GRUPO II - FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA

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CENTRO UNIVERSITÁRIO FAVENI 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
GUARULHOS – SP 
 
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SUMÁRIO 
 
1 INTRODUÇÃO ........................................................................................................ 2 
2 PRINCIPAIS FENÔMENOS GEOLÓGICOS QUE MODELARAM O PLANETA 
TERRA DESDE SUA ORIGEM ................................................................................... 3 
2.1 A origem do universo ........................................................................................ 3 
2.2 Tempo geológico ............................................................................................ 11 
2.3 O sistema Terra Lua ....................................................................................... 21 
2.4 Composição interna da Terra ......................................................................... 24 
2.5 Teorias geotectônicas ..................................................................................... 31 
2.6 Tipos de intemperismo.................................................................................... 45 
2.7 Vulcanismo ..................................................................................................... 50 
2.8 Metamorfismo ................................................................................................. 55 
2.9 Terremotos ..................................................................................................... 60 
2.10 Epirogênese e Orogênese .............................................................................. 63 
3 TIPOS DE MATERIAIS E FEIÇÕES GEOLÓGICAS ............................................ 64 
3.1 Meteoritos ....................................................................................................... 64 
3.2 Minerais .......................................................................................................... 69 
3.3 Rochas ............................................................................................................ 75 
3.4 Estruturas ....................................................................................................... 81 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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1 INTRODUÇÃO 
 
Prezado aluno! 
 
O Grupo Educacional FAVENI, esclarece que o material virtual é semelhante 
ao da sala de aula presencial. Em uma sala de aula, é raro – quase improvável - um 
aluno se levantar, interromper a exposição, dirigir-se ao professor e fazer uma 
pergunta, para que seja esclarecida uma dúvida sobre o tema tratado. O comum é 
que esse aluno faça a pergunta em voz alta para todos ouvirem e todos ouvirão a 
resposta. No espaço virtual, é a mesma coisa. Não hesite em perguntar, as perguntas 
poderão ser direcionadas ao protocolo de atendimento que serão respondidas em 
tempo hábil. 
Os cursos à distância exigem do aluno tempo e organização. No caso da nossa 
disciplina é preciso ter um horário destinado à leitura do texto base e à execução das 
avaliações propostas. A vantagem é que poderá reservar o dia da semana e a hora 
que lhe convier para isso. 
A organização é o quesito indispensável, porque há uma sequência a ser 
seguida e prazos definidos para as atividades. 
 
Bons estudos! 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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2 PRINCIPAIS FENÔMENOS GEOLÓGICOS QUE MODELARAM O PLANETA 
TERRA DESDE SUA ORIGEM 
 
2.1 A origem do universo 
 
Neste tópico estaremos estudando sobre a origem do Universo e do Sistema 
Solar, a estrutura interna e propriedades físicas da terra e a tectônica de placas. A 
princípio você pode acreditar que o tema abordado nesta unidade não é importante, 
afinal possui pouca aplicabilidade no nosso dia a dia. Apesar de seu caráter teórico, 
trata-se de um tema importante para fundamentar os conceitos geológicos básicos 
que serão abordados para iniciarmos o seu processo de construção do conhecimento 
sobre a geologia. 
Para que possamos começar a estudar as propriedades geológicas do planeta 
em que vivemos, precisamos primeiro entender como o Universo e toda a matéria que 
o compõe tiveram origem, como o "nada" se combinou e deu origem aos planetas, 
entre eles a Terra, que por sua vez passou por um extenso processo evolutivo até 
atingir a configuração que conhecemos e estudaremos. 
 
 
Fonte: https://www.ufjf.br/ 
Desde os tempos mais remotos, a humanidade questionava como o Universo 
teria se originado, hoje a Teoria do Big Bang é a mais aceita para explicar como tudo 
começou. Segundo essa teoria, o Universo surgiu há aproximadamente 13,7 bilhões 
de anos quando toda a matéria se concentrava em um ponto extremamente denso 
 
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que, após uma explosão cataclísmica, de razões ainda desconhecidas, começou a 
expandir-se, dando origem à matéria e encontra-se em expansão até hoje. A teoria da 
expansão do Universo surgiu quando, em 1992, astrônomos que analisavam dados 
obtidos pelo telescópio espacial Hubble identificaram que a luz das galáxias distantes 
apresentava comprimentos de onda de luz vermelha. Segundo o Efeito Doppler, 
comprimentos de onda que se aproximam do ponto de observação exibem 
comprimentos de onda de luz azul, ao passo que ao afastarem-se exibem 
comprimento de onda de luz vermelha. Desta forma, todas as galáxias estariam se 
afastando da nossa em todas as direções, portanto o Universo encontra-se em 
expansão (DEL MORO, 2017). 
Quando a temperatura e a densidade da energia diminuíram, a matéria 
começou a se formar, em um processo chamado nucleogênese. Durante a 
nucleogênese, prótons, elétrons e nêutrons combinaram-se e formaram os primeiros 
átomos de elementos leves, H e He, posteriormente tiveram origem Li e Be. Com 
quase um milhão de anos de existência, quando a temperatura já era muito baixa para 
permitir a criação de novos elementos, a força da gravidade passou a unir a matéria 
existente em imensas nuvens de gás com forma espiralada (DEL MORO, 2017). 
Geologicamente falando, é importante analisar como os elementos tiveram 
origem, e de que maneira uma nuvem de átomos se transformou na matéria que 
constitui galáxias, planetas e deu origem aos minerais e rochas que conhecemos hoje. 
O conteúdo a seguir demonstra como ocorreu a formação do Sistema Solar, de 
acordo com a Teoria da Nebulosa (figura abaixo). 
 
 
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Figura: O processo de formação do Sistema Solar de acordo com a Teoria da Nebulosa 
a) Uma nébula se forma a partir do H e He deixados pelo Big Bang. A força da 
gravidade une esses gases e a poeira estelar na forma de um disco. 
b) Partículas quentes se acumulam nos anéis interiores, enquanto voláteis 
concentram-se nos anéis externos. 
c) A bola de gás no centro torna-se quente o suficiente para dar início às 
reações de fusão das partículas, formando o protossol. Na porção externa, poeira 
estelar e partículas de gelo colidem, formando planetesimais. 
d) Os planetesimais desenvolvem-se a partir de contínuas colisões. 
e) A gravidade dá origem à forma arredondada aos planetas, já orbitando ao 
redor do Sol. 
 
 
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Essa é a razão de se acreditar que o desenvolvimento dos planetas está 
diretamente relacionado com a sua distância do Sol. Os fragmentos mais densos 
acumularam-se próximo ao núcleo de gravidade, enquanto os voláteis foram expelidos 
para o exterior da nebulosa. Desta forma, tem-se a divisão entre planetas terrosos 
(Mercúrio, Vênus, Terra e Marte) constituídos de metais e rochas, e os planetas 
gasosos (Júpiter, Saturno, Urano e Netuno), constituídos principalmente por gelo e 
outros gases. 
E o nosso planeta, a Terra, como esta se transformou neste planeta dinâmico 
que conhecemos, diferentemente de outros planetas que não apresentam atividade 
tectônica? A resposta para essa pergunta está nos processos de diferenciação. 
Quando a Terra ainda estava em formação, sofreu inúmeros impactos de 
planetesimais e outros corpos celestes, como meteoros. Ao se chocarem,a energia 
cinética da colisão era convertida em calor, causando a fusão dos materiais rochosos. 
Soma-se a isso o fato da presença de minerais radioativos, que ao decaírem liberam 
energia, consequentemente calor, a Terra primitiva se assimilava a uma grande bola 
incandescente (DEL MORO, 2017). 
Meteoros continuam se chocando com os planetas. Na Lua, por exemplo, são 
nítidas as crateras deixadas por esses impactos. O que acontece é que, ao contrário 
da Terra, a Lua não possui atmosfera, desta forma encontra-se muito mais exposta 
que o nosso planeta, pois os pequenos corpos que nos atingem se desintegram ao 
entrar em contato com a atmosfera terrestre, aqueles maiores e mais resistentes 
geralmente caem no mar. Isso não significa que não fomos atingidos ou que não 
estamos sujeitos a esse tipo de acontecimento. Acredita-se que, há aproximadamente 
66 milhões de anos, um gigantesco asteroide tenha se chocado com a Terra, 
causando uma extinção em massa que dizimou os dinossauros e milhares de espécies 
de outros seres vivos (DEL MORO, 2017). É provável que muitos outros eventos como 
esses tenham ocorrido ao longo da história geológica do planeta, porém, devido à 
presença de atmosfera e atividade erosiva, os registros tenham se perdido com o 
tempo. 
 
 
 
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Ao longo do tempo, os processos de fusão proporcionaram a diferenciação da 
Terra em camadas, em que elementos mais densos, Fe e Ni, passaram acumular-se 
no centro do planeta, e os mais leves, Si e Al, na parte externa. O material em contato 
com a parte externa do planeta resfriava-se, e aos poucos, uma camada rígida foi 
formada. A partir desse momento, o planeta encontrava-se dividido em três camadas: 
núcleo, manto e crosta, separadas por descontinuidades mapeadas por meio da 
geofísica e que definem zonas de contraste na propagação de ondas sísmicas (DEL 
MORO, 2017). 
A figura abaixo apresenta o perfil mostrando a divisão do planeta Terra em 
camadas limitadas por descontinuidades. 
 
