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PREPARAO PARA O EXAME DE BIOLOGIA E GEOLOGIA
GEOLOGIA - 10 ANO
A TERRA E OS SEUS SUBSISTEMAS EM INTERACO
Sistema isolado - No h possibilidade de troca de matria nem de energia atravs das suas
fronteiras.
Sistema fechado Ocorrem intercmbios energticos atravs dos seus limites, mas no h
permuta de matria.
Sistema aberto Ocorre intercmbio de energia e de matria atravs das respectivas
fronteiras.
A Terra considerada um sistema fechado, no entanto, no o verdadeiramente.
Os subsistemas hidrosfera, atmosfera, geosfera e biosfera podem ser considerados enormes
reservatrios de matria e energia.
TERRA
Possui duas fontes de energia:
Externa Interna
Energia proveniente de sol:
- Activa o movimento
atmosfrico;
- Impulsiona o ciclo da gua;
- Mantm a temperatura
necessria vida na Terra;
- utilizada pelos seres vivos.
- Desintegrao de elementos
radioactivos;
- Calor remanescente da origem
da Terra;
- Energia trmica da Terra.
ATMOSFERA
GEOSFERA
BIOSFERA
HIDROSFERA
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GEOSFERA representada pela parte slida da Terra, quer superficial, quer profunda da
Terra. A geosfera fornece muitos dos materiais necessrios manuteno da vida terrestre.
Ex: Rochas e solos.
HIDROSFERA constituda pelos reservatrios de gua que existem na terra. Ex: Oceanos,
lagos, rios
ATMOSFERA formada pela camada gasosa que envolve os outros subsistemas, podendo
penetrar nestes.
BIOSFERA Conjuntos de seres vivos que povoam a Terra.
1. AS ROCHAS, ARQUIVOS QUE RELATAM A HISTRIA DA TERRA
ROCHAS SEDIMENTARES Formadas pela deposio de materiais provenientes de outras
rochas preexistentes ou de materiais originados pela actividade dos seres vivos.
ROCHAS MAGMTICAS Resultam da consolidao de mamas em profundidade ou
superfcie.
ROCHAS METAMRFICAS Originam-se a partir de rochas preexistentes, quando
experimentam alteraes mineralgicas e estruturais, devido essencialmente, a presses e
temperaturas elevadas.
Rochas
magmticas
Solidificao
Metamorfismo
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A TERRA UM PLANETA EM MUDANA
PRINCIPIOS BSICOS DO RACIOCINIO GEOLGICO
CATASTROFISMO Foi o principio mais aceite ate meados dos sculo XVIII e o seu principal
defensor foi Cuvier. Segundo a teoria do catastrofismo, as grandes alteraes ocorridas superfcie da terra foram provocadas por catstrofes, como por exemplo, grandes inundaes.
UNIFORMITARISMO No sculo XVIII, Hutton, afirmou que os aspectos geolgicos podem ser
explicados luz de processos ocorrentes na actualidade. Ele reconheceu que as montanhas
no so permanentes, mas que foram esculpidas nas suas formas actuais e desgastadas por
agentes erosivos lentos que ainda actuam na actualidade. O tempo requerido para este
processo seria muito longo.
O uniformitarismo, embora no seja uma oposio total ao catastrofismo, pressupe trs
princpios orientadores originais:
As leis naturais so constantes no espao e no tempo; Deve explicar-se o passado a partir do que se observa hoje, isso , as causas que
provocaram determinados fenmenos no passado so idnticas s que provocam o
mesmo tipo de fenmeno actualmente princpio do actualismo ou princpio das
causas actuais;
A maior parte das mudanas so lentas e graduais.NEOCATASTROFISMO (Explicao mais aceite para explicar a extino dos dinossauros) Esta
nova teoria reconhece o uniformitarismo como guia principal que permite entender os
processos gerais terrestres, mas no exclui que fenmenos catastrficos ocasionais tenhamcontribudo para eventuais alteraes da superfcie terrestre.
MOBILISMO GEOLGICO
O dinamismo terrestre no se manifesta apenas atravs de mudanas nos seres vivos, mas
tambm na prpria actividade do planeta. Os vulces e os sismos so provas dessa actividade.
TEORIA DA MOBILIDADE CONTINENTAL SEGUNDO WEGENER
Wegener admitiu a hiptese de que os continentes estiveram unidos, h cerca de 225 M.a.,
num supercontinente, a Pangeia, rodeado por um s oceano chamado Pantalassa. Essesupercontinente ter-se-ia fragmentado em dois continentes: um a norte, chamado Laurssia, e
outro a sul, a Gonduana. Diferentes dados apoiam a hiptese de existncia de Gonduana,
formada por continentes que hoje se encontram separados:
O traado complementar das zonas costeiras de continentes hoje separados, como,por exemplo, a frica e a Amrica do Sul;
A identidade de camadas rochosas com a mesma idade em certas regies de vrioscontinentes actualmente distantes;
Os testemunhos fsseis de Glossopteris, que aparece fossilizado exclusivamente emfrica, na Amrica do Sul, na ndia, na Austrlia e na Antrctida.
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Inicialmente a ndia estava colada frica mas desprendeu-se h cerca de 70milhes de anos. Mais tarde chocou com a sia, e enrugou os contornos que chocaram
formando assim a cordilheira dos Himalaias.
As montanhas e as cordilheiras mais recentes so formaes orognicas, poisformaram-se devido a embates com outros continentes. Estas montanhas acabaro
por ser mais tarde completamente erodidas.
H 60 milhes de anos a Amrica do Norte e a Amrica do Sul estavam separadas e sse ligaram h cerca de 2 milhes de anos.
AS PLACAS TECTNICAS E OS SEUS MOVIMENTOS
No manto existe, a partir da profundidade mdia de 100 km, uma camada slida, mas plstica
chamada astenosfera. A zona slida e rgida, externa relativamente astenosfera, designa-se
por litosfera. A litosfera constituda por crosta ocenica, por crosta continental e pela parte
mais externa do manto.
Considera-se a litosfera dividida em pores chamadas placas litosfricas, cuja espessura de
cerca de 100 km.
LIMITES DIVERGENTES situam-se nas dorsais ocenicas e so zonas onde gerada crostaocenica. As dorsais ocenicas so extensas cadeias de montanhas geralmente com um vale
central RIFTE com paredes em degrau e cortadas por falhas transversais.
LIMITES CONVERGENTES localizam-se nas zonas de fossa onde se verifica destruio da placa
litosfrica que mergulha. Por esta razo tambm chamada zona de subduco.
LIMITES CONSERVATIVOS localizam-se em determinadas falhas, chamadas falhas
transformantes. Estas falhas cortam transversalmente as dorsais ocenicas e ao longo delas
no se verifica destruio nem alastramento, mas apenas o deslizamento de uma placa em
relao outra.
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FORMAO DO SISTEMA SOLAR
TEORIA NEBULAR REFORMULADA
Segundo esta teoria no enorme espao que separa as diferentes estrelas da nossa galxia havianbula formada por gases e uma poeira muito difusa que teria sido o ponto de partida para a
gnese do sistema solar.
1. A nbula ter-se-ia contrado graas existncia de foras de atraco gravtica entre asdiferentes partculas que a constituam;
2. A contraco da nbula proto-solar provocaria o aumento da sua velocidade derotao;
3. Lentamente a nbula teria comeado a arrefecer e a adquirir a forma de um discomuito achatado, em torno de uma massa de gs densa e luminosa em posio central,
que seria o proto-sol;4. Durante o arrefecimento do disco nebular, verificar-se-ia a condensao dos materiais
da nbula em gros slidos, mas no de modo uniforme. As regies situadas na
periferia, em contacto com o espao intersideral eram mais rapidamente arrefecidas
do que as prximas da estrela em formao, o proto-sol. Ora, a cada temperatura
corresponde a condensao de um tipo de material com determinada composio
qumica, o que leva a uma zona mineralgica de acordo com a distncia ao sol;
5. No referido disco, a fora da gravidade provocaria a aglutinao de poeirasconstitudas por diferentes minerais, que formariam pequenos corpos chamados
planetesimais. Os maiores desses corpos atrairiam os mais pequenos, verificando-se a
coliso e o aumento progressivo das dimenses, o que levou formao de
planetesimais com alguns quilmetros.
6. Todo este processo, denominado acreo, desencadeou um bombardeamento cadavez maior, formando-se corpos chamados protoplanetas.
7. Finalmente os protoplanetas, por acreo, de novos materiais, teriam dado lugar aosplanetas.
A teoria nebular reformulada corroborada por:
Uma idade idntica para todos os corpos do sistema solar;
VIA LCTEA
9 PLANETAS
SISTEMA SOLAR
SATLITES ASTERIDES E COMETAS
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Regularidade das rbitas planetrias que so rbitas elipsides, quase circulares: Todas as rbitas so quase complanares, formando um disco, com
algumas excepes, como a rbita de Pluto;
Os movimentos dos planetas nas suas rbitas so todos no mesmosentido;
Todos os planetas tm movimento de rotao no mesmo sentido exceptoVnus e rano);
A densidade dos planetas mais prximos do sol superior dos planetasmais afastados, o que esta de acordo com a posio em que se formaram
na nbula em rotao.
PLANETAS, ASTEROIDES E COMETAS
PLANETAS
PLANETAS PRINCIPAIS descrevem as suas rbitas em torno do sol;
PLANETAS SECUNDRIOS ou SATLITES descrevem translaes em torno do planeta
principal.
PKANETAS TELRICOS Mercrio, Vnus, Terra, Marte.
Caractersticas:
So essencialmente constitudos por materiais slidos;
Apresentam-se estruturados em camadas; Parece terem um ncleo metlico;
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A densidade elevada; Tm um dimetro inferior ou sensivelmente prximo do da Terra; Foram modificados por impactos que geraram crateras; As atmosferas, quando existentes, so geralmente pouco extensas relativamente s
dimenses dos respectivos planetas;
Os movimentos de rotao que descrevem so lentos; Possuem poucos satlites, e, em alguns casos no possuem mesmo nenhuns;
PLANETAS GIGANTES (OU GASOSOS) Jpiter, Saturno, rano, Neptuno
Caractersticas:
Possuem dimetros bastantes superiores aos dos planetas telricos; Tm baixa densidade; So essencialmente formados por gases;
Possuem um pequeno ncleo; Movem-se com maior velocidade; Tm, na generalidade, inmeros satlites.
ASTERIDES corpos rochosos de forma irregular que se deslocam geralmente entre as
rbitas de Marte e Jpiter.
