Geoquímica II

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Geoquímica 
Máuria Stefânia R. De Zaza 
Ciclo das Rochas: é o processo que englobe vários fénomenos necessários para a formação de rochas
magmáticas, sedimentares e metamórficas. Estes fenómenos estão intimamente ligadas, tais fenómenos são:
meteorização e erosão, metamorfismo e fusão. 
Elementos Químicos na Hidrosfera
Composição Química da Água
1. A água doce apresenta uma grande variação da sua composição química condicionada por vários
factores, sendo de destacar as litologia atravessadas pela água. 
2. A água doce tem composição química diferente da da água doce, apresentada acima. 
A salinidade da água é definida como a concentração de todos os catiões e aniões presentes
numa determinada massa de água. Os catiões mais predominantes são K, Na, Ca, Mg e os aniões
mais importantes são 𝐻𝐶𝑂3!, 𝐶𝑂3"!, 𝑆𝑂4"!, Cl , F-
As águas podem ser classificadas com base nos conteúdos químicos predominantes: 
• Quando houver predominância do ião cloreto e sódio, as águas são denominada cloretadas sódicas; 
estas águas são típicas dos oceanos; 
• Quando predomina Ca2+ e HCO3-, são designadas bicarbonatadas cálcicas. Esta tendência é
adquirida durante a residência da água em rochas tais como calcário e dolomites. 
• Quando predomina Na+, Mg2+ e HCO3-, são designadas bicarbonatadas sódico- magnesianas. 
Esta tendência é adquirida durante a residência da água em rochas tais como dolomites. 
• Quando predomina HCO3- e SO32-, são designadas bicarbonatada-sulfatadas. Esta tendência é
adquirida durante a residência da água em rochas tais como dolomites. 
Diagramas iónicos das diferentes fontes de água
Os diagramas propostos por Stiff expressam a relação de quantidade dos principais iões da água. Estes são
muito usados para o efeitos de classificação rápida das águas. Veja o exemplo desses diagramas referentes às
análises químicas das águas de fontes G1, G2, G3, G4 e G5. 
A composição química da água é, muitas vezes, o reflexo da interacção que esta tem com as rochas por
ela passa.
A solubilidade refere-se à quantidade de um certo elemento químico que pode ser dissolvida pela água. 
Quando se atinge o limite máximo da dissolução de um determinado elemento químico diz-se que foi
atingida a saturação desse mesmo elemento. 
dissolução refere-se ao processo de desgaste e incorporação de uma matéria sólida pelo solvente, 
formando uma solução.
Existem dois tipos de dissolução:
1. Dissolução congruente – quando todo o material dissolvido fica em solução; 
2. Dissolução incongruente – quando uma parte da matéria dissolvida vai à solução, enquanto algum
material modificado fica no estado sólido. 
Da interacção do material sólido com a água, os seguintes cenários ocorrem: 
1. Os materiais com ligações iónicas, entrando em interacção com a água, dissociam-se formando iões. 
Isto acontece, por exemplo, com o mineral halite, também chamdo sal da cozinha. 
2. Materiais com ligações covalentes, que entram em contacto com o solvente, podem ir à
solução sem sofrer alteração. Isto acontece por exemplo com a glicose. 
3. Há materiais com ligações covalentes ou iónicas que reagem com o solvente. 
O grau de dissolução dos elementos químicos em água pura obedece à posição na tabela
periódica. Os elementos posicionados nos extremos (elementos alcalinos e alcalinos terrosos e 
os halogénios) tendem a dissolver-se mais e por isso estão em abundância tanto na água doce
como nos oceanos. Os elementos posicionados no meio da tabela periódica são menos
solúveis em água. 
Quando os sedimentos do mar entram em contacto com os iões contidos Na água, os seguintes cenários são
possíveis: 
Distribuição dos elementos químicos na água
A distruição dos elemenos químicos dissolvidos na água é consequência do papel dos seguintes factores: 
• Captação e libertação dos iões por material em sedimentação – este factor controla a distribuição vertical 
dos elementos químicos na água. O panckton desempenha um papel importante para este efeito. 
• Fluxo de correntes oceânicas – transportam, horizontalmente, elementos químicos de zonas de maior
concentração para as zonas de menores concentrações. 