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Fonte: Fairchild et al. (2009, p. 85) 
Na camada mais interna e sólida, o Fe, mais denso que Ni concentra-se no 
centro, formando o núcleo interno, que se estende de 5.100 km até 6.400 km de 
profundidade. O núcleo externo, formado por um material líquido fundido estende-se 
entre 5.100 km até 2.900 km. Conforme o modelo do geodínamo, a convecção que 
ocorre no núcleo da Terra é o mecanismo responsável pela geração do campo 
magnético terrestre, cuja existência permitiu o surgimento da atmosfera. A partir de 
2.900 km de profundidade encontra-se o manto, este que se estende até os 40 km 
(em média), constituído em sua maioria por oxigênio, magnésio, ferro e silício (DEL 
MORO, 2017). 
A camada que habitamos, mais externa e fina (40 km de espessura em média), 
é dado o nome de crosta. Constituída por materiais leves como silício, alumínio, ferro, 
cálcio, magnésio, sódio e potássio, pode ser dividida entre dois tipos principais: 
continental e oceânica. A crosta continental é mais espessa, pode atingir até 70 km 
sob cordilheiras de montanhas, formada por rochas menos densas, ricas em silício e 
alumínio. Já a crosta oceânica é mais fina, constituída por rochas densas, ricas em 
olivinas e piroxênios, compostos principalmente por Ca e Mg. 
 
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A crosta, a camada mais externa e rígida da Terra, encontra-se dividida em 
blocos ou placas tectônicas que "flutuam" sobre o manto afastando-se ou convergindo 
na direção uns dos outros, sendo o mecanismo unificado que explica a distribuição 
dos terremotos e vulcões, a mudança na posição dos continentes e a origem das 
cadeias de montanhas e fossas oceânicas. Por muitos e muitos anos geólogos 
desenvolveram teorias para explicar processos responsáveis por gerar essas 
estruturas geológicas, mas somente após o surgimento da teoria da tectônica de 
placas é que explicações para muitos desses acontecimentos foi possível. 
A Teoria da Deriva Continental foi apresentada por Alfred Wegener, um 
meteorologista alemão, em seu livro intitulado A Origem dos Continentes e Oceanos, 
publicado em 1915. Nele, Wegener defende que os continentes não são fixos e que 
estiveram reunidos no passado formando um único supercontinente chamado 
Pangea, que posteriormente fragmentou-se em continentes menores que se 
afastaram lentamente, até alcançar as posições que conhecemos hoje (DEL MORO, 
2017). 
A fim de sustentar sua teoria, Wegener fez algumas importantes observações, 
mostrando, por exemplo, como as margens dos continentes sul-americano e africano 
pareciam se encaixar como num quebra-cabeça. Apontou a presença de depósitos 
glaciais em locais que hoje conhecemos como a Índia, Austrália, África e América do 
Sul, algo que só poderia ter ocorrido se esses continentes estivessem unidos. 
Identificou os mesmos tipos de rochas Pré-cambrianas nas bordas dos continentes da 
América do Sul e da África. Por fim, mostrou a ocorrência de fósseis das mesmas 
espécies em continentes diferentes. Um exemplo é o Mesosaurus, um réptil aquático 
que foi encontrado na América do Sul e na África. 
Apesar de todas as evidências apresentadas por Wegener, sua teoria não foi 
bem aceita no meio geocientífico, pois ele não conseguiu demonstrar quais eram as 
forças que movimentariam essas enormes massas de terra. Somente nos anos 60, 
trinta anos após sua trágica morte em uma expedição à Groelândia, com a descoberta 
de novos dados, é que se voltou a falar da Teoria da Deriva Continental (DEL MORO, 
2017). 
Ao estudarem dados de batimetria e paleomagnetismo do assoalho oceânico, 
mapeados após a Segunda Guerra Mundial, geólogos perceberam que as anomalias 
magnéticas presentes nas rochas de fundo oceânico apresentavam o mesmo padrão 
 
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de alternância entre polaridades positiva e negativa em lados opostos da dorsal. Como 
alguns minerais magnéticos têm capacidade de se orientar de acordo com o campo 
magnético terrestre preservando sua orientação nas rochas no momento em que elas 
são formadas (paleomagnetismo), durante a formação de crosta nas dorsais meso-
oceânicas, os minerais, ao resfriarem, preservam dados de magnetização do campo 
magnético que devido ao espalhamento oceânico – a nova crosta gerada nas dorsais 
(já com campo magnético invertido) afasta a crosta antiga em direções opostas – dá 
origem este padrão ''listrado'' no assoalho oceânico. 
Como você já sabe, o manto da Terra é sólido, porém, é tão quente na base da 
crosta que exibe comportamento plástico, podendo fluir lentamente, na ordem de 1 a 
15 cm por ano. Essa habilidade de fluir do manto é chamada de convecção. Neste 
processo, o manto mais raso e frio afunda, enquanto o manto mais quente ascende 
devido ao contraste de temperatura, formando células de convecção e favorecendo a 
movimentação das placas tectônicas. 
As placas se movimentam uma em relação à outra a partir de três tipos de 
limites: limite convergente, limite divergente e limite transformante, conforme a Figura 
1.5. Em limites convergentes, ocorre a colisão de duas placas. A colisão pode ocorrer 
entre placas continental – oceânica, continental – continental ou oceânica – oceânica. 
Um exemplo de colisão entre duas placas de crosta continental está na cordilheira do 
Himalaia, pois como as duas placas são relativamente de baixa densidade, nenhuma 
afunda sob a outra, formando altas montanhas. A cordilheira dos Andes se 
desenvolveu a partir da colisão entre a placa oceânica do Pacífico e a placa 
continental da América do Sul. Por ser mais densa, a placa do pacífico afunda sob a 
placa sul-americana, formando uma zona de subducção. Atividade vulcânica ocorre 
associada a esse tipo de limite. Por fim, quando duas placas de crosta oceânica 
convergem, arco de ilhas vulcânicas se formam, como o Japão, por exemplo. Em um 
limite de placa do tipo divergente, duas placas oceânicas se afastam, um processo 
chamado de espalhamento do fundo oceânico, formando as cordilheirasmeso-
oceânicas, locais em que ocorre a geração de nova crosta oceânica para preencher o 
espaço gerado. Na transição entre esses dois limites, estão os limites transformantes, 
neles as placas deslizam lateralmente entre si, um exemplo famoso desse tipo de 
limite é a Falha de San Andreas, na Califórnia, EUA. (DEL MOURO, 2017). 
 
 
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Figura 1.5 | As placas tectônicas e os três tipos de limites entre placas: transformante, divergente e 
convergente 
 
 
 
2.2 Tempo geológico 
 
Nesta seção, estudaremos a história geológica da Terra no que se refere às 
modificações físicas e químicas do planeta ao longo de 4,6 bilhões de anos, e os 
sucessivos eventos de colisão e separação de continentes que formaram cadeias de 
montanhas e zonas de subducção. Conheceremos também, como surgiram as 
primeiras formas de vida e a diversificação das espécies, até as grandes extinções 
que aniquilaram os dinossauros possibilitando que os mamíferos e os humanos 
dominassem. Adicionalmente, você conhecerá as principais ferramentas e métodos 
utilizados pelos geólogos para encaixar as peças do quebra-cabeça que é a história 
geológica da Terra! 
 
 
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Fonte: https://geocienciazone.wordpress.com/ 
Entende-se por tempo geológico o tempo decorrido desde o final da fase de 
formação da Terra até os nossos dias. Antes da descoberta dos métodos de datação 
absoluta (radiometria) o tempo geológico foi dividido em intervalos diversos que, em 
ordem decrescente de importância hierárquica, receberam a qualificação eras, 
períodos, épocas e idades. Essas subdivisões ainda se mantêm, só que agora se 
conhece a amplitude cronológica absoluta das mesmas. Elas constituem unidades 
geocronológicas, cada uma das quais recebe uma designação particular. 
(BERTOLINO, 2005). 
No ano de 1669, Nicolau Steno chegou à conclusão que as rochas se 
superpunham em ordem cronológica (Lei da Superposição) e que elas estavam 
originalmente em camadas horizontais. Numa sequência de camadas, a camada de 
cima é mais jovem que a camada situada imediatamente abaixo. 
 
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Já em 1815 William Smith reconheceu que os fósseis são instrumentos 
confiáveis para datar as rochas (sedimentares) e distinguir um estrato do outro. Esta 
descoberta possibilitou a correlação de rochas de mesma idade e que se encontravam 
em localidades distantes, além de servir como apoio para elaboração dos primeiros 
mapas paleontológicos. 
Com base nos fósseis e na extinção de uma espécie ou de um conjunto de 
espécies, foi possível definir as idades geológicas e colocá-las, pela Lei da 
Superposição, em ordem cronológica (SALGADO-LABOURIAU, 1994). Esta 
sequência cronológica constitui a Escala de Tempo Geológica. 
 
