelo;
Forma, abundância e dureza dos fragmentos rochosos contidos no gelo da
base da geleira;
Da erodibilidade da superfície abaixo da geleira.
As principais formas erosivas pela ação glacial são os vales glaciais. As geleiras se
movem inicialmente dentro de um vale esculpido por um rio. Os vales em V são transformados
em vales em U, uma forma característica dos vales glaciais.
Ocorre também a erosão pela água de degelo formando canais subglaciais que
geram um sistema de escoamento com um padrão muito irregular, escavado quando a
geleira se movimenta em um substrato duro. Estes canais só são visíveis junto às margens
das geleiras, onde desembocam e descarregam um grande volume de água.

Erosão Marinha
As ondas adquirem sua energia a partir dos ventos que sopram nos oceanos, essa
energia é acumulada no seu percurso em águas profundas e depois é dissipada na zona
de surfe e na zona de arrebentação.
Nas praias que apresentam zona de surfe (várias linhas de quebra de onda, onde é
possível a prática de surfe), a onda tem oportunidade de dissipar a sua energia, chegando
na praia com alturas menores.
Nas praias onde a zona de surfe não existe, as ondas arrebentam diretamente na
praia, em geral com alturas significantes, causando grande impacto sobre a praia.
Quanto maior a altura das ondas, maior a sua energia e mais intenso será o processo
erosivo.
As ondas são também as principais responsáveis pelo transporte de sedimentos ao
longo da costa, através das correntes costeiras. Parte da energia dissipada pelas ondas
promove a geração de correntes costeiras.
Quando as ondas quebram, formando um ângulo com a linha de costa, são geradas
correntes longitudinais. Estas correntes são fluxos paralelos à costa entre a zona de
arrebentação e a linha de costa que transportam os sedimentos colocados em suspensão
pelas ondas ao longo da costa
Correntes longitudinais: são geradas quando as ondas quebram formando um
ângulo com a linha de costa, resultando em um fluxo paralelo à costa, entre a zona de
arrebentação e a linha de costa.
Correntes de retorno: são fluxos estreitos, transversais à costa, que atravessam
a zona de surfe em direção ao mar. Estas correntes são a principal causa de afogamentos,
Estas correntes transportam os sedimentos, distribuindo a areia ao longo das praias,
a depender das condições de onda e, conseqüentemente, de correntes que prevalecem
em cada praia. De acordo com essa distribuição de areia, algumas praias são mais largas
e outras são mais estreitas.
A praia, com sua faixa de areia, além da sua importância para diversos tipos de
organismos que ali vivem, funciona como uma “zona tampão”, protegendo o continente da
ação direta das ondas e das correntes.
Em muitas praias, a faixa de areia desaparece durante os períodos de maré alta e
as ondas erodem a zona costeira adjacente, podendo destruir planícies, terraços, campos
de duna, falésias e construções humanas.
41

Geologia Geral e do
Brasil
42
Intensificação do processo erosivo devido a um aumento do nível relativo
do mar
A extensão de costas erodidas e a taxa de erosão têm aumentado substancialmente
em todo o mundo. Desde 1955-60 a extensão de costas erodidas aumentou de 55% para
80%, sendo que 45% deste percentual apresenta uma taxa de erosão superior a 3,5 m/ano,
enquanto que, antes da década de 60, apenas 8 a 16% das costas sob erosão apresentavam
taxas de erosão superiores a 3,5 m/ano. Parte desta aceleração na erosão costeira pode
ser explicada pelo aumento relativo do nível do mar.
Com o aumento do nível relativo do mar, menos energia é retirada das ondas através
da fricção com o fundo, antes das ondas quebrarem, resultando em ondas com maiores
alturas ao longo da costa.
O Modelado Terrestre
Erosão Marinha
A interação contínua entre as forças internas e a dinâmica externa do planeta resulta
em um grande número de paisagens que compõem o modelado terrestre.
A análise das formas de relevo e dos processos atuantes no modelamento destas
formas fornece o conhecimento sobre os aspectos e a dinâmica da topografia atual
possibilitando o entendimento das formas erosivas e deposicionais.
A geomorfologia é a ciência que estuda o surgimento e a evolução das formas de
relevo.