COMETAS corpos muito primitivos do sistema solar, rochosos, com rbitas muito excntricas
relativamente ao sol. So constitudas por NCLEO, CABELEIRA e CAUDA.
O ncleo dos cometas formado por rochas e envolvido por gua e gases congelados. Quando
os cometas se aproximam do sol, geralmente, ao intersectarem a rbita de Jpiter, aquecem e
dilatam, libertando gases contidos nas cavidades do material rochoso constituinte do ncleo.
Esses gases exercem presso e provocam a fragmentao desse material. As partculas slidas
so desprendidas e os gases libertados ficam retidos em torno do cometa, constituindo a
cabeleira do cometa.
METEOROIDES corpos de dimenses variveis, provenientes do espao, que se tornam
incandescentes ao atravessar a atmosfera. O rasto luminoso deixado por eles ao atravessar a
atmosfera chama-se meteoro. Quando uma parte do meteorides consegue atingir asuperfcie, tem o nome de meteorito.
TIPOS DE METEORITOS:
SIDERITOS (metlicos) so constitudos essencialmente por ferro e nquel.
AERLITOS (rochosos) so constitudos por materiais rochosos;
SIDERLITOS (mistura de metlicos e rochosos) so constitudos por silicatos, ferro e nquel.
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A TERRA ACREO E DIFERENCIAO
No inicio da sua formao a Terra teria, provavelmente, uma estrutura homognea, com uma
distribuio regular do ferro, dos silicatos e da gua.
Durante a acreo a Terra poderia ter comeado a aquecer ao efeito de trs fontes calorficasdiferentes:
Impacto dos planetesimais a energia cintica era convertida em calor aquando doimpacto dos planetesimais. Grande parte desse calor irradiava para o espao mas uma
parcela importante fica retida no planeta.
Se a acreo se processasse a um ritmo elevado, a zona aquecida pelo impacto seria
coberta por um novo material, antes de toda a energia anteriormente desenvolvida
ter voltado ao espao, ficado retida e podendo aquecer o interior.
Compresso conduziria tambm a um aumento de temperatura. As zonas internasdo planeta eram comprimidas sob o peso crescente da acumulao de novosmateriais.
O calor resultante da compresso no podia irradiar para o espao devido baixa
condutividade trmica das rochas. Como resultado o calor acumulava-se e a
temperatura aumentava no interior da Terra.
Desintegrao radioactiva os tomos de certos elementos radioactivos, como ournio e o trio, desintegraram-se espontaneamente, emitindo energia e
transformando-se noutros mais estveis. Esse calor flui com dificuldade devido fraca
condutividade trmica das rochas ficando armazenado no interior do globo terrestre.
Diferenciao:
Como o ponto de fuso de uma substncia aumenta com a profundidade, visto que a presso
tambm aumenta, a determinada profundidade o ferro comeou a fundir. Sendo o ferro mais
denso que os outros elementos comuns, teve tendncia para migrar para o centro do planeta,
deslocando-se os materiais menos densos para a superfcie.
A fuso e o aprofundamento do ferro conduziram a formao de um ncleo lquido no centro.
Durante a formao do ncleo, aquando da deslocao do ferro para o centro da terra,
ocorreu um aquecimento suficiente para elevar a temperatura da Terra a cerca de 2000C, o
que ter causado a fuso de uma grande parte dos seus materiais. Os materiais menos densos
migraram para a superfcie, arrefeceram e criaram a crosta primitiva.
Na crosta recm-formada, e ainda muito quente, os fenmenos de vulcanismo seriam
generalizados. O vapor de gua libertado durante os fenmenos de vulcanismo, ter-se-ia
condensado por arrefecimento originando abundantes chuvas, que caindo sobre o planeta, j
arrefecido, se acumularam, constituindo assim os oceanos primitivos. Em simultneo, durante
os fenmenos de magmatismo generalizado, ter-se-ia formado a atmosfera primitiva.
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A TERRA E OS OUTROS PLANETAS TELRICOS
MANIFESTAES DE ACTIVIDADE GEOLGICA
De origem interna, pode considerar-se o calor remanescente, resultante da:
Acreo do planeta; Contraco gravitacional; Radioactividade resultante de istopos constituintes do planeta.
Agentes externos:
O calor irradiado pelo sol; A energia cintica resultante do impacto meteortico.
Na Terra, a energia solar o motor que acciona os agentes atmosfricos responsveis pela
meteorizao e eroso.
A TERRA UM PLANETA A PROTEGER
AS FACES DA TERRA CONTINENTES E FUNDOS OCENICOS
reas continentais
ESCUDOS so vastas extenses em que afloram rochas de idade pr-cmbrica que formam osncleos de cada continente.
PLATAFORMAS ESTVEIS correspondem a zonas dos escudos que no afloram porque esto
cobertas por sedimentos. Estes sedimentos so de origem marinha, tendo sido depositados no
decurso de fases de subida do nvel das guas do mar.
CINTURAS OROGNICAS RECENTES enormes cadeias alongadas de montanhas resultantes da
coliso continente - continente ou placa ocenica continente. Estas cadeias (andes,
Himalaias, ) esto ainda em formao.
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FUNDOS OCENICO
Do domnio continental fazem parte:
PLATAFORMA CONTINENTAL faz parte da crosta continental e prolonga o continentesobre o mar, podendo atingir a profundidade de 200m.
TALUDE CONTINENTAL representa o limite da parte imersa do domnio continental. uma zona de forte declive, cuja profundidade passa de 200m para 2500m.
Do domnio ocenico fazem parte:
PLANCIES ABISSAIS de profundidade compreendida entre 2500m e 6000m. Nasplancies abissais podem existir fossas.
DORSAIS OCENICAS situam-se na parte intermdia ou nos bordos dos fundosocenicos, geralmente, na parte central de algumas dorsais existe um rifte. As dorsais
so cortadas por falhas transversais. As encostas destas montanhas so constitudas
por lavas consolidadas, dispostas em faixas paralelas para um e outro lado rifte.
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MTODOS PARA O ESTUDO DO INTERIOR DA GEOSFERA
MTODOS DIRECTOS
Observao e estudo directo visvel da superfcie terrestre visvel;
Explorao de jazigos minerais efectuados em minas e escavaes; Sondagens; Estudo de magmas e xenlitos os vulces lanam para o exterior, materiais oriundos
de profundidades que podem atingir de 100 a 150 km de profundidade, ou mais. So
como janelas para o interior da terra.
MTODOS INDIRECTOS
Planetologia e astrogeologia as tcnicas aplicadas no estudo de outros planetas dosistema solar podem ser usadas no estudo da Terra.
Mtodos geofsicos:
GRAVITMERIAestudo de variaes no campo gravtico da terra anomalias gravimtricas. Apresena de rochas menos densas, como um doma-salino, d origem a anomalias
gravimtricas negativas; a presena de rochas mais densas, como uma intruso magmtica,
leva a anomalias gravimtricas positivas.
DENSIDADE A densidade global da Terra cerca de 5,5. As rochas da superfcie so muito
menos densas. Uma ilao a retirar dessa constatao que devem existir materiais de
densidade muito superior no interior do planeta.
GEOMAGNETISMO A Terra tem um campo magntico invisvel. Sob a aco desse campo, um
corpo magnetizado, uma agulha magntica, por exemplo, orienta-se, ficando a ponta azul
voltada para o plo norte magntico.
Durante o arrefecimento do magma, formam-se cristais, que podem ficar magnetizados
instantaneamente quando a temperatura desce abaixo de um certo valor ponto de Curie.
Os cristais funcionam ento como imanes fsseis, com uma polaridade magntica idntica docampo magntico na altura da sua formao.
Certas rochas retm, pois, uma memria do campo magntico terrestre no tempo da sua
formao, chamado paleomagnetismo.
As inverses magnticas apresentam-se simtricas de e de outro lado do rifte, isto deve-se ao
facto de a lava oriunda do manto solidificar ao chegar superfcie, originando basalto que
alastra para um lado e para o outro, constituindo, assim, o fundo ocenico. Ao dar-se a
solidificao os cristais magnetizam-se de acordo como a polaridade do campo magntico
terrestre nesse momento.
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SISMOLOGIA - estudo dos sismos e da propagao das ondas ssmicas.GEOTERMISMO - estudo da energia trmica da Terra.
Gradiente geotrmico - a taxa de variao da temperatura com a profundidade, ou seja, o
aumento da temperatura por quilmetro de profundidade, admite-se que este diminui com a
profundidade.
VULCANOLOGIA
A actividade vulcnica pode ter contrapartidas econmicas que se vo diversificando:
Utilizao agrcola nos solos, que so muito frteis devido deposio das cinzasvulcnicas;
Explorao de vrios produtos minerais, como enxofre, cobre, ferro, platina ediamantes em alguns casos.
Interesse turstico. Aproveitamento da energia geotrmica.
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VULCANISMO ERUPTIVO
Uma erupo vulcnica caracteriza-se pela emisso de lava, gases e materiais slidos de
dimenses variadas, os piroclastos.
A lava resulta do magma.
O magma constitudo por uma mistura de silicatos fundidos, cristais em suspenso, e por
diversos gases dissolvidos na mistura fundidasubstncias volteis.
Cmaras magmticas grandes reservatrios de magma.
Bolsadas magmticas pequenos depsitos de magma.
Estes reservatrios so rodeados por rochas da crosta, as rochas encaixantes.
Caldeiras as caldeiras de colapso formam-se devido ao afundamento da parte central do
vulco, quando a lava expelida, forma-se um vazio na cmara magmtica,
consequentemente o tecto rui dando origem a uma caldeira.
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Erupes fissurais neste tipo de erupes a lava expulsa no atravs de uma chamin
cilndrica mas sim atravs de fendas alongadas, que por vezes atingem vrios quilmetros de
comprimento.
Estas erupes esto associadas a magmas baslticos e verificam-se nos fundos ocenicos.
TIPOS DE ERUPES VULCNICAS
ERUPES EXPLOSIVAS As lavas so muito viscosas, fluem com dificuldade e impedem a
libertao dos gases. Ocorrem, por isso, violentas exploses.
H formao de domas ou cpulas, dentro da prpria cratera, noutras situaes a lava
solidifica mesmo dentro da chamin vulcnica, formando, agulhas vulcnicas.
Nas erupes explosivas os cones so altos e estreitos, formados pela acumulao de
piroclastos e lava solidificada.
ERUPES EFUSIVAS o magma fluido, a libertao de gases fcil e a erupo calma,
com derramamento de lava abundante a altssima temperatura.