 
Fonte: https://www.sobregeologia.com.br/ 
 
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A definição de cada unidade estratigráfica e sua cronologia surgiram aos 
poucos, com o estudo de muitos geólogos, trabalhando independentemente desde o 
final do século XVIII até meados do século XIX. Cada período geológico foi 
caracterizado depois de muitas observações, muito estudo, e foi colocado na escala 
geológica após várias tentativas. As subdivisões dos períodos ainda estão em estudos 
e são reexaminados cada vez que se criam novos métodos de observação 
(SALGADO-LABOURIAU, 1994). 
A escala geológica é sempre representada na sequência estratigráfica, a qual 
obedece à ordem da superposição inicial dos estratos. Esta ordem implica 
necessariamente numa medida de tempo - o tempo necessário para a deposição 
daquele estrato. 
 
 
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Em uma sequência estratigráfica o estrato mais antigo está na base da escala 
e é seguido pelos os outros que se vão superpondo no espaço e no tempo até chegar 
ao mais recente, o qual fica em cima de todos (tempo relativo). 
Sempre que as condições ambientais são semelhantes, mesmo que ocorram 
em épocas diferentes da escala geológica, elas produzem rochas sedimentares 
semelhantes. Entretanto, os fósseis, contidos em rochas semelhantes, mas de épocas 
distantes, são totalmente diferentes por causa do processo de evolução dos 
organismos. Para cada período, época ou outra unidade de tempo, existe um conjunto 
de fósseis característico. Conhecendo-se o conjunto de fósseis de uma formação 
pode-se dizer a que intervalo de tempo da escala geológica ela pertence e pode 
avaliar a extensão territorial onde esta formação ocorre (datação relativa). 
 
Magnitude do Tempo Geológico 
 
Mesmo hoje a quantidade real de tempo geológico decorrido, visto que é 
tremendamente grande, significa pouco, sem qualquer base de comparação. Para 
este fim, tem sido inventado numerosos esquemas nos quais, eventos geológicos 
chaves são localizados proporcionalmente, em unidades de comprimento ou tempo 
atuais, de modo a tornar o tempo geológico um tanto mais compreensível. 
Comprimam-se, por exemplo, todos os 4,5 bilhões de anos de tempo geológico 
em um só ano. Nesta escala, as rochas mais antigas reconhecidas datam de março. 
Os seres vivos apareceram inicialmente nos mares, em maio. As plantas e animais 
 
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terrestres surgiram no final de novembro e os pântanos, amplamente espalhados que 
formaram os depósitos de carvão pensilvanianos, floresceram durante cerca de quatro 
dias no início de dezembro. Os dinossauros dominaram nos meados de dezembro, 
mas desapareceram no dia 26, mais ou menos na época que as montanhas rochosas 
se elevaram inicialmente. Criaturas humanóides apareceram em algum momento na 
noite de 31 de dezembro, e as recentes capas de gelo continentais começaram a 
regredir da área dos Grandes Lagos e do norte da Europa a cerca de 1 minuto e 15 
segundos antes da meia noite do dia 31. Roma governou o mundo ocidental por 5 
segundos, das 11h.59m. 45 seg. até 11h.59m.50seg.. Colombo descobriu a América 
3 segundos antes da meia noite, e a ciência da geologia nasceu com os escritos de 
James Hutton exatamente há pouco mais que 1 segundo antes do final de nosso 
movimento ano dos anos (EICHER, 1982). 
 
Datação Radiométrica (Absoluta) 
 
Muitos tipos de átomos que ocorrem na natureza possuem núcleos que se 
desintegram espontaneamente para um estado de menor energia. Estes átomos são 
denominados radioativos, e o processo de sua desintegração é chamado 
radioatividade. Um tipo específico de átomo, que é caracterizado por um número 
atômico particular e um número de massa particular, é denominado nuclídeo. O 
número atômico é o número de prótons do núcleo e este número determina o 
elemento. O número de massa é a soma dos prótons e nêutrons do núcleo. Os 
nuclídeos, possuindo o mesmo número atômico, mas número de massa diferente, são 
chamados isótopos de um dado elemento. 
Na desintegração radioativa, o núcleo atômico emite uma partícula alfa ou uma 
partícula beta, ou captura um elétron. Ele pode simultaneamente emitir raios gama, 
radiação eletromagnética mais energética do que raios-X. Quando um átomo 
radioativo “pai” se desintegra, ele se transforma em outro tipo de átomo denominado 
“filho”. Na desintegração alfa, o núcleo do átomo pai perde 2 prótons e 2 nêutrons; o 
número de massa decresce de 4 e o número atômico de 2. Na desintegração beta, o 
núcleo emite um elétron de alta velocidade, um dos seus nêutrons se transforma em 
um próton e o número atômico aumenta de um. Na captura de elétrons, um próton do 
núcleo captura um elétron orbital e se transforma em um nêutron, e o número atômico 
 
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decresce de um. A desintegração beta e a captura de elétrons não mudam o número 
de massa. 
Visto que a desintegração radiativa envolve apenas o núcleo de um átomo pai, 
a taxa é independente de todas as condições físicas e químicas, tais como pressão, 
temperatura, e forças químicas tampões. Os átomos de um nuclídeo radioativo 
particular possuem cada um a mesma probabilidade de preservação ou 
desintegração, qualquer que seja a sua idade. O processo é estatisticamente caótico. 
Pode-se estabelecera probabilidade de desintegração por meio de uma constante de 
desintegração, , que indica a proporção de átomos radioativos existentes que se 
desintegrarão em uma unidade de tempo. O número total de átomos para desintegrar-
se será dado por  N, onde N é o número total de átomos radioativos pais, presentes 
no sistema. Desde que N decresce constantemente através da desintegração em uma 
dada amostra, o número real de átomos a se desintegrar deve decrescer com cada 
intervalo sucessivo de tempo na proporção de diminuição do número de átomos 
radioativos pais sobreviventes. O tempo de vida de um pai radioativo em um dado 
sistema não pode ser especificado. Em teoria é infinito. É simples, entretanto, 
especificar o tempo de desintegração da metade dos átomos pais radioativos em um 
sistema. Este tempo é chamado de meia-vida (BERTOLINO, 2005). Cada nuclídeo 
radioativo possui uma meia-vida única, T que relaciona à sua constante de 
desintegração pela expressão: 
 
T = 0,693/ 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Meia vida dos isótopos mais usados em datações radiométricas (Modificado de Salgado-Labouriau, 
1994). 
 
 
 
 
 
 
Método Radiocarbônico 
 
 
O carbono - 14 (C-14) é um isótopo radiativo que ocorre normalmente na 
atmosfera e nos seres vivos. A sua meia-vida é de cerca de 5.730 anos, o que significa 
que este método só pode ser utilizado para o Quaternário Tardio. 
O carbono - 14 apresenta uma peculiaridade muito especial. Ele está sendo 
criado continuamente na parte alta da atmosfera, a cerca de 15 km acima da superfície 
da Terra. Átomos de nitrogênio - 14 (N-14) são bombardeados constantemente por 
raios cósmicos nesta altitude, o que faz com que cada núcleo absorva um nêutron, 
emita um próton e se transforme em carbono - 14. Este carbono recém-criado é 
imediatamente incorporado ao gás carbônico (CO2) atmosférico e é assimilado no 
ciclo de carbono dos seres vivos. Eventualmente, o C-14 decai novamente a N-14. 
(BERTOLINO, 2005). 
 
 
 
 
 
 
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Tabela I Série de decaimento do urânio (238U e 235U). 
 
Na década de 50, W. Libby criou o método de datação por radio-carbono. Pelo 
processo de fotossíntese as plantas removem o gás carbônico da atmosfera. Como 
C-12, C-13 e C-14 estão em equilíbrio, a atmosfera, o mar, as plantas e os animais 
vivos têm estes isótopos em equilíbrio dinâmico. Quando um organismo morre, ele 
para de absorver CO2 e lentamente a proporção de C-14 diminui no corpo por 
decaimento radioativo. O método de datação criado por Libby, não mede a quantidade 
de isótopo estável produzido pelo decaimento radioativo, como as técnicas com 
isótopos de longa-vida. O que se mede é a quantidade de C-14 que restou na matéria 
orgânica morta (SALGADO-LABOURIAU, 1994). 
Como o C-14 tem meia-vida muito curta, a datação máxima possível fica 
geralmente entre 25 e 30 mil anos A.P., dependendo do método empregado na 
detecção do C-14 residual e da quantidade da amostra. Somente em casos especiais, 
quando é possível conseguir uma grande quantidade de matéria orgânica para datar 
(pelo menos 1 kg de sedimento úmido), a datação pela radiação emitida pode se 
estender até o limite do método (entre cerca de 70 - 75 mil anos). (BERTOLINO, 2005). 
 