A dinâmica interna do planeta é, em geral, responsável por levantamentos crustais,
gerando grandes cadeias de montanhas;
A dinâmica externa tenta nivelar a superfície, vencendo a resistência das rochas,
erodindo em alguns locais e depositando em outros.
Controle litológico e estrutural na definição do modelado terrestre
As formas de relevo refletem em grande parte o tipo de rocha e a sua estrutura.
Rochas sedimentares que foram depositadas em camadas planas e horizontais
podem gerar, a depender do processo erosivo, um relevo em forma de planaltos e platôs.
A contínua erosão destes platôs ou planaltos gera formas planas de menores dimensões
chamadas de mesa. Por sua vez, a erosão das formas em mesa gera pequenos morros
com topo plano mais resistente à erosão chamado de morro testemunho. Este nome se
deve ao fato destes morros atestarem a posição de antigos níveis topográficos que foram
rebaixados pela erosão. O Morro do Pai Inácio, na Chapada Diamantina, é considerado
um exemplo deste tipo de relevo.

Rochas sedimentares depositadas em superfícies inclinadas ou que sofreram uma
inclinação posterior, devido às forças tectônicas, mostram relevos inclinados em uma direção.
Estas formas de relevo mostram um lado formando uma escarpa e o lado contrário com
inclinação mais suave e são denominadas de cuesta. As cuestas são também formas
comuns de relevo na Chapada Diamantina, como, por exemplo, na região de Morro do
Chapéu.
Rochas intrusivas graníticas e grandes maciços rochosos, mais resistentes à erosão
do que as rochas ao seu redor, formam morros elevados isolados que podem ser chamados
de inserbergs, se o processo erosivo se deu sob clima árido ou semi-árido, ou pães-deaçúcar,
se o processo erosivo se deu sob clima úmido. Um exemplo desta forma de relevo
é o Pão-de-açúcar no Rio de Janeiro. No interior da Bahia, por exemplo, na região de
Milagres, é comum a ocorrência de insebergs. A região plana e baixa onde está inserido o
inselberg (como um morro isolado) é chamada de pediplano.
Inselberg
Morro do Pai Inácio
Rochas argilosas ou rochas cristalinas antigas (rochas do embasamento cristalino)
mostram pouca resistência à erosão. Os vales esculpidos pelas águas superficiais mostram
vertentes suaves e convexas e exibem formas de relevo em meias-laranjas ou mares de
morros.
43

Geologia Geral e do
Brasil
Rochas metamórficas resistentes, como os quartzitos, exibem relevos em serras
com os vales exibindo vertentes íngremes. Um exemplo são as serras da região de Jacobina.
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Influência climática na definição do modelado terrestre
O clima age diretamente na definição do modelado terrestre através de seus agentes
a temperatura, a força dos ventos, a pluviosidade – e indiretamente através da vegetação.
Desta forma, para cada zona climática é elaborado um tipo preferencial de relevo,
condicionada aos tipos litológicos existentes:
Zonas frias
Mares de morros - MG
Serras de Jacobina
As precipitações, em pequena quantidade, ficam retidas sob a forma de gelo;
A atividade biológica é muito reduzida;
Ocorre pouca lixiviação (retirada de íons pelo intemperismo químico);
Os solos são rasos e com evolução muito lenta;
A ausência do solo favorece a desagregação das rochas e a abrasão do relevo;
O intemperismo mecânico é intenso, através da ação do gelo/degelo e abrasão
das rochas pelo lençol de gelo;
A paisagem, quando não está coberta de neve, apresenta lençóis de fragmentos
rochosos sobre as vertentes expostas.
Zonas de latitudes médias (climas temperados)
As temperaturas são pouco elevadas, podendo ocorrer um período de queda de
neve;
A atividade biológica é reduzida no inverno;

A camada de húmus aumenta no inverno porque a velocidade de acumulação de
detritos vegetais (a vegetação perde as folhas) é maior que a velocidade de
consumo pelos microrganismos;
A lixiviação é moderada e incide principalmente sobre o ferro e o cálcio (ataque
das micas e plagioclásio cálcico nos granitos);
Os minerais de argila impermeabilizam o solo aumentando o escoamento
superficial;
A paisagem resultante apresentará encostas suaves, convexas no topo e côncava
na base, cobertas por alguns decímetros de solo.