• Fontes externas – alguns elementos tem origem continental e são introduzidos no sistema marinho por
diferentes fontes, tais como, influxo dos rios, influxo subterrâneo, ventos e animais. 
Quanto à distribuicão, destacam-se as segintes categorias de elementos químicos: 
• Elementos conservativos – a distribuição horizontal e vertical é a mesma nos oceanos. Destacam-se os
seguintes elementos: H, O, Na, K, Rb, Cs, Mg, Mo, W, Re, Tl, B, F, Cl, S, U e Br; 
• Nutrientes – encontram-se empobrecidos na superfície das águas devido à sua absorção por plankton e 
incorporação na biomassa. São exemplos: Fe,P, Ca, Si, Cu, Zn, Se, C, As e V. 
• Elementos errantes – estes elementos são rapidamente absorvidos por partícula em afundimento e removidos
para os sedimentos. Assim, a concentração dos elementos errantes na água do mar vai reduzindo com o tempo. 
A concentraao destes elementos na água do mar é menor em profundidade intermédias do que na superfície da 
e Th. 
• Elementos radioactivos – a água do mar contém inúmeros elementos radioactivos naturais. A sua distribuição
na água do mar é pouco previsível devido a formação por decaimento de seus isotopos filhos e por causa da 
remoção por partículas posteriormente sedimentadas. Destacam-se aqui os actinídeoas. 
• Gases Estáveis – os gases estáveis passa da atmosfera para a superfície da água do mar, 
atingindo ai a sua saturação. A concentração necessária para a saturação depende da 
temperatura. Na água fria concentra-se maior quantidade de gases do que nas águas quentes. 
A concentração dos gases estáveis é maior na parte superficial da água do mar (fria) e quando
essas águas frias afundam para o interior da água do mar, carregam consigo esses gases 
estáveis. Esses gases podem ser completamente inertes (não reactivos), à semelhança dos 
gases nobres (He, Ne, Ar, Kr, Xe e Rn) ou serem pouco reactivos à semelhança do 
nitrogénio. A água profunda do oceano é fria e contém grandes concentração de gases 
estáveis.
•
AFINIDADES DOS ELEMENTOS QUÍMICOS – SOLUÇÕES SÓLIDAS: REGRAS DE 
PAULING 
Regra 1 – Os poliedros de coordenação de aniões são formados à volta de cada catião, onde: 
• A distância do catião ao anião é determinada através da soma dos raios iónicos;
• O número de coordenação do poliedro é determinado através do quociente entre o raio
do anião e do catião (Ra/Rc) (figura 2). 
Regra 2 – princípio da valência electrostática.
Esta regra diz: “ A força de ligação iónica entre o catião e o anião (v.e., calculada na figura 3) é
igual ao quociente entre a carga do anião (Z) e número de coordenação (n ou NC)”. V.e. = Z/NC; Onde: 
v.e. é valência electrostática (em inglês chama-se electrostaic valence, com a sigla e.v.). Numa estrutura
neutra há um equilíbrio de cargas entre os catiões e os aniões (presentes nos poliedros). 
A força de ligação entre catiões e aniões podem ser uniformes ou não.
Ligação Isodésmica – acontece quando todas as ligações iónicas são iguais. Nestes casos, haverá
uma tendência dos aniões circundarem os catiões de forma simétrica, num empacotamento muito
denso. 
Uma tendência de cristalização dos minerais em sistemas com simetria elevada, tais como, o cúbico, 
tetragonal e hexagonal; 
Óxidos, cloretos e fluoretos são exemplos destas ligações isodésmicas.
Ligações Anisodésmicas – acontecem quando algumas forças de ligação catião-anião são
maiores que as outras. Os catiões que formam estas ligações mais fortes são de pequenas
C4+ S6+ P5+ Si4+ dimensões e elevada carga. Ex: C , S , P e Si . Estes catiões formam grupos
aniónicos tais 
como: CO32-, SO42-, PO43- e SiO44-
• Minerais com ligações anisodésmicas terão baixa simetria e poliedros de corrdenação irregulares. 
• Ligações anisodésmicas resultam de elevada valência dos catiões, com uma valência electrostática
maior do que a metade da valência dos aniões poliédricos. 