 
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2.3 O sistema Terra Lua 
 
O terceiro planeta do Sistema Solar apresenta massa aproximada de 6x1029g 
e densidade de 5,52 g/ cm3. O raio equatorial terrestre é de 6.378,2 km e o seu volume 
1,083x 1012km3. Embora tenha perdido seus elementos voláteis na fase de acresção 
do Sistema Solar, a Terra apresenta uma atmosfera secundária, formada por 
emanações gasosas durante toda a história do planeta, e constituída principalmente 
por nitrogênio, oxigênio e argônio. A temperatura de sua superfície é suficientemente 
baixa para permitir a existência de água liquida, bem como de vapor de água na 
atmosfera, responsável pelo efeito estufa regulador da temperatura, que permite a 
existência da biosfera. Por causa dos envoltórios fluidos que a recobrem, atmosfera e 
hidrosfera, a Terra quando vista do espaço assume coloração azulada. Esta visão 
magnífica foi relatada por Yuri Gagarin, o primeiro astronauta a participar de uma 
missão aeroespacial (TEIXEIRA, et al., 2000). 
A principal característica do planeta Terra é seu conjunto de condições únicas 
e extraordinárias que favorecem a existência e a estabilidade de muitas formas de 
vida, sendo que evidências de vida bacteriana abundante foram já encontradas em 
rochas com idade de 3.500 milhões de anos. 
A Terra possui importantes fontes de calor em seu interior, que fornecem 
energia para as atividades de sua dinâmica interna e condicionam a formação de 
magmas e as demais manifestações da assim chamada tectônica global. Este 
processo conjuga-se aos movimentos de grandes placas rígidas que constituem a 
litosfera, a capa mais externa do planeta, que por sua vez situa-se em todo o globo 
acima de uma camada mais plástica, a astenosfera. 
Ao mesmo tempo, a superfície terrestre recebe energia do Sol, através da 
radiação solar incidente, que produz os movimentos na atmosfera e nos oceanos do 
planeta. Estas últimas atividades são as que provocam profundas transformações na 
superfície da Terra, modificando-a continuamente, justificam assim o fato de que 
quaisquer feições primitivas de sua superfície, como por exemplo crateras de impacto 
meteorítico, tenham sido fortemente obscurecidas ou totalmente apagadas ao longo 
da sua história. 
A Lua, o satélite da Terra, apresenta 1,25% da massa do planeta a que se 
relaciona, sendo neste particular um dos maiores satélites do Sistema Solar. Tem um 
 
22 
 
diâmetro de 3.480 km e densidade de 3,3 g/ cm3, portanto muito menor do que a da 
Terra. 
As feições geológicas maiores da Lua são visíveis a olho nu (figura abaixo). 
Trata-se de áreas claras que circundam áreas mais escuras de contorno mais ou 
menos circular, conhecidas como mares ("maria"). As informações obtidas nas 
missões espaciais à Lua indicaram que as primeiras são regiões de terras altas 
(highlands), de relevo irregular, e apresentando grande quantidade de crateras de 
impacto, enquanto que as segundas são vastas planícies, com muito menor 
quantidade de crateras (TEIXEIRA, et al., 2000). 
 
 
 
Figura: Principais feições observáveis na superfície lunar a partir da Terra, destacando-se as 
planícies, os mares (áreas escuras) e as terras altas de relevo irregular com grande quantidade de 
crateras. Fonte: Observatório Lick, NASA. 
As amostras de material lunar coletadas pelas missões Apollo permitiram 
esclarecer que nas terras altas predominam rochas claras, pouco comuns na Terra e 
denominadas anortositos, constituídas essencialmente de plagioclásios (silicatos de 
 
23 
 
Na e Ca) que são por sua vez muito comuns na Terra. Determinações de idade obtidas 
nestas rochas mostraram-se sempre acima de 4.000, milhões de anos. Alguns valores 
de idade resultaram próximos de 4.600 milhões de anos, da mesma ordem das idades 
obtidas em meteoritos. Estas idades indicam que os materiais lunares foram também 
formados nos primórdios da evolução do Sistema Solar (TEIXEIRA, et al., 2000). 
Por sua vez, as amostras coletadas das regiões baixas (nos mana) revelaram 
uma composição basáltica, material de origem vulcânica muito comum na Terra. Suas 
idades resultaram em geral mais novas do que as das rochas anortosíticas, mas de 
qualquer forma muito antigas, da ordem de 3.800 milhões de anos. As datações mais 
jovens obtidas nas rochas basálticas lunares foram da ordem de 3.200 milhões de 
anos. 
A análise das estruturas de impacto visíveis na superfície da Lua demonstra 
que o satélite foi submetido a um violento bombardeio por planetésimos e asteróides 
de todos os tamanhos, desde sua fase embrionária. As crateras maiores têm 
diâmetros superiores a 1.000 km (como por exemplo os denominados Mare Imbrium, 
Mare Tranquilitatis, ou a BaciaOriental, no lado distante da Lua), mas existem muitas 
outras, de todos os tamanhos. 
 
 
 
Figura: Imagem do Mare Imbrium, uma cratera de impacto gigantesca, preenchida por lava, com 
cerca de 1.000 km de diâmetro. Notar o grande número de crateras menores e mais jovenstambém 
presentes. Fonte: NASA. 
 
24 
 
A origem do sistema Terra-Lua é assunto ainda controvertido, tendo em vista 
as muitas semelhanças e diferenças de nosso satélite em relação à Terra. O modelo 
mais aceito atualmente postula um impacto de um corpo de dimensões pouco maiores 
que Marte, durante os estágios finais da acresção planetária, ocasião em que a Terra 
já tinha praticamente seu tamanho atual, e já estava diferenciada, com núcleo metálico 
e manto silicático (TEIXEIRA, et al., 2000). 
 
2.4 Composição interna da Terra 
 
É impossível ter acesso direto às partes mais profundas da Terra devido às 
limitações tecnológicas de enfrentar as altas pressões e temperaturas. O furo de 
sondagem mais profundo feito até hoje (em Kola, Rússia) atingiu apenas 12 km, uma 
fração insignificante comparada ao raio da Terra de 6.370 km. Assim, a estrutura 
interna do planeta só pode ser estudada de maneira indireta. A. análise das ondas 
sísmicas, registradas na superfície, permite deduzir várias características das partes 
internas da Terra atravessadas pelas ondas. Alguns aspectos básicos de propagação 
de ondas sísmicas serão abordados agora, mostrando como as principais camadas 
da Terra são estudadas (BERTOLINO, 2005). 
O conhecimento da estrutura interna da Terra é essencial para a compreensão 
dos fenômenos que se manifestam na sua superfície, tais como terremotos e o 
vulcanismo, que são responsáveis por modificações na superfície terrestre com 
graves consequências para a vida humana. Parte do conhecimento adquirido sobre o 
interior do planeta foi obtido com os estudos das ondas sísmicas (SILVA; VAZ, 2012). 
A propagação dessas ondas é medida através de aparelhos, chamados de 
sismógrafos, que permitiram a descoberta de um núcleo central, em que as ondas são 
transmitidas no sentido latitudinal. No restante da Terra, são transmitidas ondas, tanto 
latitudinais quanto transversais. Esse fato evidenciou que o núcleo interior é líquido, 
enquanto o manto que o envolve é sólido. 
A Terra é constituída por variadas camadas concêntricas e de composição 
diferenciadas. Entre 20 e 40 km, existe uma descontinuidade sísmica, denominada 
Mohorovicic (Moho); este ponto foi delimitado como sendo o limite entre a crosta 
terrestre e o manto superior. Partindo daí, a cerca de 2.900 quilômetros de 
profundidade, começa o manto. Nesta profundidade, ocorre a descontinuidade de 
 
25 
 
Wiechert-Gutenberg, que marca a transição entre o manto e o núcleo. O núcleo é 
dividido em duas partes: núcleo exterior líquido e núcleo interior sólido (SILVA; VAZ, 
2012). 
 
 
Fonte: Fairchild et al. (2009, p. 85) 
A descoberta da composição química das camadas constituintes da Terra 
permitiu o desenvolvimento de outra ciência, a Geoquímica, encarregada de estudar 
a distribuição e a quantidade dos elementos químicos e seus isótopos nos minerais, 
nas rochas, no solo, na água e na atmosfera. Essa ciência tem por base a Mineralogia, 
a Geologia e a Química, e também está ligada à Física e à Química Atômica. 
 