H formao de mantos de lava, se os terrenos forem planos; se houver declive acentuado
formam-se correntes de lava.
Nas erupes efusivas os cones so baixos e largos, pois a lava espalha-se por grandes
superfcies.
O vulcanismo do fundo dos oceanos do tipo efusivo.
ERUPES MISTAS assumem aspectos intermdios, entre os descritos, observando-se fases
explosivas que alternam com fases efusivas, com predomnio de uma ou de outra conforme os
casos.
Nas erupes intermdias formam-se cones mistos, em que alternam as camadas de lava com
camadas de piroclastos.
PRODUTOS EXPELIDOS PELOS VULCES
NATUREZA DAS LAVAS
Os magmas podem ser:
Bsicos 45% a 50% de slica (tipo fissural e efusivo); Intermdios 50% a 70% de slica; cidos superior a 70% de slica;
EFUSIVASEXPLOSIVAS
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Quanto maior for a riqueza em slica de uma lava, mais baixa a temperatura necessria
para a manter no estado liquido e maior a sua viscosidade.
LAVAS BSICAS tm composio semelhante do basalto, possuem baixa viscosidade, etemperaturas que oscilam entre os 1100C e os 1200C. Erupes efusivas.
LAVAS CIDAS apresentam temperaturas entre os 800C e os 1000C, so muito viscosas.
Erupes explosivas.
MAGMA COM MAIS TEMPERATURA MAGMA MAIS FLUIDO
Lavas encordoadasquando a superfcie externa da lava relativamente lisa, mas contorcida
em pregas ou dobras lembrando cordas. ARREFECIMENTO MAIS LENTO
Lavas escoriceas a superfcie externa da lava rompe-se durante o arrefecimento, tornando-
se extremamente rugosa, irregular e formada por fragmentos porosos. ARREFECIMENTO MAIS
RPIDO.
Pedra-pomes de cor clara resultante de lavas cidas e associadas a erupes explosivas, so
extremamente porosas e tem imensos vacolos.
Escrias de cor escura, associadas a magmas fluidos, bsicos ou intermdios. Tm
porosidade varivel.
PIROCLASTOS podem ser piroclastos de queda ou piroclastos de fluxo.
Piroclastos de queda so fragmentos que so projectados e devido ao peso acabam por cair,
constituindo assim os piroclastos de queda.
Os piroclastos de queda podem classificar-se como:
Bombas ou blocos dimetro maior que 64 mm; Lapili ou bagacina dimetro entre 2 e 64 mm; Cinza menor que 2 mm;
Piroclastos de fluxo h piroclastos que podem movimentar-se, ao longo das vertentes,
envolvidos em gua ou em gases, constituindo assim os piroclastos de fluxo. Ex: nuvens
ardentes.
VULCANISMO RESIDUAL
As emisses de gases designam-se por fumarolas.
Quando abundam os compostos de enxofre, designam-se por sulfataras; Se predomina o CO2, designam-se mofetas;
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A emisso de repuxos intermitentes designa-se por giseres.
frequente que as guas subterrneas sejam sobreaquecidas, essas guas quentes podem
botar a superfcie, constituindo as guas termais, se essas guas tm origem magmtica
designam-se guas juvenis.
VULCES E TECTNICA DE PLACAS
A actividade vulcnica coincide essencialmente com as zonas de fronteiras de placas; O tipo de actividade vulcnica depende do contexto tectnico. Zonas de subduco vulcanismo explosivo; Zonas de rifte vulcanismo efusivo.
Fronteiras divergentes das placas litosfricas grande actividade vulcnica nas zonas de rifte.
Fronteiras convergentes das placas litosfricas a cintura mais espectacular ocorre ao longo
das margens do pacfico.
Vulces intraplacas existe, por vezes, actividade vulcnica no interior das placas litosfricas.
Frequentemente, esse vulcanismo origina ilhas que emergem das guas.
Esses centros de actividade vulcnica designados pontos quentes, podem estar representados
por vulces isolados ou por grupos de vulces nos fundos ocenicos.
Admite-se que os pontos quentes se relacionam com as plumas trmicas, que so longas
colunas de material quente e pouco denso que sobem atravs do manto at base dalitosfera. As plumas trmicas terminam em forma de cogumelo. Devido subida o material
experimente uma descompresso, o que pode levar sua fuso, originando uma fonte de
magma que alimenta o vulco superfcie da terra.
Os pontos quentes mantm uma posio fixa no manto e originam vulces.
Noutros casos a placa desloca-se sobre o ponto quente, afastando-se da fonte de magma de
vido ao seu movimento. O vulco formado extingue-se, originando outro sobre o ponto
quente.
O ponto quente mantm-se estacionrio, e os penachos de magma furam a placa, originado
um vulco, cria-se assim uma ilha, ou uma cadeia de ilhas que se afastam do ponto quente
devido ao movimento da placa.
Com o tempo forma-se uma cadeia de vulces e ilhas.
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MINIMIZAO DE RISCOS VULCNICOS PREVISO E PREVENO
Vulco activo quando entrou em actividade recentemente ou, pelo menos, numperodo em que tenha havido registo histrico dessa erupo.
Vulco extinto se, se apresenta muito erodido, sem sinais de futura actividade, nohavendo registo histrico de erupo.
Vulco adormecido se no h memria de erupes e o vulco no evidencia sinaisde actividade, mas ainda no est completamente erodido.
Diferentes tecnologias permitem detectar fenmenos precursores de uma erupo:
Detectar a deformao do cone vulcnico clinmetro; Determinar variaes do campo magntico atravs de magnetmetros; Registar sismos; Registar a variao de temperatura das fumarolas, de fontes termais, da gua dos
lagos e de poos prximos;
Detectar variaes sbitas de temperatura do solo das proximidades do vulco; Analisar a composio qumica de gases libertados; Detectar variaes da fora gravtica gravmetros.
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SISMOLOGIA
Um sismo um movimento vibratrio brusco da superfcie terrestre, a maior parte das vezes,
devido a uma sbita libertao de energia em zonas instveis do interior da Terra.
Macrossismos so os sismos que so sentidos pela populao;
Microssismos estes sismos no causam danos significativos ou so mesmo imperceptveis.
CAUSAS DOS SISMOS
Sismos de colapsoso devidos ao abatimento de grutas ou cavernas;
Sismos vulcnicos so provocados por fortes presses que vulco experimenta antes de uma
erupo e por movimentos de massas magmticas relacionados com fenmenos de
vulcanismo.
Sismos tectnicos so devidos a movimentos tectnicos.
A crosta terrestre est constantemente a ser distorcida por foras, que podem ser:
Compressivas os materiais so comprimidos, tendendo a diminuir a distncia entreas massas rochosas;
Distensivas levam ao estiramento e alongamento do material, aumentando adistncia entre as duas massas rochosas;
Cisalhamento os materiais so submetidos a presses que provocam movimentoshorizontais, experimentando alongamento na direco do movimento e estreitamento
na direco perpendicular do alongamento.
TEORIA DO RESSALTO ELSTICO
Segundo a teoria do ressalto elstico, as rochas, quando sujeitas a foras contnuas,
armazenam energia durante longos perodos de tempo, deformando-se.
Se as tenses num dado momento ultrapassarem o limite de plasticidade das rochas, d-se a
ruptura e deslocao, como enorme libertao da energia acumulada, o que provoca um
sismo.
Um acidente tectnico em que a ruptura das rochas acompanhada da deslocao dos blocosdesigna-se, falha.
EFEITOS DOS SISMOS ONDAS SISMICAS
Um sismo no um fenmeno isolado. Frequentemente so precedidos de pequenos abalos
abalos premonitrios.
Aps o abalo inicial, seguem-se tambm muitas vezes, abalos de menor intensidade
designados rplicas.
A zona do interior do globo onde tem origem a ruptura designa-se foco ssmico ou hipocentro.
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O epicentro a zona da superfcie do globo onde o sismo sentido em primeiro lugar.
ONDAS SSMICAS
ONDAS SISMICAS
Podem ser
Ondas de volume (de profundidade) Ondas longas (superficiais)
Podem ser Podem ser
P (primrias) S (secundrias) Ondas de
Rayleigh
Ondas de
Love
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Ondas P estas ondas so caracterizadas pela vibrao das partculas paralelamente
direco de propagao, provocam variaes no volume do material.
Estas ondas propagam-se em meios slidos, lquidos e gasosos.
Ondas S as partculas vibram num plano perpendicular direco de propagao. Estoondas provocam variaes da forma do material mas no do volume, apenas se propagam em
meios slidos.
ONDAS SUPERFICIAIS
Propagam-se ao longo de toda a superfcie do globo. So as responsveis pela maior parte das
destruies quando ocorre um terramoto.
Ondas de Love as partculas vibram horizontalmente, fazendo a direco de vibrao um
ngulo recto com a direco de propagao.
Ondas de Rayleigh as partculas descrevem um movimento elptico, num plano
perpendicular direco de propagao.
Sismgrafo aparelho especializado usado para medir e registar as ondas ssmicas, o registo
do sismgrafo o sismograma.
Determinar a distncia epicentral (para distncias >100km)[(Diferena tempo chegada S e P)-1] x 1000 = DE km
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INTENSIDADE SISMICA E MAGNITUDE
Intensidade este parmetro baseada nos efeitos produzidos pelos sismos nas pessoas,
objectos e estruturas, aps a ocorrncia de um sismo so feitos inquritos e entrevistas s
populaes, que se destinam a recolher os seus depoimentos sobre observaes que fizeram
durante o sismo, bem como dos prejuzos causados.
Para a intensidade consideramos a escala de Mercalli modificada, com doze graus escritos em
numerao romana.
A determinao da intensidade de um sismo em vrios locais da regio onde foi sentido e
localizado o epicentro pode ser feito atravs de uma carta de isossistas. Para osso traa-se em
torno do epicentro linhas curvas, denominadas isossistas, que delimitam os domnios de igual
intensidade ssmica.
SISMOS E TECTNICA DE PLACAS
Existem reas de grande actividade ssmica, contrastando com outras mais estveis:
Cintura circumpacficadesignada por anel de fogo do Pacfico, onde se registam80% dos sismos terrestres;
Cintura mediterrnico-asitica estende-se desde Gibraltar at ao sudoeste Asitico; Zonas correspondentes s grandes cristas ocenicas; Fronteiras convergentes
A observao da repartio dos sismos ao longo destas margens activas mostra o mesmo
padro de distribuio: inicialmente sismos de foco pouco profundo e depois focos de sismosprogressivamente mais profundos, medida que se avana no sentido do continente ou arco
de ilhas.