Regra 3 – Poliedros aniónicosque partilham arestas ou faces tem a sua estabilidade reduzida
por aproximarem catiões. Isto acontece particularmente para os catiões de elevada valência. 
Regra 4 – Em estruturas com diferentes tipos de catiões, os que tem maior valência e baixo
número de coordenação tendem a não partilhar poliedros com os outros. Em caso de partilha, 
os poliedros ficam deformados para acomodarem a repulsão entre os catiões. 
Regra 5 – princípio de parsimônia – A natureza tem uma tendência de simplificar processos. 
Porque o número e o tipo de diferentes sítios estruturais tendem a ser limitados, diferentes iões
tendem a ocupar as mesmas posições estruturais – isto leva à ocorrência de soluções sólidas. 
Segundo as regras de Goldschmidt, a substituição é basicamente controlada pelos raios
iónicos dos elementos químicos: 
a) Quando a diferença entre os raios iónicos for inferior a 15% a substituição entre os
respectivos elementos químicos é ilimitada
b) A substituição limitada ocorre quando a diferença entre os raios iónicos estiver entre 15 e 
30% 
c) Quando a diferença entre os raios iónicos for superior a 30% poderá não ocorrer a 
substituição entre os respectivos elementos. 
d) Para que a substituição ocorra, a diferença de cargas (valências) não poderá ser superior a 1. 
• A substituição atómica é maior a temperaturas e pressões mais elevadas; 
• Quando a composição química de um mineral varia em consequência da substituição atómica, diz-
se que o mineral sofre solução sólida; 
• A solução sólida ocorre quando um determinado mineral contém em sítios estruturais específicos
são ocupados em diferentes proporções por dois ou mais elementos químicos (diferentes). 
• A olivina mostra solução sólida completa, entre 100% de Fe (a olivina com 100% de Fe é
designada fayalite) e 100% de Mg (forsterite), sendo todas as proporções de Fe e Mg naturalmente
possíveis. 
Processos Conducentes à Solução sólida de Elementos Vestigiais
Camuflagem – Ocorre naquelas situações em que o elemento menor tem a o mesmo raio iónico e 
carga similar aos do elemento maior. Esta situação ocorre por exemplo entre Zr4+ (raio iónico de 
0.72A) e Hf4+ (com raio iónico de 0.71). 
Hf não forma um mineral próprio. Ocorre camuflado em zircão (ZrSiO4). 
Captura – ocorre quando o elemento menor entra preferencialmente no cristal no lugar do elemento
maior, porque tem elevado potencial iónico do que o elemento maior. Por exemplo, os feldspatos
potássicos capturam Ba2+ (1.35A) para o lugar de K+ (1.38A). Esta substituição requer dupla
substituição para garantir-se o equilíbrio de cargas. 
Admissão – envolve a entrada de ião estranho de menor potencial iónico do que o do elemento maior. 
O Rb+ entra via admissão na estrutura dos feldspatos alcalinos, em substituição de K+ (1.38A). 
REACÇÃO DAS ESTRUTURAS FACE A SUBSTITUIÇÕES
Polimorfos – são minerais que apresentam a mesma composição química, ou a mesma fórmula, 
mas com diferentes estruturas cristalinas. O fenómeno em sí é designado polimorfismo. 
O elemento químico C (carbono) pode cristalizar-se na forma de diamante ou de grafite. Estes dois
minerais são polimorfos. O mesmo acontece com a composição química Al2SiO4, que se pode
cristalizar como andalusite, silimanite e cianite. Estes três minerais são polimórficos de Al2SiO4. 
Um determinado mineral do grupo polimorfo é estável sob determinadas condições de temperatura e 
pressão. Elevadas pressões são mais favoráveis aos minerais de empacotamento mais denso. 
Os polimorfos são gerados em ambientes de pressão e temperatura específicos
Diadoquia – é a capacidade de permuta química entre os iões presentes numa certa estrutura cristalina. 
Neste fenómeno, os iões são capazes de se intersubstituir em todas as proporções numa estrutura sem a 
modificar. Estas substituições que preservam a forma são designadas isomórficas. 
A olivina mostra solução sólida completa, entre 100% de Fe (a olivina com 100% de Fe é designada
fayalite) e 100% de Mg (forsterite), sendo todas as proporções de Fe e Mg naturalmente possíveis. Este 
é um exemplo de diadoquia. 