Tabela: Características da estrutura interna da Terra. 
Profundidade 
km 
Denominação Constituição 
litológica 
Densidade 
g/cm³ 
Temperatura 
(ºC) 
15 a 25 
30 a 50 
Litosfera 
crosta superior 
SiAl 
sedimentos 
granito 
basalto 
2,7 
2,9 
600 
1.200 
 
26 
 
crosta inferior 
SiMa 
1.200 
2.900 
Manto 
superior 
(astenosfera) 
Manto inferior 
Peridotito 
silicatos, 
sulfetos e 
óxidos 
3,3 
4,7 
 
 
3.400 
4.000 
6.370 Núcleo 
NiFe 
ferro metálico 
e níquel 
12,2 4.000 
 
A partir de agora, veremos cada uma das principais camadas que formam o 
planeta Terra: 
Crosta – também chamada de litosfera, é a parte mais externa da Terra, 
formada por rochas (agregados naturais de minerais) magmáticas, sedimentares e 
metamórficas. Sua espessura varia de 5 km sob os oceanos e 60 km, nos continentes. 
Nas regiões continentais, existe a zona superior, chamada de SiAl (predomínio de 
rochas ricas em silício e alumínio) e a zona inferior, com predomínio de silicatos de 
magnésio e ferro (daí o nome Sima). É na crosta externa que ocorre a maioria dos 
fenômenos geológicos, e, na crosta interna, ocorrem as atividades magmáticas e 
tectônicas. A crosta oceânica é mais fina, mais densa e mais jovem que a continental, 
formada por uma camada homogênea de rochas basálticas. 
A composição da crosta está relacionada com os tipos de magma. A crosta 
continental é formada por um magma ácido, enquanto que a crosta oceânica é 
formada por um magma básico. O estudo da constituição química da crosta é feito a 
partir da análise da composição e do volume das diferentes rochas. Na tabela abaixo, 
são apresentados os principais compostos químicos que compõem a crosta terrestre. 
Veja que a sílica e a alumina são os compostos mais abundantes (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
27 
 
Tabela: Composição química da crosta terrestre 
 
Manto – é a camada localizada diretamente abaixo da crosta, formada por uma 
mistura de metal e silicatos de ferro e magnésio. Foi o estudo dos meteoritos que 
permitiu a determinação dos elementos químicos existentes no interior do planeta. 
Está dividido em manto superior e manto inferior. 
O manto superior, formado por rochas no estado de fusão, é fluido, constituindo 
o magma basáltico que alimenta as erupções vulcânicas. Vai da zona de 
descontinuidade Moho até os 650 km de profundidade. Esta descontinuidade, sob a 
crosta oceânica está a uma profundidade média de 5 a 10 km e, sob a crosta 
continental, a profundidades que vão de 30 km, em regiões cratônicas, podendo ir de 
80 a 100 km sob as cordilheiras. Já o manto inferior é sólido, vai de 650 km de 
profundidade até o limite externo do núcleo (SILVA; VAZ, 2012). 
Núcleo – é a parte mais interna da Terra, corresponde, aproximadamente, a 
1/3 da massa da Terra e contém principalmente elementos metálicos, como ferro e 
níquel (98%). Sua composição foi estabelecida comparando-se experimentos 
 
28 
 
laboratoriais com dados sismológicos. A cerca de 5.100 km de profundidade, o núcleo 
apresenta a descontinuidade de Lehmann, que separa o núcleo exterior fluido do 
núcleo interior sólido. Mesmo com a elevada temperatura, o núcleo interior mantém-
se sólido devido à alta pressão a que está submetido. Alguns estudos apontam que é 
esta camada líquida do núcleo que dá origem ao campo magnético da Terra. 
O campo eletromagnético da Terra tem sua origem atrelada às correntes do 
líquido no núcleo exterior ao interior. O ferro e o níquel, no estado de fusão no núcleo 
exterior, através dos movimentos do fluido, acabam gerando uma corrente elétrica. A 
eletricidade cria um campo magnético que se estende em direção ao espaço (SILVA; 
VAZ, 2012). 
Figura: Linhas do campo magnético da Terra. 
 
Fonte: http://mundoeducacao.uol.com.br 
Esse campo eletromagnético estende-se a até cerca de 60.000 km e protege a 
Terra das explosões solares, porque desvia as tempestades do nosso Sol. Assim, 
além de evitar a destruição da camada de ozônio, impede a passagem de grandes 
quantidades da radiação ultravioleta (SILVA; VAZ, 2012). 
Entretanto, cientistas têm detectado a perda de força do campo 
eletromagnético da Terra, o que poderá deixar o planeta mais vulnerável ao aumento 
da radiação ultravioleta. 
 
29 
 
Com relação à temperatura interna do planeta, sabe-se, através de túneis e 
sondagens, que a temperatura aumenta progressivamente para o interior (figura 
abaixo). A temperatura da superfície do planeta depende do calor recebido do Sol, 
mas sem o calor interno não teríamos condições de sobreviver. O calor na parte 
interna nãoé uniforme e depende da condutibilidade1 das rochas. Preste atenção: 
em locais com rochas pouco condutoras de calor, a temperatura aumenta; enquanto 
em locais com rochas boas condutoras de calor, a temperatura aumenta menos 
(SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
Fonte: (SILVA; VAZ, 2012, p. 29) 
O aumento da temperatura está relacionado ao gradiente geotérmico. Quanto 
mais próximo do manto, mais elevada é a temperatura. Nas zonas com atividade 
térmica mais intensa, pode ocorrer a ascensão de água com temperaturas mais 
elevadas, tais como nas zonas termais. 
O gradiente (ou grau) geotérmico corresponde ao número de metros em 
profundidade para que a temperatura se eleve 1ºC. Esse valor não é constante, mas, 
geralmente, fica em torno dos 30 metros. Grande parte do calor do interior da Terra 
 
1 Condutibilidade é a propriedade que alguns materiais possuem de conduzir calor. Nas rochas, esta 
propriedade varia de acordo com o tipo de rocha. 
 
30 
 
provém dos materiais radioativos existentes. Por exemplo, todas as rochas possuem 
material radioativo, como o urânio e o tório, que vão sendo transformados em chumbo 
e hélio. Esse processo de transmutação natural libera energia em forma de calor. 
Não é possível dizer com precisão qual é a temperatura interna da Terra, mas, 
através da Sismologia, as pesquisas têm avançado. Geralmente, a temperatura eleva-
se menos nas regiões geológicas mais antigas (escudos cristalinos), que não sofrem 
perturbações tectônicas recentes (figura abaixo). Nas zonas geológicas mais novas 
(recentes), sujeitas a perturbações geológicas, o magma atinge níveis superiores na 
litosfera, o que ocasiona o aumento mais rápido da temperatura. 
 
 
Fonte: (SILVA; VAZ, 2012, p.30). 
Observe no mapa que os locais onde há extravasamento do magma, tais como 
ao longo da cordilheira Mesoatlântica, as temperaturas são mais elevadas devido à 
chegada, na superfície, de rochas vindas do interior do planeta (setas em preto) e, 
nas áreas correspondentes aos atuais continentes, as temperaturas são mais baixas 
(setas brancas). 
 
 
 
 
 
31 
 
Classificação Geoquímica dos Elementos 
 
As diretrizes da geoquímica moderna tratam de mostrar onde se podem 
encontrar os elementos e em que condições. Por exemplo: Lantânio e potássio 
encontram-se juntos; telúrio e tântalo “fogem” um do outro. Alguns, embora presentes, 
estão dispersos como o rubídio no potássio e gálio no alumínio. Háfnio e selênio não 
são formadores de acumulações e às vezes, se acham tão dispersos na natureza que 
seu percentual na composição das rochas é ínfimo. Outros elementos como chumbo 
e ferro durante seu processo de deslocamento experimentam uma parada e formam 
combinações capazes de acumularem-se com facilidade (ANTONELLO, 1995). 
A geoquímica estuda as leis da distribuição e migração dos elementos em 
condições geológicas definidas marcando seu percurso e exploração das jazidas 
minerais. Goldschmidt foi o primeiro a acentuar a importância da diferenciação 
geoquímica primária dos elementos, classificando-os da seguinte maneira 
(BERTOLINO, 2005): 
 Siderófilos: com afinidade pelo ferro metálico; ex.: Cr, V, Co, Ni. 
 Calcófilos ou sulfófilos: com afinidade pelo sulfeto, ex.: Pb, Zn, Cu, 
Ag, Hg, Bi, Sb, Se, Fe, S, As. 
 Litófilos: com afinidade pelo silicato, ex.: O, Si, Al, Na, K, Ca, Mg. 
 Atmófilos: com afinidade pela atmosfera, ex.: O, C, gases nobres, N. 
Alguns elementos mostram afinidade por mais de um grupo, pois a distribuição 
de qualquer elemento depende, em certo grau, da temperatura, pressão e ambiente 
químico, como um todo. 
 
2.5 Teorias geotectônicas 
 
A Terra é um planeta dinâmico. Se fosse fotografada do espaço a cada século, 
desde a sua formação até hoje, e estas fotos compusessem um filme, o que veríamos 
seria um planeta azul se contorcendo com os continentes ora colidindo, ora se 
afastando entre si. Atualmente, acreditamos que a litosfera terrestre é fragmentada 
em cerca de uma dúzia de placas, que se movem por razões não muito bem 
compreendidas, mas cujo motor situa-se no manto. Placas são originadas nas dorsais 
meso-oceânicas e ao se chocarem provocam o mergulho da placa mais densa sob a 
 
32 
 
outra e o seu consequente retorno ao manto. A constatação da existência das placas 
tectônicas deu uma nova roupagem às antigas ideias de Deriva Continental, 
explicando satisfatoriamente muitas das grandes feições geológicas da Terra, como 
as grandes cordilheiras de montanhas, como os Andes, e respondendo a questões, 
por exemplo, sobre as concentrações dos sismos e vulcões atuais ou sobre as rochas 
que já estiveram no fundo dos oceanos e estão hoje no topo de grandes cadeias 
montanhosas, como nos Himalaias. A Tectônica Global ou Tectônica de Placas é a 
chave para a compreensão da história geológica da Terra. 
Neste capítulo será mostrado um breve histórico do desenvolvimento da Teoria 
da Deriva Continental até chegar à moderna Tectônica de Placas. 
 