A repartio dos focos ssmicos ao nvel das fossas faz-se segundo um plano inclinado
chamado plano de Benioff.
Por exemplo na fossa do Japo, o plano de Benioff revela o aprofundamento ou subduco da
placa pacfica sob a placa euro-asitica, at que a placa que mergulha se torne menos rgida
devido ao aumento da temperatura.
Nos casos de convergncia entre uma placa ocenica e uma placa com poro continental aplaca ocenica, mais densa, que mergulha sob a placa continental, menos densa.
FRONTEIRAS DIVERGENTES sismos que ocorrem ao longo das cristas ocenicas, onde h
alastramento do fundo ocenico so sismos de foco pouco profundo e geralmente de menor
magnitude que os sismos das fronteiras convergentes. Estes sismos tm foco ao longo das
falhas paralelas ao rifte.
FRONTEIRAS CONSERVATIVAS ao longo das falhas transformantes, a duas placas movem-se
horizontalmente em sentidos contrrios.
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MINIMIZAO DE RISCOS SSMICOS PREVISO E PREVENO
Entre as medidas preventivas podem salientar-se:
Estudo geolgico dos terrenos;
Construes parasssmicas; Formao de pessoal; Planos de evacuao; Educao da populao.
DESCONTINUIDADES INTERNAS DA GEOSFERA REVELADAS POR SISMOLOGIA
A velocidade das ondas ssmicas aumenta com a rigidez dos materiais e diminui
proporcionalmente sua densidade.
Descontinuidade de Mohorovicic Mohorovicic verificou que nos sismogramas de estaes
situadas a algumas centenas de quilmetros do epicentro, havia registo de ondas P seguidas
de ondas S e depois novamente ondas P seguidas e ondas S, ou seja havia repetio dos dois
tipos de ondas, o que no se verificava nos sismogramas obtidos em estaes mais prximas
do epicentro ou mais longnquas. Mohorovicic imaginou que os dois conjuntos de ondas P e os
dois conjuntos de ondas S teriam partido do foco ao mesmo tempo, s que teriam seguido
trajectrias diferentes e, por isso, gastaram tambm tempos diferentes.
No interior da terra, a uma profundidade mdia de 35 a 40 km, existe uma superfcie de
descontinuidade que separa a crosta do manto, formados por materiais de composio ecaractersticas diferentesdescontinuidade de Mohorovicic.
As ondas ssmicas que atingem essa superfcie reflectem-se ou refractam-se. As que se
refractam no manto aumentam significativamente de velocidade, o que denuncia uma
composio diferente.
Descontinuidade de Gutenberg um sismo com foco no Qunia, por exemplo, origina ondas
que se propagam para o hemisfrio norte e para o hemisfrio sul. Alguns minutos depois ser
sentido na Etipia, na Turquia e na Rssia.
H, porm, uma zona da superfcie terrestre em no so registadas ondas P e S directas, ouseja, ondas que atingem a superfcie sem experimentarem desvios significativos da trajectria.
De um modo geral, quando ocorre um sismo verifica-se a existncia de uma zona em que as
ondas ssmicas P e S directas no so registadas por qualquer sismgrafo. Esta zona situa-se
entre os 103 e os 143 a partir do epicentro e denomina-se zona de sombra ssmica.
Nas regies que se localizam para alm dos 143 j so registadas ondas P, mas no ondas S,
ou seja, as ondas S no se propagam a partir de 103 de ngulo epicentral.
Aos 2900 km de profundidade, a velocidade das ondas P tem um abaixamento abrupto,
interrompendo-se a propagao de ondas S.
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profundidade de cerca 2900 km de profundidade localiza-se uma superfcie de
descontinuidadedescontinuidade de Gutenberg, que separa o manto do ncleo terrestre.
Atravs do manto, o aumento progressivo mais rpido da rigidez do que da densidade
explica o aumento da velocidade das ondas.
A constituio do ncleo deve ser muito diferente da do manto, dado o diferente
comportamento das ondas ssmicas, diversos dados geofsicos sugerem que o ncleo seja
constitudo por material extremamente denso, predominantemente algum ferro e algum
nquel. Como as ondas S deixam de se propagar a partir dessa profundidade, pode admitir-se
que esse material esteja fundido, ou que se comporta como um liquido. Esta hiptese
explica tambm a queda de velocidade das ondas P, que passariam a propagar-se num meio
muito denso e pouco rgido.
Descontinuidade de Wiechert/Lehmann a cerca de 5140 km de profundidade a velocidade
das ondas P volta a aumentar, o que sugere a existncia de uma nova superfcie dedescontinuidade que separa o ncleo externo do ncleo interno descontinuidade de
Wiechert/Lehmann. O ncleo interno deve ser slido e com composio idntica do ncleo
externo, pois a velocidade das ondas P maior que a prevista para um ncleo totalmente
liquido.
A razo da passagem de lquido a slido deve residir no efeito da presso sob o ponto de
fuso do ferro. Nas zonas prximas do centro da Terra a presso deve ser milhes de vezes
superior presso atmosfrica e o seu efeito deve sobrepor-se ao da temperatura, ficando o
ferro no estado slido.
A presso aumenta o ponto de fuso dos materiais.
ZONA DE BAIXA VELOCIDADE
No manto aproximadamente a partir da profundidade 100 km a velocidade das ondas P baixa
de 8,5 km/s para 7,5 km/s. A partir dos 200 km de profundidade a velocidade comea a
aumentar ligeiramente.
A zona compreendida entre as profundidades de 100 km e 200 km, em que a velocidade das
ondas mais baixa, chamada zona de baixa velocidade Astenosfera.
Como h um abaixamento da velocidade das ondas, pode admitir-se que embora a
composio seja idntica, o material deve ser menos rgido, menos elstico e mais plstico que
nas regies abaixo e acima dela.
Uma hiptese a formular que a essas profundidades as temperaturas sejam suficientemente
altas para provocar a fuso parcial de alguns constituintes dos peridotitos.
ESTRUTURA INTERNA DA GEOSFERA
Que dados contribuem para a compreenso da estrutura do globo terrestre?
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Presso sabe-se que a presso aumenta com a profundidade. A taxa de variao da presso
com a profundidade denomina-se gradiente geobrico. A presso altera a estrutura dos
minerais tornando-os mais densos, e faz subir o ponto de fuso dos mesmos.
Temperatura aumenta tambm com a profundidade.
Densidade dos materiais aumenta tambm com a profundidade. possvel de terminar a
densidade mdia do planeta, que , segundo clculos, cerca de 5,5. Como muitos materiais na
crosta so muito menos densos, ento tem de se admitir que no interior do globo devem
existir materiais muito densos.
MODELO SEGUNDO A COMPOSIO QUIMICA
CROSTA a zona mais superficial do globo terrestre. Apresenta caractersticas diferentes nas
zonas continentais e nas zonas ocenicas.
Crosta continental tem uma espessura mdia de 35 a 40 km, podendo atingir os 70km sob as grandes cadeias montanhosas.
essencialmente constituda por rochas siliciosas. A densidade mdia de 2,7.
Crosta ocenica menos espessa e de natureza basltica, tem densidade 3,0 oumesmo um pouco mais.
(A PLACA MAIS DENSA A QUE MERGULHA)
MANTO estende-se desde a base da crosta at profundidade de 2883 km. formado por
rocha slida, admitindo-se que seja do tipo peridotitos. A densidade deve variar entre 0s 3,3 eos 5,5.
Manto superior estende-se at a profundidade de 700 km, aproximadamente. Manto inferior estende-se entre os 700 km e os 2883 km de profundidade.
NCLEO ocupa a parte central da Terra, constitudo por materiais muito densos, variando
de densidade entre 10 e 13 ou 14. constitudo essencialmente por ferro e nquel.
A existncia de campo magntico terrestre tambm sugere a existncia de um ncleo
metlico.
Ncleo externo est compreendido entre os 2883km e os 5140 km. Ncleo interno tem um raio de 1231 km. Inicia-se profundidade de 5140 km e
estende-se at ao centro.
MODELO SEGUNDO AS PROPRIEDADES FSICAS
LISTOSFERA Compreende a crosta e a parte mais externa do manto superior.
Os materiais esto no estado slido e so rgidos. A litosfera est dividida em placas que se
movimentam.
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O limite inferior da litosfera marcado por um abaixamento da velocidade das ondas ssmicas
que ultrapassam esse limite e no por uma mudana de composio.
ASTENOSFERA um abaixamento da velocidade das ondas ssmicas a partir da base da
litosfera verifica-se at uma profundidade de cerca de 200 km. Depois essa velocidade volta a
aumentar novamente. A zona compreendida entre a base da litosfera e cerca de 350 km deprofundidade designada por astenosfera.
Nesta zona a temperatura e a presso conjugam-se de modo que as rochas se aproximam do
ponto de fuso.
Alguns materiais podem mesmo fundir parcialmente, formando-se uma pequena percentagem
de material lquido, assim a rocha perde rigidez, tornando-se mais plstica.
MESOSFERA estende-se desde a base da astenosfera at a fronteira do manto com o ncleo.
Abaixo da astenosfera a rocha torna-se novamente mais rgida, porque os efeitos da presso
sobrepe-se aos efeitos das altas temperaturas.
NCLEO (endosfera) na passagem para o ncleo moda a composio e as propriedades
fsicas, distingue-se ento:
Ncleo externo como as ondas S no atravessam o ncleo externo e as ondas Pexperimentam uma diminuio de velocidade, presume-se que o ncleo externo esteja
fundido.
Ncleo interno o aumento da velocidade das ondas P que o atravessam sugere queeste se encontra no estado slido.
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GEOLOGIA - 11 ANO
FORMAO DE ROCHAS SEDIMENTARES
A gnese das rochas sedimentares implica duas etapas:
- Elaborao dos materiais que as vo constituir SEDIMENTOGNESE
- Evoluo posterior dos sedimentos DIAGNESE
SEDIMENTOGNESE:
- Meteorizao
- Eroso;
- Transporte;
- Sedimentao.
METEORIZAO Quando as rochas afloram ficam expostas aco de agentes variados, tais
como, ar, gua, vento, mudanas de temperatura, os prprios seres vivos. Estes agentes
provocam a alterao qumica e fsica das rochas.
METEORIZAO FISICA - Provoca nas rochas uma desagregao em fragmentos de dimenses
cada vez menores, mas que retm as caractersticas do material original. Ex: Efeito do gelo,
actividade biolgica, descompresso superfcie, aco mecnica da gua e do vento,
dilatao e contraco trmica.