Zonas áridas e subáridas
A evaporação excede a precipitação média;
As tempestades são violentas e rápidas;
Os solos (castanho ou avermelhados) são delgados ou ausentes;
A lixiviação é quase nula;
O intemperismo químico é muito reduzido e o intemperismo mecânico prevalece;
É comum a formação de inselbergs e pediplanos.
Zonas intertropicais
As temperaturas médias são elevadas e a umidade é abundante, permitindo o
escoamento superficial;
Apresentam vegetação exuberante;
Ocorre lixiviação intensa, os minerais são atacados e mobilizados;
A decomposição do húmus é rápida;
As argilas e os óxidos de ferro são os principais produtos de alteração;
Podem ser formadas carapaças lateríticas (alumínio) e carapaças ferruginosas;
O calor e a umidade favorecem os processos químicos e a decomposição é
geralmente mais rápida do que o transporte nas vertentes;
Os solos são profundos e bem drenados;
Os vales são planos devido à chegada de detritos ser superior a capacidade de
transporte dos rios (o perfil fluvial tem em geral baixa declividade);
As formas de relevo mais comuns, em terrenos graníticos e gnáissicos, são as
meias-laranjas com vertentes convexas.
Zonas tropicais com estação seca definida
A umidade é menor e a vegetação é menos abundante que nas zonas intertropicais;
As temperaturas são elevadas e a amplitude térmica é grande;
Alterna períodos chuvosos e de seca acentuada;
É comum a existência de couraças ferruginosas revestindo imensas planícies e
planaltos de erosão;
Na estação das chuvas, os solos rasos das zonas planas ficam encharcados devido
à cobertura de material fino; na estação seca, o solo resseca e o lençol freático se
aprofunda;
A lixiviação é intensa nos períodos de chuva;
As primeiras chuvas têm ação erosiva grande porque encontra o solo seco e sem
vegetação;
As formas de relevo incluem inselbergs e pediplanos, devido aos processos de
erosão nos períodos de seca.
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Geologia Geral e do
Brasil
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Atividade Complementar
1.Explique e dê exemplos de como o tipo de rocha e o clima podem influenciar o
modelado terrestre.
2.Como o aumento do nível do mar pode causar uma maior incidência de eventos
erosivos ao longo das regiões costeiras?
3.Explique de que forma os rios podem transportar a sua carga de sedimentos.
ESTUDOS E APLICAÇÕES DA GEOLOGIA
Exploração de Recursos Minerais e Energéticos
Os recursos naturais são normalmente classificados em energéticos e minerais e
incluem os combustíveis e uma grande variedade de metais e não-metais.
A disponibilidade dos recursos naturais depende da sua concentração, da tecnologia
disponível para extrair e beneficiar estes recursos e de fatores econômicos como suprimento
e demanda.
Reservas são quantidades de recursos naturais disponíveis, e que podem ser
explorados economicamente com as tecnologias disponíveis. Recursos são depósitos
conhecidos, mas que não são atualmente exploráveis devido a fatores tecnológicos,
econômicos ou políticas.

Minérios são depósitos minerais que podem ser economicamente explorados.
São chamados de recursos naturais renováveis aqueles que podem ser repostos
em um curto espaço de tempo, como as árvores, ou que podem ser consumidos sem que
eles terminem, como a energia solar. Já os recursos naturais não-renováveis são aqueles
que, uma vez consumidos, a natureza levaria um tempo muito grande (milhões de anos)
para repô-los, como os combustíveis fósseis.
Recursos Naturais Energéticos
A maior parte da energia utilizada nas sociedades atuais provém de substâncias
gasosas, líquidas e semi-sólidas conhecidas como petróleo.
Esses combustíveis fósseis são compostos de hidrocarbonetos, moléculas orgânicas
complexas formadas de hidrogênio e de carbono.
O petróleo é tipicamente formado em bacias oceânicas onde existia um abundante
aporte de nutrientes e grande quantidade de organismos
microscópicos que foram confinados junto com antigos
sedimentos.
As rochas fontes do petróleo são, em geral, lamitos
marinhos. Uma vez formado, o petróleo migra para as rochas
reservatórios, comumente arenitos, que são rochas
permeáveis onde ele fica armazenado.