 
Fonte: https://docplayer.com.br/ 
A crosta terrestre, ou litosfera, é uma camada de terra e rochas irregulares, 
sendo composta por placas tectônicas que não são fixas, porque ficam sobre o magma 
(rocha fundida de alta temperatura). Essas placas dão à litosfera terrestre a aparência 
de um grande quebra-cabeça, em que as peças se encaixam. As placas estão em 
constante movimento e exercem pressão umas contra as outras. Assim, as bordas 
das placas tectônicas se chocam ou se afastam, devido ao deslocamento que sofrem 
em variadas direções. 
São contadas dez grandes placas tectônicas: Placa Eurasiática, Placa Arábica, 
Placa Africana, Placa Australiana-indiana, Placa do Pacífico, Placa Sul-americana, 
Placa Norte-americana, Placa Antártica, Placa Filipina e Placa Nazca (Figura abaixo). 
Também existem várias outras placas menores, tais como a Placa do Caribe, a Placa 
das Filipinas, a Placa Scotia, a Placa de Cocos e a Placa Juan de Fuca. Mas nem 
sempre foi assim (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
33 
 
Figura: Mosaico de placas tectônicas. As setas indicam a direção do movimento. 
 
 
Fonte: http://pt.wikipedia.org 
Ao longo das eras geológicas, as placas tectônicas se uniram e se separaram 
em vários momentos, formando configurações continentais muito diferentes daquela 
que temos hoje. Em um desses momentos, na passagem do Proterozoico para o 
Fanerozoico, teve início uma aglutinação dos continentes. Nessa época (540 milhões 
de anos atrás), foi formado o supercontinente denominado Pangea. A figura a seguir 
mostra as massas continentais unidas. Observe que o formato dos continentes atuais 
ainda não estava completamente definido, mas já é possível perceber alguns 
contornos (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
 
 
 
 
 
34 
 
Figura: O megacontinente Pangea era constituído pelos continentes Laurásia e Gondwana. 
 
 
Fonte: Modificado de Toledo et al. (2000) 
Mas essa não foi a primeira vez que as massas continentais se uniram. Há 
indícios de que esse fenômeno ocorreu diversas outras vezes na história do planeta. 
Entretanto, as dimensões e os formatos dessas massas continentais eram muito 
diferentes (SILVA; VAZ, 2012). 
 
O Surgimento da Teoria da Deriva Continental 
 
A teoria da Tectônica de Placas - que revolucionou as Geociências, assim 
como a teoria da Origem das Espécies modificou as Biociências, e as teorias da 
Relatividade e da Gravitação Universal mudaram os conceitos da Física - nasceu 
quando surgiram os primeiros mapas das linhas das costas atlânticas da América do 
Sul e da África. Em 1620, Francis Bacon, filósofo inglês, apontou o perfeito encaixe 
entre estas duas costas e levantou a hipótese, pela primeira vez historicamente 
registrada, de que estes continentes estiveram unidos no passado. Nos séculos que 
se seguiram, esta ideia foi diversas vezes retomada, porém raramente com 
argumentações científicas que lhe dessem suporte teórico (TEIXEIRAet al., 2000). 
 
35 
 
Conforme já vimos anteriormente, a origem da teoria da Tectônica de Placas 
ocorreu no início do século XX com as ideias visionárias e pouco convencionais para 
a época do cientista alemão Alfred Wegener, que se dedicava a estudos 
meteorológicos, astronômicos, geofísicos e paleontológicos, entre outros assuntos. 
Wegener passou grandes períodos de sua vida nas regiões geladas da Groenlândia 
fazendo observações meteorológicas e misturando frequentemente atividades de 
pesquisa com aventuras. Entretanto, sua verdadeira paixão era a comprovação de 
uma ideia, baseada na observação de um mapa-múndi no qual as linhas de costa 
atlântica atuais da América do Sul e África se encaixariam como um quebra-cabeças 
gigante, de que todos os continentes poderiam se aglutinar formando um único 
megacontinente. Para explicar estas coincidências, Wegener imaginou que os 
continentes poderiam, um dia, terem estado juntos e posteriormente teriam sido 
separados. Poucas ideias no mundo científico o foram tão fantásticas e 
revolucionárias como esta. 
A esta supercontinente Wegener denominou Pangea, onde Pan significa todo, 
e Gea, Terra, e considerou que a fragmentação do Pangea teria iniciado há cerca de 
220 milhões de anos, durante o Triássico, quando a Terra era habitada por 
Dinossauros, e teria prosseguido até os dias atuais. O Pangea teria iniciado a sua 
fragmentação dividindo-se em dois continentes, sendo o setentrional chamado de 
Laurásia e a austral de Gondwaná (TEIXEIRA et al., 2000). 
Apesar de não ter sido o primeiro nem o único de seu tempo a considerar a 
existência de movimentos horizontais entre os continentes, Wegener foi o primeiro a 
pesquisar seriamente a ideia da deriva continental e a influenciar outros 
pesquisadores. Para isto, procurou evidências que comprovassem sua teoria, além 
da coincidência entre as linhas de costa atuais dos continentes. Wegener enumerou 
algumas feições geomorfológicas, como a cadeia de montanhas da Serrado Cabo na 
África do Sul, de direção leste-oeste, que seria a continuação da Sierra de Ia Ventana, 
a qual ocorre com a mesma direção na Argentina, ou ainda um planalto na Costa do 
Marfim, na África, que teria continuidade no Brasil. Entretanto, as evidências mais 
impressionantes apresentadas pelo pesquisador foram: 
 
 
36 
 
 Presença de fósseis de Glossopteris em regiões da África e Brasil, cujas 
ocorrências se correlacionavam perfeitamente, ao se juntarem os 
continentes. 
 Evidências de glaciação, há aproximadamente 300 Mana região 
Sudeste do Brasil, Sul da África, Índia, Oeste da Austrália e Antártica. 
Estas evidências, que incluem a presença de estrias indicativas das 
direções dos movimentos das antigas geleiras, sugeririam que, naquela 
época, grandes porções da Terra, situadas no hemisfério sul, estariam 
cobertas por camadas de gelo, como as que ocorrem hoje nas regiões 
polares e, portanto, o planeta estaria submetido a um clima glacial. Caso 
isto fosse verdade, como explicar a ausência de geleiras no hemisfério 
norte, ou a presença de grandes florestas tropicais, que teriam dado 
origem naquela época aos grandes depósitos de carvão? Este aparente 
paradoxo climático poderia ser facilmente explicado, se os continentes 
estivessem juntos há 300 Ma, pois neste caso a distribuição das geleiras 
estaria restrita a uma calota polar no Sul do planeta, aproximadamente 
como é hoje (TEIXEIRA et al., 2000). 
 
A teoria desenvolvida por Wegener ficou esquecida após a sua morte (1930) e 
só voltou à tona durante a Segunda Guerra Mundial, com as tecnologias militares 
desenvolvidas para localizar submarinos no fundo dos mares. Isso possibilitou o 
traçado de mapas detalhados do relevo do fundo oceânico, mostrando um ambiente 
geologicamente mais ativo do que se imaginava até então. 
Seguindo essa lógica, entre as décadas de 1950 e 1960, a Geocronologia 
trouxe novas informações sobre a idade das rochas oceânicas e o estudo do seu 
magnetismo. Assim, à deriva dos continentes passou a ser estudada com mais 
seriedade. 
Logo em seguida, o norte-americano Harry Hess apresentou a hipótese da 
expansão do fundo oceânico, em que apontava que essas estruturas estariam 
relacionadas a processos de convecção do interior da Terra (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
 
37 
 
A Teoria da Tectônica de Placas 
 
A Teoria da Deriva Continental foi a hipótese elaborada por Alfred Wegener no 
início do século XX para explicar o arranjo e a distribuição das massas continentais 
atuais. Mais recentemente, na década de 1960, um grupo de cientistas reuniu diversas 
evidências para tentar explicar como esse processo teria ocorrido, elaborando a 
Teoria da Tectônica de Placas. A principal evidência apontada por Wegener foi o 
contorno dos continentes (a costa leste da América do Sul tem uma forma que quase 
se encaixa na forma da costa oeste da África), o que evidencia que no passado existia 
apenas uma massa continental (Pangea) que, ao se fragmentar, resultou nos 
continentes que temos hoje e na formação de algumas ilhas oceânicas (fragmentos 
deixados durante o deslocamento dos continentes). 
A Teoria da Tectônica de Placas foi a evolução desse pensamento de Wegener. 
A diferença é que se passou a considerar que a crosta terrestre está dividida e se 
movimenta sobre grandes placas tectônicas. Estas se movimentam impulsionadas 
pelas forças provenientes do interior da Terra, que Wegener ainda não conhecia 
(SILVA; VAZ, 2012). 
 