METEORIZAO QUIMICA A maioria dos minerais gerados em profundidade torna-se instvel
em condies superficiais. Esses minerais experimentam decomposio qumica traduzida pela
alterao da estrutura interna, podendo verificar-se remoo ou introduo de elementos.
Os principais agentes desta alterao mineralgica so a gua com substncias dissolvidas, o
oxignio e dixido de carbono atmosfricos a ainda as diferentes substncias produzidas
pelos seres vivos.
CARBONATAO:
Meteoriza o Qumica
Meteoriza o Fsica
METEORIZAO QUIMICA
Carbonatao Hidrlise Oxidao
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Por exemplo, o CO2 pode reagir com gua, formando cido carbnico que se dissocia.
Por sua vez, as guas acidificadas podem reagir, por exemplo com calcite (carbonato de clcio),
mineral que faz parte dos calcrios formando produtos solveis.
O clcio e hidrogenocarbonato so removidos em soluo deixando somente as impurezas
insolveis.
O calcrio geralmente contm, slica e argila misturadas, e como essas substncias no solveis
ficam no local, preenchendo bolsas e depresses. Esses depsitos geralmente avermelhados
devido presena de xido de ferro, denominam-se terra rossa.
HIDRLISE:
Os feldspatos, minerais muito frequentes em muitos tipos de rochas, nomeadamente nosgranitos, so tambm facilmente alterados pelas guas acidificadas, experimentando reaces
de hidrlise.
Nesta reaco o io potssio e a slica so removidos em soluo. Forma-se um mineral novo, a
caulinite. Esta transformao designa-se por caulinizao.
OXIDAO:
O oxignio tambm muito importante na meteorizao qumica, provocando oxidaes.
Muitos minerais contem ferro. Esse ferro pode ser facilmente oxidado, passando de ferroso
(Fe2+) a frrico (Fe3+). Esta oxidao muito rpida em presena de gua e origina um mineral
novo a hematite.
H2O + CO2 H2CO3 H+ + HCO3
-
cido carbnico Io hidrogenocarbonato
CaCO3 + H2CO3 Ca2+ +2(HCO3
-)
Carbonato de clcio cido carbnico Ioclcio
Io hidrogenocarbonato
2 KAlSi3O8 + 2 H2CO3 + H2O Al2Si2O5(OH)4 + 4 SiO2 + 2 K+ + 2 HCO3
-
Feldspato cido Carbnico Caulinite Slica Iopotssio
Io
hidrogenocarbonato
4 FeO + O2 2 Fe2O3
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TRANSPORTE E SEDIMENTAAO
Os materiais resultantes da meteorizao das rochas podem ficar acumulados no local de
origem, formando depsitos residuais, mas na maior parte dos casos so transportados,
principalmente pela gua e pelo vento para outros locais. Alguns so transportados em
soluo, outros sob forma de detritos. Durante o transporte sofrem vrias alteraes, podendo
destacar-se as seguintes:
ARREDONDAMENTO Os fragmentos devido aos choques entre eles e ao atrito com asrochas da superfcie, vo perdendo as arestas e vrtices, ficando progressivamente
mais lisos e curvos, consequentemente os fragmentos inicialmente angulosos tornam-se mais redondos. Pelo grau de arredondamento pode-se determinar a durao de
transporte.
GRANOTRIAGEM As partculas so seleccionadas e separadas de acordo com otamanho, a forma e a densidade. Um sedimento considera-se bem calibrado quando
os detritos tm aproximadamente o mesmo tamanho. O vento e os rios so bons
agentes de granotriagem.
SEDIMENTAO Deposio dos detritos no local final, quando o agente transportadorperde energia, os materiais no podendo seguir viagem depositam-se (depositam-se
primeiro os detritos de maiores dimenses).
A deposio d-se, em regra, segundo camadas sobrepostas horizontais e paralelas.
As diferentes camadas denominam-se estratos e diferem umas das outras pela cor, pela
composio ou pela granulidade.
xido ferroso xido frrico (hematite)
Estrato A
Tecto
Muro
Junta de estratificao
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Nem sempre a estratificao originalmente horizontal, quando o agente de transporte, vento
ou gua, desliza sobre uma superfcie inclinada, so depositadas camadas de sedimentostambm inclinadas.
Em sedimentos fluviais e elicos so tambm frequentes casos de estratificao entrecruzada.
Este tipo de estratificao revela uma variao na intensidade e/ou direco do agente de
transporte. Se a direco ou a velocidade da corrente se altera, tambm a orientao dos
estratos subsequentes muda relativamente aos estratos inferiores.
DIAGNESE:
Atravs dos processos diagnicos, os sedimentos transformam-se em rochas sedimentares
com diferentes graus de evoluo.
COMPACO E DESIDRATAO medida que a sedimentao prossegue, novas camadas se
vo sobrepondo, o que vai aumentar a presso a que as camadas inferiores ficam sujeitas.
DIAGNESE
CIMENTAOCOMPACO DESIDRATAO
DESIDRA
TAO
COMPA
CO
Sada de H2O
gua
Sedimento
(60% de gua)
Aumentam os
pontos de contactoentre as partculas
RochaCompacta
(10% de gua)
- Mais densa;
- Menos volumosa;
- Menos H2O;
- Mais compacta.
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A compaco acentua estratificao e os minerais achatados podem ficar alinhados
perpendicularmente direco da presso.
CIMENTAO - Os espaos vazios entre os detritos so preenchidas por materiais de
neoformao, resultantes da precipitao de substncias dissolvidas na gua de circulao.
Estes materiais constituem um cimento que liga os detritos, formando uma rocha consolidada.
muito frequente que o cimento resulte da precipitao de carbonato de clcio ou slica,
formando um cimento muito duro.
Quando os sedimentos so muito finos, os poros so demasiados pequenos para a circulaode gua. A consolidao , ento, devida compaco, ficando as partculas cada vez mais
prximas.
Noutras situaes, nos interstcios entre os sedimentos de maiores dimenses, depositam-se
partculas muito finas transportadas pela gua, formando uma matriz que liga os materiais.
Rocha formada a mais profundidade Rocha mais densa Menos porosa
IDENTIFICAAO DE MINERAIS
Embora e composio qumica e arranjo estrutural das partculas constituintes dos minerais
sejam prprios de cada mineral, a determinao destas caractersticas requer uso de material
avanado de laboratrio, nem sempre acessvel maioria das pessoas.
As propriedades de estudo dos minerais podem ser:
Propriedades fsicas; Propriedades qumicas.
PROPRIEDADES FSICAS
Propriedades pticas
Propriedades mecnicas
Densidade
Cor Risca Brilho
Dureza Clivagem Fractura
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COR DOS MINERAIS
Minerais idiocromticos so minerais que mostram uma cor caracterstica e prpria, como o
verde para a malaquite, o cinzento para a galenite e o amarelo para o lato.
Minerais alocromticos so minerais que no apresentam cor constante. O quartzo, porexemplo, pode ser incolor, branco, rseo, violeta, amarelo, ou mesmo negro.
Como a cor raramente nica para cada mineral e porque a verdadeira cor pode ser alterada,
esta caracterstica no constitui uma caracterstica muito fivel na identificao dos minerais.
RISCA OU TRAO
Risca ou trao corresponde cor do mineral, quando reduzido a p.
Esta propriedade importante na identificao de minerais, porque mesmo que a cor varie
entre limites amplo, a risca mantm-se normalmente constante, podendo, em certos casos,ser diferente da prpria cor do mineral.
A risca pode ser facilmente determinada friccionando o mineral sobre uma placa de porcelana
fosca, que muito dura. Se o mineral for menos duro que a porcelana deixa nesta um trao
constitudo pelo p do mesmo e cuja cor facilmente identificvel.
Geralmente, os minerais alocromticos, tm risca incolor, ou, pelo menos, cinzento-clara.
Brilho ou lustre o brilho consiste no efeito produzido pela qualidade e intensidade da luz
reflectida numa superfcie de fractura recente do material
Brilho dos minerais
Brilho metlico Brilho no metlico ou
vulgar
Sedoso ou acetinado Vtreo Adamantino
Nacarado
Resinoso
Ceroso
Gorduroso
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CLIVAGEM E FRACTURA
Clivagemconsiste na tendncia que um mineral tem de se dividir segundo superfcies planas
e brilhantes, em determinadas direces.
A clivagem est relacionada com a textura do cristal, resultando a arranjo dos tomos ou ies edo facto de as ligaes qumicas serem mais fracas numas direces do que noutras. Separam-
se mais facilmente os planos ligados entre si com foras dbeis.
Fractura o quartzo, por exemplo, no apresenta clivagem visvel e, quando se bate,
desagrega-se em fragmentos com superfcies mais ou menos irregulares, sem direco
privilegiada. Esta propriedade clivagem revela que todas as ligaes so igualmente fortes,
qualquer que seja a ligao considerada. As superfcies de fractura no se repetem
paralelamente entre si e podem apresentar diferentes aspectos.
DUREZA
Dureza consiste na resiste na resistncia que o mineral oferece abraso, ou seja, a ser
riscado (sulcado) por outro mineral ou por determinados objectos.
Para determinar a dureza relativa entre dois minerais, A e B, basta fazer deslizar sob presso
uma aresta viva de A sobre uma superfcie do mineral B e proceder ao ensaio inverso, ou seja,
tentar riscar A com uma aresta viva de B. O material mais duro deve deixar um sulco no
mineral menos duro.
Usualmente, a determinao da dureza dos minerais feita em relao aos termos de uma
escala de dureza. Uma das escalas mais conhecidas a escala Mohs.
Esta escala constituda por 10 termos, colocados por ordem crescente de dureza, desde o
menos duro, o talco, at ao mais duro, o diamante.
Qualquer mineral da escala risca todos os que esto abaixo dele, no sendo riscado por eles.
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Se o mineral risca e riscado por determinado termo, ou ento, no se riscammutuamente, a dureza do mineral ser a correspondente desse termo.
Se o mineral risca determinado termo, por exemplo, a calcite, no sendo riscado porela e riscado pelo termo imediatamente superior, neste caso a fluorite, no a
riscando, a dureza do mineral fica compreendida entre esses dois termos. usual
expressar-se pela dureza do termo inferior acrescida de 0,5. Seria ento, no nosso
exemplo, 3,5.
ENSAIOS PRELIMINARES
Os ensaios preliminares permitem delimitar zonas da escala em qual a dureza do mineral em
estudo deve situar-se. Dentro do intervalo considerado os termos devem iniciar-se pelo termo
de maior dureza.