O carvão é o mais abundante combustível fóssil. É
uma rocha sedimentar orgânica formada a partir de restos
de plantas. O carvão é formado quando a vegetação não se
decompõe devido à existência de um ambiente pobre em
oxigênio e estes restos orgânicos são acumulados entre as
camadas de sedimentos. Com o aumento da temperatura e
pressão este material é transformado em carvão.
Recursos naturais minerais
Recursos naturais minerais metálicos
Um outro importante grupo de recursos naturais é o grupo dos minerais
metálicos, como ferro, cobre, alumínio, estanho, urânio, ouro e prata.
Os metais têm sido usados pelo ser humano há centenas de anos,
inicialmente em seu estado nativo e depois combinado a outros metais para formar
as ligas metálicas.
Para os metais apresentarem uma concentração economicamente
importante são necessários alguns processos geológicos. Os metais podem,
por exemplo, se precipitar a partir de líquidos derivados do magma, formando os
chamados depósitos hidrotermais. Outros podem ser concentrados por
processos de intemperismo e sedimentação, formando os depósitos de placers.
Recursos naturais minerais não-metálicos
Os depósitos minerais não metálicos incluem uma grande diversidade de
depósitos. Alguns são, por exemplo, usados:
na construção civil: como os carbonatos na fabricação de cimentos;
as areias e cascalhos; os minerais de argila; pedras ornamentais
como os granitos e mármores, etc.
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Geologia Geral e do
Brasil
Principais comportimentos geológicos do Brasil
Para entender os compartimentos geológicos que compõem o substrato brasileiro é
preciso conhecer os conceitos de cráton, plataforma e faixas móveis.
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como fertilizantes na agricultura: nitratos, fosfatos, carbonatos;
gemas ou pedras preciosas: como o diamante, a água- marinha, o
topázio, a esmeralda, etc.
na indústria: enxofre, evaporitos, nitratos, quartzo, asbestos
(anfibólio), etc.
Cráton é uma parte da litosfera continental que tem se mantido estável, ou seja,
sem atividade tectônica, por muito tempo. Grande parte de um cráton é constituída
por terrenos granito-gnaisse. São terrenos, em geral, compostos por gnaisses
fortemente bandados.
Plataforma é uma unidade constituída por alguns núcleos de crátons rodeados
por orógenos ou faixas móveis.
Faixas móveis (orógenos) são zonas resultantes da interação entre placas
litosféricas num tempo passado e que bordejam os núcleos cratônicos (crátons)
preexistentes.
O continente sul-americano está dividido em três unidades: a Plataforma Sulamericana,
Plataforma Patagônica e Faixa de Dobramento dos Andes.
O território brasileiro está totalmente inserido na Plataforma Sul-Americana está dividido
em sete compartimentos geológicos ou províncias estruturais que apresentam
características geológicas diferentes:

Escudo das Guianas-Meridional: representa a parte meridional do Escudo das
Guianas, que constitui parte do Cráton Amazônico. Este escudo ocupa parte da região
norte do Brasil e é formado por rochas muito antigas (arqueanas) separadas por faixas
móveis.
Província Xingu ou Tapajós: está localizada na porção central e noroeste do Brasil
e subdivide-se em três sub-províncias: Carajás, Xingu e Madeira. Esta província é constituída
por gnaisses, migmatitos, anfibolitos, gabros, granulitos, granitos, dentre outros.
Província São Francisco: engloba o Cráton de São Francisco e diversas faixas
móveis que o rodeia. Geograficamente esta província engloba grande parte da Bahia e
uma parte de Minas Gerais.
Província Borborema é constituída pelos complexos granito-gnaissico-migmatíticos
de Pernambuco e Alagoas, rodeados por faixas de dobramentos.
Faixa Paraguai-Araguaia corresponde à região central do Brasil, a leste da Província
de Xingu. Esta faixa está coberta por sedimentos recentes em vários locais, surgindo, por
exemplo, na região do Pantanal, com filitos, xistos, conglomerados e mármores.
Província Mantiqueira está representada pela Faixa Atlântica, uma faixa de
dobramentos que vai do sul da Bahia até o Rio Grande do Sul, margeando as bacias
costeiras.
Bacias Fanerozóicas correspondem às bacias sedimentares resultantes da
estabilização da Plataforma Sul-americana. As principais bacias são a Bacia do Paraná, a
Bacia do Amazonas e a Bacia Parnaíba, ocupando grandes áreas do território brasileiro.