As substituições nas quais se mantém a forma do cristal alvo das substituições são designadas
isomórficas. 
O termo isoestrutural é aplicado para os minerais que têm o mesmo tipo de estrutura cristalina. Ex: 
Halite (NaCl) e galena (PbS). 
Pseudomorfismo – são substituições que podem ocorrem numa determinada estrutura, mantendo a 
forma inicial. O mineral resultante poderá ser de um sistema cristalino diferente, entretanto, mostrando
o hábito que não lhe é característico. A pirite, [por exemplo, é cúbica. Pode ser substitída por goetite
(ortorrômbica), que poderá apresentar-se com um hábito cúbico. Para este caso, fala-se de 
pseudomorfismo da goetite após biotite. 
Exsolução – É a separação de um determinado mineral antes homogéneo em dois ou mais minerais. 
Um exemplo típico de exsolução é comum em feldspatos, onde o grau de solução sólida entre K e Na 
varia, fundamentalmente, com a temperatura. A elevada realiza-se uma solução sólida completa
(feldspatos homogéneos). Quando os feldspatos são submetidos ao abaixamento da temperatura, pode
ocorrer a imiscibilidade entre as fases antes homogéneas, passando a haver duas fases, nomeadamente, 
a rica em K (microclina ou ortoclase) e a rica em Na (albite) (figura 6). O resultado desta exsolução é
pertite (ou antipertite). 
1. Crusta Terrestre 
PLACAS TECTÓNICAS 
Elementos Químicos na Terra 
A crusta terrestre é constituída maioritariamente por oxigénio, silício, cálcio, magnésio, sódio, potássio, 
titânio e cerca de 64 elementos vestigiais. 
Em termos litológicos, predominam granitóides que constituem 86% das rochas da crusta continental. 
As rochas metamórficas que ocorrem a maior profundidade são ortognaisses graníticos, metapelitos e 
metagrauvaques, sugerindo uma composição primária granítica. 
Granitos tipo S são formados a partir da fusão de material sedimentar marinho como por argilas, 
grauvaque e chert. Estes materiais acumulam-se, por exemplo, em melange, na margem das placas. 
Quando soterrados, estes materiais convertem-se em rochas metamórficas de facies anfibolítica, 
passando pela granulítica. As micas estão presentes em grandes proporções, levando à formação de 
xistos moscovíticos e biotíticos. Estas micas estão ricas em flúor e algum boro, para além de alumínio, 
K, Fe e Mg que são importantes componentes. 
A matéria orgânica deposita-se, juntamente com os sedimentos no fundo dos oceanos, evoluindo, 
depois a shales. A alteração da matéria orgânica contribui para a disponibilização de fósforo (P) para o 
sistema. 
Em condições P e T mais severas, acima do metamorfismo granulítico, realiza-se a fusão, adquirindo o 
magma resultante uma assinatura geoquímica peraluminosa. Baixo grau de fusão parcial resulta na
formação de magmas que consolidam como granitos do tipo S. Estes serão ricos em Al e K e pobres
em Ca e Mg. Magmas deste tipo, mais diferenciados, formam pegmatitos do tipo LCT. Em termos de 
elementos vestigiais, espera-se, nestes magmas, elevadas concentrações (relativas) de Li, Cs, Ta, P, Be 
e B. 
Granitos Tipo I 
São granitos de protólito ígneo, que derivam da fusão parcial de rochas ígneas e metaígneas da crusta
continental inferior, derivado da convecção do material mantélico para niveis superiores. Ocorrem
maioritariamente em ambientes de subdução. 
Em relação aos granitos do tipo S, estes são mais máficos, mais cálcicos, menos potássicos e menos
aluminosos (estes são mais metaluminosos). 
A origem destes granitos tanto pode resultar da fusão das rochas da cunha mantélica acima da placa oceânica
em subdução, como da crusta oceânica. 
A cunha mantélica tem composição essencialmente peridotítica, sendo, portanto, enriquecida em olivina, 
ortopiroxena, clino piroxena e granada. A crusta oceânica é composta por basaltos e anfibolitos, ricos em
anfíbola, plagioclase, clinorixroxena e granada. 