DENSIDADE
A densidade de um mineral, utilizando a balana de Jolly, consiste na relao, entre o peso de
um determinado volume de material e o peso de igual volume de gua a 4C. O quartzo tem
densidade 2,6, o que significa que determinada amostra de quartzo 2,6 vezes mais pesadaque igual volume de gua.
PROPRIEDADES QUMICAS
Alguns testes qumicos podem ser utilizados para fazer o diagnstico de minerais.
o caso do sabor salgado da halite ou ento da efervescncia produzida por aco de um
cido, por exemplo, o cido clordrico sobre a calcite.
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CLASSIFICAO DAS ROCHAS SEDIMENTARES
ROCHAS DETRTICAS So predominantemente constitudas por sedimentos de origem
detrtica.
ROCHAS CONGLOMERTICAS:
BRECHAS - So rochas formadas por materiais angulosos que podem ser cimentados.Entre os elementos maiores, existe uma matriz constituda por elementos mais finos e
pelo cimento silicioso que os aglutina.
CONGLOMERADOS So originados pela cimentao de calhaus rolados. Na matrizexistem elementos de menores dimenses aglutinados pelo cimento.
ROCHAS ARENTICAS:
As areias so rochas desagregadas que podem ser observadas em diferentes ambientes: rios e
margens, praias, nas dunas litorais e nos desertos.
As areias podem ser:
Areias fluviais Angulosas ou sub-roladas, grosseiras ou finas, grau de granotriagemvarivel.
Areias marinhas Arredondas, polidas, brilhantes, geralmente bem calibradas. Areias elicas Bem arredondadas, baas, muito bem seleccionadas. Areias glacirias Muito angulosas e mal calibradas.
As areias so, geralmente muito permeveis.
ROCHAS SEDIMENTARES
ROCHAS DETRTICAS ROCHAS QUIMIOGNICAS ROCHAS BIOGNICAS
ROCHAS DETRITICAS
ROCHAS CONGLOMERTICASROCHAS ARENITICAS
ROCHAS SLTICASROCHAS ARGILOSAS
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ROCHAS SLTICAS Resultam da consolidao de siltes depositados, tem uma composio
mineralgica varivel.
ROCHAS ARGILOSAS So constitudas por materiais muito pequenos, predominando os
minerais de argila resultantes da meteorizao qumica de vrios minerais.
As argilas raramente so puras, apresentando diversos minerais associados, que incluem
partculas finssimas de feldspatos, de micas e at de quartzo. Quando so puras, so brancas,
designando-se por caulino.
As argilas so rochas pouco duras, friveis, isto , reduzem-se facilmente a p, e geralmente,
tem um cheiro caracterstico a barro quando humedecidas. So muito plsticas, deformando-
se facilmente sem ruptura sob aco de presses.
Estas rochas so vidas de gua, absorvendo-a rapidamente quando esto secas. Contudo
quando esto secas tornam-se praticamente impermeveis.
Porque que o argilito uma rocha frivel?
Porque como no h cimento as partculas desintegram-se mais facilmente.
ROCHAS QUIMIOGNICAS
So formadas, essencialmente, por materiais resultantes da precipitao de substncias em
soluo.
Entre esses processos pode destacar-se a evaporao da gua onde as substncias esto
dissolvidas o que leva formao de cristais que se acumulam constituindo os evaporitos.
CALCRIOS DE PRECIPITAO
Os calcrios so rochas constitudas essencialmente por calcite. Estes calcrios resultam da
precipitao de carbonato de clcio.
O CO2 reage com a gua formando cido carbnico. Essas guas acidificadas provocam a
meteorizao qumica dos calcrios.
As guas acidificadas que circulam nos macios calcrios vo meteorizando quimicamente
essas rochas, resultando da reaco hidrogenocarbonato de clcio, que solvel.
ROCHAS QUIMIOGNICAS
CALCRIOS DE PRECIPITAO ROCHAS SALINAS - EVAPORITOS
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Em consequncia dessa reaco, a rocha fica esculpida por sulcos e cavidades que parecem
autnticos rendilhados, sendo designados lapis.
Formam-se tambm aberturas que estabelecem a ligao entre a superfcie e uma rede de
cavidades e de galerias que foram geradas pelo mesmo processo do interior macio. Esses
grandes espaos so designados por grutas.
Ao gotejar do tecto de uma gruta, por exemplo, cada gota abandona no local de
desprendimento uma pelcula de carbonato de clcio (CaCO3) que, por acumulao sucessiva
ao longo de muitos milhares anos forma estruturas ascendentes designadas estalactites.
O gotejar constante sobre o solo da gruta tambm leva acumulao sucessiva de pelculas de
CaCO3, que formam estruturas ascendentes designadas estalagmites.
Quando uma estalactite e uma estalagmite se juntam formam uma coluna.
Na gua que flui sobre o cho da gruta pode ainda haver precipitao, formando camadassobrepostas de calcite, que originam uma rocha calcria designada por travertino.
ROCHAS SALINAS EVAPORITOS
As rochas designadas por evaporitos resultam da precipitao de sais dissolvidos, devido
evaporao da gua que os contm em soluo.
medida que ocorre a evaporao da gua, os sais menos solveis precipitam em primeiro
lugar, seguindo-se sucessivamente, a precipitao dos sais progressivamente mais solveis que
se vo sobrepondo aos j formados.
GESSO Quimicamente sulfato de clcio hidratado (CaSO42 H2O), formando cristais
transparentes ou massas brancas, de aspecto sedoso, fibroso ou granular.
SAL -GEMA: constitudo, essencialmente, por halite, quimicamente cloreto de sdio.
O sal-gema pouco denso e muito plstico.
Na natureza, os depsitos profundos de sal-gema, quando sob presso, podem ascender
atravs de zonas dbeis da crosta, formando grandes massas de sal, chamadas domas salinos,
ou diapiros.
ROCHAS BIOGNICAS
Os sedimentos que constituem as rochas biognicas podem ser constitudos por detritos
orgnicos ou por materiais resultantes de uma aco bioqumica.
CALCRIOS BIOGNICOS
Aps a morte, de certos organismos aquticos, estes depositam-se nos fundos do mar,
formando um sedimento biognico. A parte orgnica normalmente decomposta e as conchas
acabem por ser cimentadas, evoluindo para calcrios consolidados. So calcrios biognicos ,
os calcrios numulticos, os calcrios conquferos e os calcrios recifais.
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CARVES E PETRLEOS
Embora o petrleo no seja uma rocha no sentido comum do termo, uma vez que lquido,
ele encontra-se exclusivamente no interior de rochas sedimentares e forma-se a partir de
sedimentos biognicos, a sua matria inicial foi, pois, matria proveniente de seres vivos,
principalmente seres fotossintticos.
Estes seres convertem a energia luminosa do solo em energia qumica armazenada nos
compostos orgnicos que constituem as suas estruturas. Em meios sedimentares alimentados
por grandes quantidades de detritos orgnicos provenientes dos seres considerados, quando,
esses detritos devido a um aprofundamento acelerado ficam rapidamente afastados do meio
oxidante, transformam-se, de acordo com as condies e com a natureza dos detritos, em
carves ou petrleos.
Os carves e o petrleo so designados por combustveis fsseis, devido ao facto de estes
representarem a energia solar, captada, transformada, armazenada e preservada durantemilhes de anos.
A evoluo da matria orgnica para formar carves ou petrleos s possvel em meios
muito especiais. Estes meios caracterizam-se por condies anaerbias e so ambientes
lagunares costeiros ou meios lacustres. Nessas bacias, medida que ocorre a sedimentao,
devido a fenmenos tectnicos, o fundo experimenta movimentos de subsidncia, ou seja, vai
aprofundado progressivamente.
Em consequncia desse rebaixamento, as camadas sedimentares tambm afundam
rapidamente (cerca de 1cm por sculo), ficando num ambiente privado de oxignio. Neste
ambiente, os detritos orgnicos so transformados mas escapam a uma mineralizao
completa.
As transformaes so devidas aco de microrganismos anaerbios e s novas condies de
temperatura e de presso que, como sabe, aumentam com a profundidade.
CARVES Em alguns ambientes continentais propcios, geralmente pantanosos, ou zonas de
difcil drenagem de gua, a parte inferior dos musgos ou de outras plantas herbceas
transforma-se devido aco de microrganismos anaerbios num produto carbonoso, rico em
matrias volteis, chamado turfa.
Como nestes locais no existe aprofundamento, ou muito reduzido, as turfas so pobres
em carbono e no evoluem, geralmente para verdadeiros carves.
A turfa no considerado carvo verdadeiro porque formou-se superfcie e no sofreu
subsidncia (aprofundamento).
subsidncia rpida A quantidade de materiais menor
Maior espessura Aprofundamento mais lento
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Em bacias costeiras lagunares, os detritos so abundantes e aprofundam rapidamente sendo
recobertos por sedimentos terrgenos. A matria orgnica acumulada, proveniente de flora
continental rica em celulose e lenhina e evolui por diagnese, para carves hmicos.
Durante o aprofundamento, sob aco de bactrias anaerbias, os detritos vegetais so
transformados, formando uma pasta, na qual ainda se reconhecem melhor ou pior, restosvegetais.
medida que o afundamento prossegue, o aumento da presso e temperatura, associado
presena de substncias txicas, resultantes do metabolismo das bactrias, provoca a morte
das mesmas. Nestas novas condies h perda de gua e de substncias volteis e um
enriquecimento relativo em carbono incarbonizaao. Consoante o grau de evoluo
formam-se assim diferentes carves, tais como, lignitos, em que a estrutura fibrosa dos
vegetais ainda visvel, depois carvo betuminoso, e por fim, antracito.
A turfa o produto menos evoludo, com enorme quantidade de gua e de substnciasvolteis e baixa percentagem de carbono.
Os lignitos tm percentagens de substncias volteis elevadas, enquanto a percentagem de
carbono em relao aos antracitos mais baixa.
O antracito pelo contrrio, tem uma elevada percentagem de carbono (ultrapassando por
vezes os 90%), enquanto a percentagem de volteis muito reduzida (no ultrapassa os 10%).
Da que, por combusto, no forme fumos e liberte maior quantidade de calor do que os
outros carves.
O aumento do teor em carbono depende da idade, quanto mais antigos so os carves, maisricos so em carbono, e das condies de presso e temperatura a que estiveram sujeitos.
PETROLEOS Os produtos petrolferos naturais incluem materiais gasosos, lquidos e slidos
nas condies PTN. Os produtos slidos designam-se por, asfaltos ou betumes, os lquidos por
petrleo bruto ou nafta e os gasosos por gs natural.