Interpretação Geológica a Partir de Padrões de Drenagem
e Formas de Relevo
Muitas vezes, na geologia, são necessários estudos preliminares que forneçam
indicativos dos prováveis tipos e estruturas das rochas antes de serem feitos os trabalhos
de verificação de campo. Além disso, são poucos os locais onde as rochas se mostram na
superfície (afloramento rochoso) sem uma cobertura de solo ou de vegetação. Por isso, são
necessários estudos com base em mapas topográficos (que mostram as curvas de nível e
o traçado da drenagem) ou de fotografias aéreas (onde pode ser traçado o mapa de
drenagem) para obter informações, por exemplo, sobre a maior ou menor permeabilidade
das rochas, sua resistência, existência de estruturas inclinadas, existência de planos de
falhas e fraturas, existências de morros ou domos de rochas intrusivas, etc.
Padrões de drenagem são formas de traçado que os segmentos de drenagem
apresentam em função de características físicas do terreno, especialmente do tipo de rocha
e da forma de relevo.
Os quatro tipos principais tipos de padrões de drenagem são o dendrítico, o paralelo,
o treliça e o radial.
Dendrítico: apresenta ramificações irregulares em todas as direções, como
galhos de árvores, não indicando qualquer controle geológico-estrutural.
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Geologia Geral e do
Brasil
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Representa terrenos relativamente homogêneos.
Pode indicar a presença de rochas sedimentares depositados em
camadas horizontais ou rochas arqueanas (embasamento cristalino) com
relevo em “meias-laranjas” ou “mares de morros”, pois são indica variação
lateral de composição. Em geral, esse padrão também está associado a
rochas impermeáveis ou semi-permeáveis com rede de drenagem superficial
abundante. A partir destas características, a verificação deste padrão de
drenagem nos mapas ou em fotografias aéreas pode indicar a presença de
rochas como os lamitos (argilitos, siltitos, folhelhos) ou ganisses e migmatitos do
embasamento arqueano, sem importantes sistemas de falhas ou fraturas.
Paralelo: apresenta um paralelismo de suas drenagens, indicando uma inclinação
do terreno. Geralmente está associado a terrenos com uma direção preferencial de caimento
do relevo, que indica a estrutura inclinada das rochas. Pode indicar a presença de rochas
sedimentares estruturados sob a forma de cuestas. É comum este tipo de padrão em rochas
sedimentares como os arenitos, em regiões onde forças tectônicas causaram uma inclinação
nestas rochas fazendo com que a drenagem migre para uma direção preferencial.
Treliça: constitui um padrão caracterizado por drenagens controladas pela
estrutura geológica, com um rio principal bem marcado e cujos tributários estão dispostos
em ângulo reto.
A presença deste padrão denota forte controle estrutural, ou seja, indica a presença
de falhas e fraturas ortogonais entre si.
Ocorre em geral em rochas coesas, com falhamentos bem marcados, como quartzitos,
arenitos resistentes, rochas do embasamento com importante sistema de falhas e fraturas.
Radial: caracteriza-se pela geometria radial. As linhas de drenagem divergem
em todas as direções a partir de uma parte central mais elevada.
Está geralmente associada a rochas ígneas, como os morros de rochas graníticas
isolados na paisagem mais plana (inselberg) ou crateras vulcânicas.
O Estudo da Geologia no Ensino Fundamental e Médio
A ensino da Geologia nas últimas séries do Ensino Fundamental e no Ensino Médio,
incorporado dentro do ensino da Geografia Física deve tratar, respeitando o grau de
complexidade adequado a cada série, dos seguintes aspectos fundamentais:
A origem e a formação da Terra;
As forças internas do planeta geradoras de terremotos e criadoras de cadeias
de montanhas;
A teoria da Tectônica de Placas e o movimento das placas litosféricas;
Os principais tipos de rocha e as suas principais características que imprimem
um controle nas paisagens, ditando as possíveis formas de relevo de uma região;
Processos de alteração superficial das rochas, onde o balanço entre o tipo de
rocha e as condições climáticas locais vão determinar o tipo e a intensidade do
intemperismo e da erosão, resultando no modelado terrestre;

Os principais minerais, suas propriedades e utilização pela sociedade atual;
A formação e exploração de combustíveis fósseis como o petróleo, o gás natural
e o carvão, discutindo os problemas ambientais decorrentes da exploração e
utilização destes recursos;
A origem e a exploração de minérios como ouro, cobre, prata, ferro, nível, zinco,
urânio, etc. Seus usos e aplicações. Fazer sempre uma discussão sobre os
problemas ambientais decorrentes da exploração destes recursos versus os
benefícios que a sua utilização trazem para a sociedade atual.