A conentração de P magmas I é baixa e pode aumentar com o decurso da diferenciação do magma. Estes 
magmas podem evoluirpara derivados LCT ou NYF. 
Granitos tipo A 
A designação A vem de ambiente anorogénico, fora das zonas de convergência tectónica. Nestes ambientes, 
o enriquecimento em F é característico, acontecendo o contrário para o B e P. A assinatura geoquímicas dos 
magmas destes ambientes é fortemente peralcalino e metaluminoso, registando-se concentrações
relativamente elevadas de Nb, Y, F, Rb, Be, Zr, Sn, Ta, U. Estas composições derivam da fusão de gnaisses
da crusta continental inferior, basaltos abaixo da crusta continental e manto subcontinental. 
A fusão parcial de rochas mantélicas incide sobre peridotitos portadores de granada e lherzolites com 
espinela. 
Magmas lherzolíticos encontram-se enriquecidos em Nb e TRL. 
Os granitos do tipo A são assim designados mais pelo ambiente tectónico de ocorrência do que pela 
composição. Maior parte dos magmas desta composição geram derivados designados NYF, 
graças ao seu enriquecimento em Nb, Y e F, respectivamente, para além de U, Th, Zr, TR, Ga e Ti. O Y 
está associado à fusão de micas e anfíbolas
Granitos tipo M 
Granitos tipo M são derivados da cristalização fraccionada de magmas basálticos. Estes são
relativamente ricos em plagioclase. Os protólitos que contribuem para as composições do tipo M são, 
geralmente, gabros e tonalitos. 
Os granitos tipo M são mais comuns em arcos de ilha. Neste ambiente, resultam da fraccionação do 
magma formado por fusão parcial da crusta oceânica subduzida ou do manto subjacente.
2. Composição Química e Mineralógica do Manto
O manto é a camada imediatamente abaixo da crusta terrestre que ocupa mais de 86% do volume do 
planeta e 67% da sua massa, estendendo-se até à profundidade de 2900 km. Devido ao aumento da 
profundidade, ocorre um aumento da pressão e conseqüentemente da densidade do manto. O limite
entre a crusta e o manto é designado descontinuidade de Moho (abreviado de Mohorovic, nome do 
simolólogo britâncio que o descobriu, em 1909). 
As diferenças de temperatura originam as convecções no matnto, que tem como consequência, a 
existência e movimentação das placas tectónicas. 
A cerca de 100 km 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, 250 km de extensão, é conhecida como Zona de Baixa Velocidade ( ZBV ) e 
representa mais uma descontinuidade sísmica. 
As rochas que compõem o manto são constituídas por minerais ricos em silicatos de ferro e magnésio
(rochas básicas), como as olivinas, piroxenas, granadas, para além de óxidos. Em termos de 
abundância relativa, destaca-se o oxigénio (45%), silício (22%) e magnésio (21%). Detacam-se, 
também, em menores proporções relativamente menores, o ferro, alumínio, cálcio, sódio e potássio. 
O principal tipo de rocha encontrado na parte superior do manto é peridotito, apresentando uma
densidade que atinge 3.4 g/cm3.
A olivina é o mineral mais abundante em peridotito, com percentagens que variam entre 40 e 90% da 
massa
3. Composição do Nucleo
O núcleo terrestre ocupa 16% do volume e 33% da massa da terra. O seu cewntro tem temperaturas
muito altas ao nível de 6000oC. Apesar destas temperaturas muito altas, a enorme pressão impede a fusão
da parte mais interna do núcleo, apresentando-se no estado sólido. 
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. 
O núcleo externo estende-se entre 2900 e 5100 km abaixo da superfície terrestre, e tem uma densidade
que varia de 9.9 a 12.2 g/cm3. A temperastura, por sua vez, varia de 4400oC a 6000 
°C próximo ao núcleo interno. Esta camada é constituída por uma mistrura de ferro e níquel e quantidades
traço de enxofre, silício e titânio (5). 
O núcleo interno estende-se do centro da terra até 5100 km abaixo da superfície terrestre. É constituído
por ferro (80%) e algum níquel, sendo por isso chamado nife. Em quantidades traço encontra-se S, C, O e 
K. 
A densidade do núcleo interno é superior à do núcleo externo.