Quimicamente o petrleo constitudo, essencialmente, por misturas de hidrocarbonetos que
derivam, principalmente da parte lipdica da matria orgnica. Admite-se que o material que
PETROLEO
constitudo por 3 fases
Petrleo bruto (fraco liquida); Gs natural (fraco gasosa); Asfalto (fraco slida).
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se transforma em petrleo constitudo principalmente por plncton. Os petrleos formam-se
pois em ambientes que permitem o desenvolvimento de plncton abundante
A matria orgnica acumulada profundidade de 2000 a 2000m, em ambiente anaerbio e em
determinadas condies de temperatura, transformada em hidrocarbonetos lquidos que
constituem o petrleo e em alguns hidrocarbonetos gasosos e slidos que ficam em soluo.
Este processo extremamente lento. A rocha onde decorre todo este processo designa-se por
rocha me.
Sob a influncia de presses os hidrocarbonetos fluidos, como so pouco densos, migram darocha me, acumulando-se em rochas porosas e permeveis (arenitos, conglomerados, rochas
carbonatadas) que constituem a rocha armazm ou rocha reservatrio. Sobre esta rocha
existe uma cama impermevel (rochas argilosas) que impede a migrao e disperso do
petrleo superfcie. Esta barreira impermevel designa-se por rocha-cobertura.
A rocha armazm e a rocha-cobertura impedem o movimento do petrleo superfcie,
constituem, por isso, a armadilha petrolfera.
Rocha cobertura
(impermevel)
Rocha reservatrioRocha me
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ROCHAS SEDIMENTARES, ARQUIVOS HISTORICOS DA TERRA
O estudo dos sedimentos e das rochas sedimentares permite no s fazer a datao de muitas
formaes mas tambm reconstituir ambientes antigos ou peloambientes em que a gnese
dessas rochas ocorreu.
As rochas sedimentares so habitualmente estratificadas e frequentemente fossilferas. Alem
disso, preservam determinadas estruturas que ajudam a desvendar as condies da sua
formao, como por exemplo:
Marcas de ondulao as marcas de ondulao que se observam em praias actuaisaparecem tambm preservadas em alguns arenitos antigos, dando-nos informao
sobre o ambiente sedimentar em que a rocha se formou.
Fendas de dessecao ou fendas de retraco estas fendas que frequentemente seobservam em terrenos argilosos actuais, observam-se tambm conservadas em rochas
antigas. Marcas de gotas de chuva Pegadas de animais, pistas de reptao, fezes fossilizadas.
O PRESENTE A CHAVE DO PASSADO
PRINCIPIO DAS CAUSAS ACTUAIS OU PRINCIPIO DO ACTUALISMO Segundo este principio
pode-se explicar o passado a partir do que se observa hoje, isto , causas que provocaram
determinados fenmenos no passado so idnticas s que provocam o mesmo tipo de
fenmenos no presente.
FOSSEIS Nas rochas sedimentares aparecem frequentemente restos ou simples vestgios de
seres vivos que viveram em tempos geolgicos anteriores poca actual. Esses vestgios
designam-se por FOSSEIS E SO CONTEMPORNEOS DA GNESE DA ROCHA QUE OS
CONTM.
Processos de fossilizao:
MUMIFICAO os organismos, ou partes deles, so preservados sem alterao oucom pequenas modificaes. Este processo acontece quando o organismo
totalmente envolvido num meio assptico, como seja, resina fssil ou mbar, gelo,
alcatro, etc.
MOLDAGEM o organismo imprimem um molde sem sedimentos finos que oenvolvem ou preenchem. O organismo pode depois ser destrudo mas o molde
persiste.
Molde interno os sedimentos preenchem a concha queposteriormente dissolvida ficando apenas o molde da superfcie
interna;
Molde externo a concha imprime o molde da superfcie externa nossedimentos, sendo depois removida.
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MINERALIZAAO Os constituintes de partes duras, como ossos, conchas, etc., sosubstitudos por minerais transportados em soluo nas guas subterrneas e que
precipitam;
MARCAS FOSSEIS So pegadas, marcas de reptao, fezes fossilizadas queconstituem evidncias da existncia do ser vivo que deixou essa marca.
DATAAO RELATIVA DAS ROCHAS
PRINCPIO DA SOBREPOSIO De acordo com o princpio da sobreposio, numa srie de
estratos na sua posio original, qualquer estrato mais recente do que os estratos que
esto abaixo e dele e mais antigo do que os que a ele se sobrepem. Assim, um conjunto
vertical de estratos forma uma sequncia estratigrfica e representa um registo cronolgico da
histria geolgica da regio.
Nesta cronologia, pode dizer-se que uma camada de rocha mais antiga do que outra mas no
pode dizer quanto anos mais velha, nem seque quantos anos tem.
As grandes descontinuidades no registo geolgico, marcadas pela ausncia de camadas mais
ou menos espessas, designam-se por discordncias estratigrficas ou lacunas que podem ser
explicadas por ausncias de sedimentaes no local ou por eroso de camadas que existiram.
PRINCPIO DA CONTINUIDADE Em diferentes pontos da Terra pode haver a mesma
sequncia estratigrfica, mesmo faltando um elemento tm a mesma idade, ou seja, a
correlao entre estratos distanciados lateralmente.
PRINCPIO DA INDENTIDADE PALEONTOLGICA Este princpio admite que os grupos defosseis aparecem numa ordem definida e que se pode reconhecer determinado perodo
Estrato A
Estrato B
Estrato C
O estrato A o mais recente
O estrato C o mais antigoO estrato B mais recente que o C,
e mais antigo que o A
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geolgico pelas caractersticas dos fosseis. Mas no so quaisquer fosseis que nos permitem
datar terrenos, apenas os fosseis de idade nos do esta possibilidade.
FOSSEIS DE IDADE So fsseis correspondentes a grupos de seres vivos que viveram durante
um perodo de tempo curto e tiveram uma grande rea de disperso.
Os fosseis de idade permitem compara diferentes camadas eventualmente muito distantes, as
camadas que apresentam os mesmos fsseis tm a mesma idades.
PRINCPIO DA INTERSECO E PRINCPIO DA INCLUSO
Segundo o princpio da interseco, toda a estrutura que intersecta outra mais recente do
que ela.
De acordo com o principio da incluso, fragmentos de rochas incorporados ou includos numa
rocha so mais antigos que a rocha que os engloba.
RECONSTITUIO DE PALEOAMBIENTES
Caracteres texturais, mineralgicos, qumicos, paleontolgicos e estruturais, permitem definir
o ambiente de sedimentao e de formao das rochas. As caractersticas consideradas
constituem a fcies da rocha.
FSSEIS DE FCIES So fsseis que permitem, muitas vezes, reconstituir os ambientes em
que, no passado, as rochas que os contm foram geradas. Tm particular importncia como
fosseis de fcies os fsseis de organismos que viveram apenas em condies muito restritas.
A
B
C
D
E
G
F
I
O filo H mais recente do que as rochas
A, B, C, D, E, G e I.
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MAGMATISMO ROCHAS MAGMTICAS
DIVERSIDADE DE MAGMAS
A formao de rochas magmticas est em grande parte relacionada com a mobilidade da
litosfera e ocorre, em regra, nos limites convergentes e divergentes das rochas litosfricas.
Rochas intrusivas (ou plutonitos) quando o magma consolida no interior da Terra;
Rochas extrusivas (ou vulcanitos) quando o magma consolida superfcie.
Vulcanismo manifestao do magmatismo mais comum nos limites de placas riftes, mas
pode tambm ocorrer nas zonas de subduco (fossas).
TIPOS DE MAGMAS
Magma basltico (bsico)contm cerca de 50% de slica e uma pequena quantidadede gases. BASALTO (arrefecimento superfcie) e o GRABRO (arrefecimento em
profundidade);
Magma andestico contm cerca de 60% de slica e bastantes gases dissolvidos.ANDESITO (arrefecimento superfcie) e DIORITO (arrefecimento em profundidade);
Magma riolticocontm cerca de 70% de slica e uma elevada quantidade de gases.RILITO (arrefecimento superfcie) e GRANITO (arrefecimento em profundidade);
Magmas baslticos so os magmas que por consolidao do origem aos fundos ocenicos.
Estes magmas so expelidos ao longo dos pontos quentes, tendo-se originado a partir de
rochas do manto.
Se a ascenso muito rpida, pode no haver tempo para a cristalizao e, ento, formam-se
rochas com textura vtrea, ou mistura amorfa, ou seja, no houve tempo para a formao e
organizao dos cristais.
Magmas andesticos - formam-se em especial nas zonas de subduco e relacionam-se com
zonas altamente vulcnicas.
Magmas riolticos os magmas riolticos parecem formar-se a partir da fuso parcial das
rochas constituintes da crosta continental.
Estes magmas tendem a ser muito ricos em gases, porque resultam da fuso das rochas da
crosta continental, muito rica em gua e dixido de carbono. Durante a fuso os gases
concentram-se no magma.
A presena de gua faz baixar o ponto de fuso dos minerais. No entanto, esse efeito deixa de
se verificar a baixas presses.
Para constiturem um rilito, esses magmas devem atingir a superfcie com uma temperatura
de cerca de 800C. As zonas da Terra onde parece verificar-se estas condies, situa-se na
crosta terrestre e em locais onde se d a formao de grandes cadeias montanhosas, devido
ao choque entre placas.
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CRISTAIS
Os principais factores que afectam a cristalizao so:
A agitao do meio;
O tempo; O espao disponvel; A temperatura.
Ou seja, quanto mais calmo estiver o meio, quanto mais lento for o processo e quanto maior o
espao disponvel, mais desenvolvidos e perfeitos os cristais so.
As formas dos cristais, contudo, no dependem apenas das condies externas que
determinam a sua gnese. So tambm factores internos que contribuem para a sua
organizao espacial interna e, consequentemente, para as formas que assumem.
A estrutura cristalina implica uma disposio ordenada dos tomos ou ies, que formam uma
rede tridimensional que segue um modelo geomtrico caracterstico de cada espcie mineral.
A rede constituda por unidades de forma paralelepipdica que constituem a malha
elementar ou motivo cristalino, que se repetem. Num cristal, os ns correspondem s
partculas elementares, as fiadas so alinhamentos de partculas e os planos reticulares so
planos definidos por duas fiadas no paralelas.
Por vezes, as partculas no chegam a atingir o estado cristalino. A textura fica desordenada,
designando-se a matria, nestas condies, por textura amorfa ou vtrea.