Atividade Complementar
Explique a diferença entre “reserva” e “recursos”.
Cite e dê exemplos de usos de recursos naturais energéticos e de recursos naturais
minerais (metálicos e não-metálicos).
Monte tópicos de debate para serem aplicados em classe sobre o tema “exploração
dos recursos naturais: problemas e benefícios”.
Atividade Orientada
Queridos alunos,
Acreditamos que a avaliação é mais uma oportunidade de aprendizagem e,
aproveitando mais um momento de descobertas, tentaremos fazer com que o nosso
processo avaliativo seja criativo e desperte em cada aluno a vontade de vencer as dificuldades
e superar-se.
Desta forma, esperamos que esta atividade, apesar de obrigatória e de caráter
avaliativo, seja desenvolvida com prazer no ambiente de tutoria e sirva para consolidar o
conhecimento apreendido na disciplina.
Orientações Orientações Para Para Atividade
Atividade
Etapa 1
O mapa topográfico esquemático, em anexo (mapa 1), apresenta curvas de nível
com intervalo de 100m. Estas curvas representam cotas ou altitudes do terreno que variam
de 200 a 800m.
51

Geologia Geral e do
Brasil
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Material necessário para a atividade:
Isopor, preferencialmente com espessura de cerca de 0,5cm
Tesoura
Cola
Construção da maquete:
Desenhar cada nível topográfico no isopor. Notar que a espessura do
isopor vai representar níveis de 100m no relevo;
Recortar cada curva de nível e colar uma sobre a outra, compondo o relevo da área.
O primeiro nível ou nível de base deverá ser um retângulo do tamanho do mapa;
Para arredondar melhor as formas, depois de montada, a maquete deve ser moldada
com gesso ou massa acrílica (massa de parede).
Etapa 2
O mapa geológico esquemático em anexo (mapa 2) apresenta camadas litológicas
horizontais. Estas camadas de rochas estão sobrepostas numa seqüência normal onde as
camadas mais novas então sobrepostas às mais antigas. Desta forma, primeiro foi
depositada a camada de lamitos, em seguida os carbonatos, depois os arenitos finos e,
por último, os arenitos grossos. Esta seqüência indica que as condições ambientais da
bacia de deposição destes sedimentos eram compatíveis com águas calmas, onde foram
depositados os lamitos e os carbonatos, depois as condições ambientais se tornaram mais
efetivas, capazes de transportar e depositar grãos maiores, com tamanho de areia fina e
areia grossa. Posteriormente ocorreu a transformação destes sedimentos em rochas
(litificação) e a exposição destes na superfície. A partir daí, os agentes exógenos de
intemperismo e erosão modelaram o relevo, esculpindo estas rochas de acordo com a
maior ou menor resistência oferecida por elas e fazendo com que as camadas mais antigas
(que estão nas regiões mais baixas) apareçam na superfície. O modelado do relevo é
apresentado pelas curvas de nível (as mesmas do mapa 1). É importante notar que a curva
de 500m coincide com o contato entre os carbonatos e os arenitos finos.
Material necessário para a atividade:
Tinta guache
Pincel
Lápis
Maquete topográfica construída na etapa 1
Atividade 1:
Utilizar a maquete do relevo feita na Etapa 1 e transpor para ela as camadas
geológicas (lamitos, carbonatos, arenitos finos e arenitos grossos);
Pintar cada camada de uma cor diferente (pode usar tinta guache) ou usar a
legenda de símbolos apresentada no mapa, no caso de pintar colorido (a maquete
fica mais bonita!) deve-se fazer uma correspondência entre a legenda do mapa e
as cores escolhidas;

Observar que cada camada acompanha um intervalo de nível (lamitos abaixo de
350m, carbonatos entre 350 e 500m; arenitos finos entre 500 e 650m e arenitos
grossos acima de 650m);
Lembrar sempre que as camadas estão dispostas horizontalmente, ou seja, não
ocorreu nenhum evento tectônico posterior à sua deposição que pudesse mudálas
da sua posição original de deposição.