As placas tectônicas 
 
As placas litosféricas podem ser classificadas em oceânicas ou continentais e 
apresentam características bastante distintas. Variam na composição litológica e 
química, na morfologia, na estrutura, na espessura, idade e dinâmica. A maioria das 
placas possui porções oceânicas e continentais. 
Para compreender a movimentação das placas tectônicas, é preciso considerar 
a íntima ligação entre a astenosfera e a litosfera, porque a primeira é movida se a 
segunda se mover. Além disso, a litosfera possui uma energia cinética, por conta do 
fluxo térmico do interior da Terra. O princípio é o de uma célula de convecção (SILVA; 
VAZ, 2012). 
A convecção ocorre no manto. É um movimento lento da rocha que, sob 
temperatura elevada, apresenta-se como um material plástico-viscoso que, devido à 
menor densidade, migra para cima se expandindo. Enquanto isso, o material que está 
 
38 
 
ao redor – mais frio e denso – desce, ocupando o lugar deixado pela massa aquecida. 
A velocidade do movimento de convecção é de apenas alguns centímetros por ano. 
O alto fluxo de calor interno provoca a ascensão do material do manto, porque 
o aumento da temperatura o torna mais denso. Quando o material atinge a superfície, 
se movimenta lateralmente e o fundo oceânico se afasta, produzindo uma fenda que 
é rapidamente preenchida por novas lavas (SILVA; VAZ, 2012). Estas, quando 
solidificadas, formam um novo fundo oceânico, a partir da Dorsal, como você pode 
observar na figura a seguir. 
 
Figura: Esquema das correntes de convecção responsáveis pela injeção de matéria e 
espalhamento do fundo oceânico. 
 
Fonte: Modificado de Toledo et al. (2000). 
 
 
Figura: Movimentação das placas tectônicas devido às correntes convectivas. 
 
Fonte: Modificado de Toledo et al. (2000). 
 
39 
 
Que forças movem as placas tectônicas? 
 
Uma das principais objeções à Teoria da Deriva Continental era que Wegener 
não conseguia explicar as forças que moveriam os continentes. Hoje sabemos qual o 
motor que faz as placas tectônicas se moverem, mas não sabemos explicar 
exatamente como os processos naturais fazem este motor funcionar. Entretanto, nós 
podemos modelar as causas dos movimentos e testar estes modelos com base nas 
leis naturais. O que sabemos é que a astenosfera e a litosfera estão intrinsecamente 
relacionadas. Se a astenosfera se mover, a litosfera será movida também. Sabemos 
ainda que a litosferapossui uma energia cinética cuja fonte é o fluxo térmico interno 
da Terra, e que este calor chega à superfície através das correntes de convecção do 
manto superior. O que não sabemos com certeza é como as convecções do manto 
iniciam o movimento das placas (TEIXEIRA et al., 2000). 
O princípio básico de uma célula de convecção pode ser observado 
esquentando uma grande panela com mel, no qual boiam duas rolhas de cortiça. Ao 
aquecer o centro da base da panela o mel esquenta mais rapidamente no centro do 
que nas bordas da panela, diminuindo ali a densidade do mel. Consequentemente, o 
mel aquecido subirá enquanto o mel mais frio da borda descerá para ocupar o lugar 
do mel que subiu, instalando-se uma circulação de fluidos, que afastará as duas rolhas 
para a borda da panela, segundo o sentido das correntes de convecção geradas. 
De forma análoga este movimento de convecção ocorre no manto. Entretanto, 
a convecção no manto refere-se a um movimento muito lento de rocha, que sob 
condições apropriadas de temperatura elevada, se comporta como um material 
plástico-viscoso migrando lentamente para cima. Este fenômeno ocorre quando um 
foco de calor localizado começa a atuar produzindo diferenças de densidade entre o 
material aquecido e mais leve e o material circundante mais frio e denso. A massa 
aquecida se expande e sobe lentamente. Para compensar a ascensão destas massas 
de material do manto, as rochas mais frias e densas descem e preenchem o espaço 
deixado pelo material que subiu, completando o ciclo de convecção do manto. O 
movimento de convecção das massas do manto, cuja viscosidade é 1018 vezes maior 
do que a água, ocorre a uma velocidade da ordem de alguns centímetros por ano. 
Muitos cientistas acreditam que as correntes de convecção do manto por si só 
não seriam suficientes para movimentar as placas litosféricas mas constituiriam 
 
40 
 
apenas um dentre outros fatores que em conjunto produziriam esta movimentação. O 
processo de subducção teria início quando a parte mais fria e velha da placa (portanto 
mais distante da dorsal meso-oceânica) se quebra e começa a mergulhar por debaixo 
de outra placa menos densa, e a partir daí os outros fatores começariam a atuar em 
conjunto com as correntes de convecção. Estes outros fatores incluem, segundo 
Teixeira et al. (2000): 
 
 Pressão sobre a placa provocada pela criação de nova litosfera nas 
zonas de dorsais meso-oceânicas, o que praticamente empurraria a 
placa tectônica para os lados. 
 Mergulho da litosfera para o interior do manto em direção à astenosfera, 
puxada pela crosta descendente mais densa e mais fria do que a 
astenosfera mais quente a sua volta. Portanto, por causa de sua maior 
densidade, a parte da placa mais fria e mais antiga mergulharia puxando 
parte da placa litosférica para baixo. 
 A placa litosférica torna-se mais fria e mais espessa à medida que se 
afasta da dorsal meso-oceânica onde foi criada. Como consequência, o 
limite entre a litosfera e a astenosfera é uma superfície inclinada. Mesmo 
com uma inclinação muito baixa, o próprio peso da placa tectônica 
poderia causar uma movimentação de alguns centímetros por ano. 
 
A colisão de placas tectônicas 
 
A colisão de placas tectônicas pode ser dos seguintes tipos: continental x 
oceânica; oceânica x oceânica; continental x continental. 
No primeiro caso (continental x oceânica), há a colisão de uma placa mais 
leve com uma mais densa. A mais densa mergulha sob a menos densa. Nesse caso, 
é gerada uma zona de subducção e de intenso magmatismo, porque a crosta que 
mergulhou sofre processo de fusão parcial. Também são nesses limites que ocorrem 
fossas e províncias vulcânicas. A placa menos densa sobe e forma os grandes 
dobramentos modernos (Andes e Montanhas Rochosas, por exemplo). A placa 
oceânica permanece sólida até cerca de 100 km de profundidade. A partir dessa 
profundidade há um aumento brutal na temperatura e na pressão, fazendo com que a 
 
41 
 
placa “derreta” e libere água e gases. Esses fluidos forçam a placa que está acima, 
gerando uma cadeia de reações químicas que irá fundir o manto acima da placa que 
submerge. Assim são criadas as condições para que o magma (rocha derretida) faça 
seu caminho em direção à superfície. Quando esse material consegue chegar à 
superfície, forma os vulcões, que expelem gás, cinzas e lava. Nessas zonas são 
gerados também grandes terremotos, que causam muita destruição na superfície 
(SILVA; VAZ, 2012). 
No segundo caso – placa oceânica x placa oceânica –, novamente a 
densidade é a chave para a nossa resposta. Lembre-se de que as placas oceânicas 
nascem nas dorsais oceânicas, onde a rocha derretida do manto se eleva, esfria e se 
solidifica. A rocha recém-criada é menos densa que a rocha criada há muito tempo. 
Ou seja, quanto mais afastada da dorsal oceânica, mais fria e mais densa (mais 
pesada) fica. Assim, quando duas placas oceânicas colidem, a placa que é mais 
antiga, portanto mais fria e mais densa, é a que vai afundar. O resto da história é muito 
parecido com a colisão de placas continentais versus oceânicas, que acabamos de 
ver (SILVA; VAZ, 2012). 
O terceiro tipo de colisão envolve placa continental x placa continental. Já é 
possível imaginar que as placas são leves o suficiente para não afundar. Logo, 
somente temos um caminho: em direção ao céu. É assim que as maiores montanhas 
são formadas, e o melhor exemplo é a Cordilheira do Himalaia. Nesses limites, rochas 
sólidas são dobradas e falhadas, sendo lançadas umas por cima das outras, fazendo 
com que a montanha não pare de crescer (SILVA; VAZ, 2012). 
 