SILICATOS PRINCIPAIS CONSTITUINTES DAS ROCHAS
Aproximadamente 95% do peso e do volume da crosta terrestre so formados por minerais
pertencentes ao grupo dos silicatos. A estrutura mais comum dos silicatos o tetraedro (SiO4)4-
ISOMORFISMO E POLIMORFISMO
Isomorfismo existem substncias que, embora quimicamente diferentes, apresentam a
estrutura interna idntica e formas externas semelhantes, designando-se assim por
substncias isomorfas.
Em casos de substncias isomorfas, pode ocorrer a substituio, na rede estrutural, de um tipo
de io por outro diferente. Esta substituio s possvel se houver afinidade qumica entre
essas partculas e os raios dos ies intersubstituiveis forem semelhantes.
A conjuntos de minerais como estes, que mantendo a estrutura interna, variam de
composio, chama-se srie isomorfa ou soluo slida, e os cristais constitudos designam-se
por cristais de misturas, misturas slidas ou misturas isomorfas.
o caso, por exemplo das plagiclases, que so silicatos em que o Na+ e o Ca+ se podem
intersubstituir.
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Polimorfismo pode ainda ocorrer na natureza minerais que, apesar de terem a mesma
composio qumica, apresentam redes cristalinas diferentes polimorfismo. O carbonato de
clcio pode formar dois minerais diferentes, a calcite e a aragonite, tambm o carbono pode
cristalizar em dois minerais diferentes, o diamante a grafite.
DIFERENCIAAO MAGMTICA
Um s magma pode originar diversos tipos de rochas, visto ser constitudo por uma mistura
complexa que ao solidificar origina diferentes associaes de minerais.
Como a cristalizao desses minerais ocorre a temperaturas diferentes, formam-se durante o
processo diferentes associaes de cristais e um magma residual. A composio do magma
residual vai mudando conforme a temperatura vai baixando, podendo originar rochas
diferentes do magma original. Pode, ento, afirmar-se que existe uma diferenciao
magmtica por , isto , realizada em tempos diferentes.
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Segundo Bowen, existem duas sries de reaces que se designam respectivamente, por srie
dos minerais ferromagnesianos ou srie descontnua e srie das plagiclases ou srie
continua.
Estas sries reflectem fenmenos que ocorrem simultaneamente medida que a temperatura
do magma vai baixando, se no houver separao dos minerais que se vo formando.
Durante o arrefecimento do magma, na srie descontnua, primeiro formam-se as olivinas,
cujo ponto de fuso mais elevado. Posteriormente cristalizam as piroxenas, depois as
anfbolas e, por fim, a biotite. Se, porm, estes minerais no se separarem do banho
magmtico, podem reagir com ele produzindo outros. Por exemplo, se a reaco da olivina
leva formao de piroxenas, que, por sua vez, reagindo com o magma envolvente originam
as anfbolas, as quais seguidamente podem originar a biotite.
Simultaneamente, com a cristalizao da olivina forma-se a anortite (rica em Ca) da srie
contnua. medida que a temperatura vai descendo na rede cristalina da anortite o clcio vai
sendo, progressivamente substitudo por sdio em todas as propores, originando a srie de
plagiclases sucessivamente mais ricas em sdio (albite rica em Na). Essa substituio faz-se
de forma contnua, dependendo da composio do magma inicial.
A temperaturas mais baixas o magma residual formar feldspato potssico, moscovite e
finalmente quartzo, que cristaliza entre os cristais j formados.
Se, durante a consolidao, os cristais se forem separando do lquido remanescente, um
mesmo magma original pode dar origem a rochas diferentes.
So vrias a formas pelas quais os cristais podem ser separados do magma residual:
Compresso do local onde se formam os cristais se o local onde se formam oscristais for comprimido, o liquido residual tende a escapar por pequenas fendas,
enquanto os cristais ficam no local da sua gnese.
Diferenciao gravtica se os cristais so mais densos ou menos densos do que oliquido residual, eles deslocam-se para o fundo ou para o cimo da cmara magmtica,
respectivamente. Eles tendem a acumular-se por ordem da sua formao e por ordem
das suas densidades.
Suponhamos que os cristais de olivina, piroxenas e algumas plagiclases calcossdicas se
separam do restante magma, formando uma rocha - o gabro. O magma residual fica ento
bastante rico em slica, alumnio e potssio, porque a maioria do ferro, clcio e magnsio j se
esgotou. Este magma residual pode migrar para um contexto diferente daquele em que se
geraram os primeiros cristais de olivina, piroxenas e plagiclases calcossdicas. O resultado
pode ser a formao de uma rocha como o granito, composto essencialmente por quartzo,
moscovite e feldspato potssico. Nesta situao o magma que originou o granito foi o
resultado da diferenciao magmtica operada num magma de natureza basltica.
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DIVERSIDADE DE ROCHAS MAGMTICAS
Composio mineralgica
Uma das propriedades que pode dar a ideia da composio das rochas a tonalidade geral que
apresentam. Minerais como o quartzo, feldspatos (ortclase e plagiclases) e a moscovite sominerais de cores claras e pouco densos, chamados minerais flsicos. A biotite, as piroxenas,
as anfbolas e a olivina pelo facto de serem ricas em ferro e magnsio, apresentam cores
escuras e so designadas por minerais mficos.
Quando os minerais predominantes so flsicos, como no caso das rochas cidas, essas rochas
so claras e denominam-se leucocratas.
Se os minerais predominantes so mficos, o que acontece nas rochas bsicas, as rochas
resultantes designam-se melanocratas.
Se as rochas apresentam colorao intermdia, designam-se mesocratas.
Textura o aspecto geral da rocha resultante das dimenses, da forma e do arranjo dos
minerais constituintes. A viscosidade e o tempo de arrefecimento dos magmas so factores
que interferem no tamanho dos cristais que as rochas apresentam.
As texturas podem ser:
Granular as dimenses dos cristais tm, em geral, 1mm ou mais de dimetro. Istoacontece porque durante o arrefecimento do magma, a matria organiza-se formando
cristais relativamente desenvolvidos e visveis a olho nu. Este tipo de textura
caracterstico das rochas intrusivas;
Agranular a maioria destes cristais tm dimenses microscpicas, podendo existirpequenas pores de uma espcie de vidro em que os tomos no se organizam em
minerais individualizados. Neste tipo de rochas o aspecto mais ou menos
homogneo. Esta textura caracterstica das rochas resultantes de magmas que
ascendem rapidamente superfcie.
FAMILIAS DE ROCHAS MAGMTICAS
As plagiclases encontram-se em todas as rochas magmticas, embora se verifique um
predomnio dos termos mais sdicos na leucocratas, sendo substitudos pelos mais ricos emclcio nas melanocratas.
A tonalidade geral das rochas tambm vai variando, pois est relacionada com a composio
qumica. Quanto mais abundantes forem os minerais ferromagnesianos, mais escuras so as
rochas. Deste modo, os basaltos e os gabros so rochas mais escuras.
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DEFORMAES NAS ROCHAS
a mobilidade da litosfera e o peso das camadas suprajacentes que provocam, ao longo dos
tempos, tenses, ou seja, foras aplicadas por unidade de rea que vo originar deformaes
nas rochas. Na maior parte dos casos correspondem a alteraes da forma e do volume
simultaneamente.
As rochas no so elsticas, so mais plsticas por isso no voltam posio inicial.
MECANISMOS DE DEFORMAO
Foras compressivas
Provocam:
Dobras;
Falhas compressivas.
Foras distensivas
Provocam:
Estiramento; Falhas distensivas.
Foras de cisalhamento
Provocam:
Cisalhamento; Falha de desligamento.
Tenses de compresso actuam sobre a rocha e tendem a reduzir o seu volume, podendo
originar a sua fractura.
Tenses de distenso ou de traco as foras aplicadas tendem a alongar ou fracturar a
rocha.
Tenses de Cisalhamento provocam movimentos paralelos em sentidos opostos.
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Deformao elstica a deformao reversvel e proporcional ao esforo aplicado. Quando
cessa a fora deformadora, o material recupera o estado primitivo. Como exemplo, temo o
comportamento de uma mola elstica, qual se aplica um dado esforo que no ultrapasse
determinado limite, limite de elasticidade.
O campo de deformao elstica nas rochas , geralmente, muito limitado, e, quando ultrapassado o limite de elasticidade as rochas adquirem um comportamento plstico ou
entram em rotura.
Deformao plstica acima do limite de elasticidade, o material fica deformado
permanentemente sem rotura se no for ultrapassado o limite de plasticidade. Esta
deformao pode ser evidenciada em plasticina ou em barro que, quando modelados,
conservam a deformao. A deformao chamada deformao contnua, quando no se
verificam descontinuidades entre as partes contguas do material deformado. Ex: dobras.
Deformao por rotura quando ultrapassado o limite de plasticidade, a rocha cede e entraem rotura. Essas deformaes podem ser consideradas deformaes contnuas. Ex: falhas.
As rochas podem ter um comportamento frgil, quando sob aces de tenso entram
facilmente em rotura, ou um comportamento dctil, se experimentam deformaes
permanentes, entrando contudo mais dificilmente em rotura.
Em geral as rochas so materiais pouco plsticos, que entram facilmente em rotura, isto ,
manifestam um comportamento frgil. A rotura ocorre principalmente quando esto prximas
da superfcie.
A profundidades elevadas e sob a aco de grandes tenses e temperaturas, as rochas entramem rotura mais dificilmente, revelando ento um comportamento dctil.
INFLUNCIA DE FACTORES AMBIENTAIS NA DEFORMAO DAS ROCHAS
Tenso confinante ou litosttica a tenso resultante do peso das camadas suprajacentes.
Esta tenso aumenta a ductilidade da rocha, aumentando o campo de plasticidade e,
consequentemente, a resistncia rotura.
Tenso no litosttica ou dirigida ocorre quando um corpo est sujeito a foras de
intensidade diferente nas diversas direces.
Temperatura aumenta tambm a plasticidade. Por exemplo, um vidro que se partiu
temperatura ambiente pode ser reciclado, porque os bocados resultantes podem ser
aquecidos tornando-se moldveis.
Do mesmo modo que a presso, a temperatura aumenta tambm com a profundidade e,
consequentemente, aumenta o limite de plasticidade das rochas.
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Contedo em fluidos de um modo geral, faz tambm aumenta a plasticidade das rochas.
uma situao anloga que se verifica num ramo hmido de uma rvore que flecte mais
facilmen