Atividade 2:
Reflita e discuta sobre a origem e o processo de formação destas camadas
geológicas.
Atividade 3:
Monte um plano de aula para esta atividade.
Etapa 3
Com base nos conhecimentos adquiridos no decorrer desta disciplina, responda ás
seguintes questões:
1. Explique a teoria da Tectônica de Placas.
2. De que maneira os processos endógenos, referentes à dinâmica interna do
planeta, interferem no modelado das paisagens terrestres?
3. Explique, com suas palavras, o ciclo das rochas.
4. Como se dá a atuação dos agentes intempéricos na desagregação e alteração
das rochas?
De que maneira o clima interfere nos processos de intemperismo e erosão?
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Geologia Geral e do
Brasil
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ANEXOS
MAPA 1

MAPA 2
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Geologia Geral e do
Brasil
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Glossário
Glossário
Cavernas: são condutos subterrâneos de acesso ao homem,
gerados pela dissolução de rochas solúveis, como os carbonatos.
Cimentação: é o processo diagenético através do qual os grãos são “colados”
por materiais originariamente dissolvidos durante o intemperismo químico ocorrido
anteriormente nas rochas.
Compactação: é um processo diagenético através do qual o volume dos
sedimentos é reduzido através da aplicação de uma determinada pressão gerada pelo
próprio peso dos sedimentos
Diagênese: mudanças na natureza química e física dos sedimentos causadas
pela combinação entre o calor, a pressão decorrente do peso dos sedimentos e os íons
transportados pela água de superfície.
Erosão: é o processo pelo qual as partículas, em geral resultantes da ação do
intemperismo, são incorporadas e transportadas através de agentes como a água, o vento
ou o gelo.
Espeleotemas: são depósitos de precipitação carbonática, que compõem as
formas de acumulação mais comuns no interior de cavernas.
Falhas: são fraturas na crosta terrestre com deslocamento relativo, perceptível
entre os lados contíguos e ao longo do plano de falha.
Foliação: alinhamento mineral em camadas ou bandas, causado na rocha pela
ocorrência de uma pressão dirigida em uma direção preferencial.
Geomorfologia: é a ciência que estuda o surgimento e a evolução das formas
de relevo.
Intemperismo: é o processo através do qual a rocha se desintegra e se decompõe
em superfície.
Inselbergs: são morros elevados de composição granítica, isolados devido à
erosão das rochas ao seu redor em condições de clima árido ou semi-árido.
Metamorfismo: é o processo através do qual as condições do interior da Terra
alteram a composição mineral e estrutura das rochas sem fundi-las.
Minérios: são depósitos minerais que podem ser economicamente explorados.
Morro testemunho: morro isolado com topo plano mais resistente à erosão,
formado por rochas sedimentares com estrutura horizontal ou semi-horizontal, que indica
um antigo nível topográfico das rochas da região.

Pavimentos desérticos: superfícies planas coberta por matacões e cascalhos
devido à gradual retirada do silte e da areia pela deflação eólica em ambientes desérticos.
Pediplano: região plana resultante de processos de pediplanação (erosão sob
condições climáticas áridas) onde está inserido o inselberg (como um morro isolado).
Recursos: são depósitos conhecidos, mas que não são atualmente exploráveis
devido a fatores tecnológicos, econômicos ou políticas.
Reservas: são quantidades de recursos naturais disponíveis e que podem ser
explorados economicamente com as tecnologias disponíveis.
Zona de surfe: zona hidrodinâmica costeira onde as ondas começam a sentir o
fundo marinho e a quebrar em várias linhas de arrebentação.
Zona de arrebentação: zona de quebra das ondas quando a onda inclina sobre
si mesma devido à pequena profundidade da lâmina d’água.
CHERNICOFF, S.; VENKATAKRISHNAN, R. Geology. New York: Worth Publishers,
1995.
CUNHA, S. B.; GUERRA, A. J. T. Geomorfologia do Brasil. Rio de Janeiro: Bertrand
Brasil, 2001.
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Referências
Referências
Bibliográficas
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Democratizando a Educação.
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