A Dança dos Continentes 
 
Um processo geológico da importância e magnitude da fragmentação do 
supercontinente Pangea não ocorreu somente nos últimos 200 milhões de anos da 
história da Terra. As informações geológicas disponíveis, principalmente as 
geocronológicas, paleomagnéticas e geotectônicas, demonstram que a aglutinação e 
a fragmentação de massas continentais ocorreram diversas vezes no passado 
geológico e que o Pangea foi apenas a última importante aglutinação de continentes. 
Antes do Pangea as massas continentais se juntavam em blocos de dimensões e 
formatos diferentes dos continentes atuais, pois os primeiros blocos de crosta 
 
42 
 
continental formaram-se há 3,96 bilhões de anos e foram crescendo com o 
desenvolvimento de nova crosta continental, através de orogêneses, até atingir as 
dimensões atuais. Há 550 milhões de anos cerca de 95% das áreas continentais 
atuais já estavam formadas. 
 
 
 
 
 
A figura acima mostra a reconstituição da aglutinação de blocos continentais 
elaborada para os últimos 2 bilhões de anos (2,0 Ga) da história geológica da Terra. 
Nessa figura pode ser observado que, no início, as massas continentais estavam 
reunidas em três microcontinentes, Ártica, Atlântica e Dr, com partes do que seria a 
futura América do Sul fazendo parte da Atlântica. Entre 2,0 e 1,0 bilhão de anos atrás, 
estes microcontinentes se fragmentaram, através de processos de rifteamentos, com 
os fragmentos colidindo entre si, para gerar novas configurações continentais maiores. 
Entre 1,3 e 1,0 bilhão de anos atrás, os principais blocos de crosta continental se 
juntaram originando o primeiro supercontinente, que foi denominado Rodínia, rodeado 
pelo oceano Miróvia. Ambas as denominações são de origem russa significando 
respectivamente mãe-pátria e paz. A América do Sul faria parte dos blocos Amazônia, 
Rio da Prata e São Francisco. Entre 1.000 e 800 milhões de anos atrás, o continente 
 
43 
 
Rodínia teria sido fragmentado e entre 800 Ma e 500 Ma os fragmentos de crosta 
continental teriam tornado a colidir entre si formando um novo supercontinente 
denominado Gondwana, que incluiu a América do Sul e outros dois menores, 
Laurentia-Báltica e Sibéria. Há 550 Ma, estes três continentes estiveram juntos, 
formando, por um curto períodode tempo geológico, o supercontinente denominado 
Panótia, o que em grego significa "tudo no Sul", já que este supercontinente se situou 
no hemisfério Sul. Há cerca de 500 Ma, Panótia teria iniciado a sua fragmentação, 
permanecendo o Gondwana inteiro no hemisfério Sul, incluindo a América do Sul e 
África, e uma outra massa continental constituída pela Laurentia-Báltica e Sibéria, que 
incluía partes do que seria hoje a América do Norte, Europa e Ásia. Há 
aproximadamente 340 Ma todas as massas continentais começaram novamente a se 
juntar, culminando há cerca de 230 Ma com a formação do supercontinente Pangea, 
circundado por um único oceano denominado Pantalassa (em grego significa "todos 
os mares"). Há 200 milhões de anos o Pangea vem se fragmentando, e a América do 
Sul iniciou sua separação da África há 180 Ma. Nesta mesma época, a Austrália e a 
Antártica também se separaram do Pangea, e a Índia, que estava na parte sul do 
Gondwana, iniciou sua viagem até o hemisfério Norte, onde foi colidir com a Ásia, 
sendo a Cordilheira dos Himalaias o produto dessa colisão. 
A figura a seguir mostra as posições da América do Sul e da África, ao longo 
do tempo geológico, desde 750 milhões de anos atrás. 
 
 
44 
 
 
Fonte: Dalziel,1995. 
 
 
45 
 
2.6 Tipos de intemperismo 
 
O intemperismo é o conjunto de modificações de ordem física (desagregação) 
e química (decomposição) que as rochas sofrem ao aflorar na superfície da Terra. Os 
produtos do intemperismo, rocha alterada e solo, estão sujeitos aos outros processos 
do ciclo supérgeno - erosão, transporte, sedimentação - os quais acabam levando à 
denudação continental, com o consequente aplainamento do relevo (BERTOLINO, 
2005). 
Os fatores que controlam a ação do intemperismo são o clima, que se expressa 
na variação sazonal da temperatura e na distribuição das chuvas, o relevo, que influi 
no regime de infiltração e drenagem das águas pluviais, a fauna e flora, que fornecem 
matéria orgânica para reações químicas e remobilizam materiais, a rocha parental, 
que, segundo sua natureza, apresenta resistência diferenciada aos processos de 
alteração intempérica e, finalmente, o tempo de exposição da rocha aos agentes 
intempéricos. 
 
 
Fonte: https://www.google.com/ 
O intemperismo e a pedogênese levam à formação de um perfil de alteração 
ou perfil de solo. O perfil é estruturado verticalmente, a partir da rocha fresca, na base 
sobre a qual formam-se o saprolito e o solum, que constituem, juntos, o manto de 
alteração ou regolito. Os materiais do perfil vão se tornando tanto mais diferenciados 
com relação à rocha parental em termos de composição, estruturas e texturas, quanto 
mais afastados se encontram dela. Sendo dependentes do clima e do relevo, o 
 
46 
 
intemperismo e a pedogênese ocorrem de maneira distinta nos diferentes 
compartimentos morfo-climáticos do globo, levando à formação de perfis de alteração 
compostos de horizontes de diferente espessura e composição. 
Os processos intempéricos atuam através de mecanismos modificadores das 
propriedades físicas dos minerais e rochas (morfologia, resistência, textura, etc.), e de 
suas características químicas (composição química e estrutura cristalina). Em função 
dos mecanismos predominantes de atuação, são normalmente classificados em 
intemperismo físico e intemperismo químico. Quando a ação (física ou bioquímica) de 
organismos vivos ou da matéria orgânica proveniente de sua decomposição participa 
do processo, o intemperismo é chamado de físico-biológico ou químico-biológico 
(TEIXEIRA et al., 2000). 
 
Intemperismo físico 
 
Os diversos processos que causam desagregação das rochas, com separação 
dos grãos minerais antes coesos e com sua fragmentação, transformando a rocha 
inalterada em material descontínuo e friável, constituem o intemperismo físico. 
As variações de temperatura ao longo dos dias e noites e ao longo das 
diferentes estações do ano causam expansão e contração térmica nos materiais 
rochosos, levando à fragmentação dos grãos minerais. Além disso, os minerais, com 
diferentes coeficientes de dilatação térmica, comportam-se de forma diferenciada às 
variações de temperatura, o que provoca deslocamento relativo entre os cristais, 
rompendo a coesão inicial entre os grãos. A mudança cíclica de umidade também 
pode causar expansão e contração e, em associação com a variação térmica, provoca 
um efetivo enfraquecimento e fragmentação das rochas. Este mecanismo é 
especialmente eficiente nos desertos, onde a diferença de temperatura entre o dia e 
a noite é muito marcada (TEIXEIRA et al., 2000). 
O congelamento da água nas fissuras das rochas, acompanhado por um 
aumento de volume de cerca de 9%, exerce pressão nas paredes, causando esforços 
que terminam por aumentar a rede de fraturas e fragmentar a rocha (figura abaixo). 
 
 
 
47 
 
 
 
A cristalização de sais dissolvidos nas águas de infiltração tem o mesmo efeito. 
Com o passar do tempo, o crescimento desses minerais também causa expansão das 
fissuras e fragmentação das rochas. Essa cristalização pode chegar a exercer 
pressões enormes sobre as paredes das rochas, não somente devido ao próprio 
crescimento dos cristais, mas também por sua expansão térmica, quando a 
temperatura aumenta nas horas mais quentes do dia, ou pela absorção de umidade. 
Este tipo de intemperismo físico é um dos principais problemas que afetam os 
monumentos. Os sais mais comuns que se precipitam nas fissuras das rochas são 
cloretos, sulfatos e carbonatos originados da própria alteração intempérica da rocha, 
que são dissolvidos pelas soluções percolantes provenientes das chuvas. Há, 
atualmente, uma grande preocupação em preservar e restaurar monumentos 
históricos e, por essa razão, esses processos intempéricos vêm sendo intensamente 
investigados. 
O intemperismo físico também ocorre quando as partes mais profundas dos 
corpos rochosos ascendem a níveis crus tais mais superficiais. Com o alívio da 
pressão, os corpos rochosos expandem, causando a abertura de fraturas 
grosseiramente paralelas à superfície ao longo da qual a pressão foi aliviada. Estas 
fraturas recebem o nome de juntas de alívio (TEIXEIRA et al., 2000). 
Finalmente, outro efeito do intemperismo físico é a quebra das rochas pela 
pressão causada pelo crescimento de raízes em suas fissuras. 
Fragmentando as rochas e, portanto, aumentando a superfície exposta ao ar e 
à água, o intemperismo físico abre o caminho e facilita o intemperismo químico. 
 
 
 
 
 
48 
 
Intemperismo químico 
 
Esse tipo de intemperismo é causado pela reação química entre os minerais 
que compõem as rochas e as soluções aquosas que as circundam ou atravessam. 
Podemos concluir que a água da chuva é o seu principal agente, pois, quando 
precipitada, percola e atravessa solos e rochas fraturadas, ganhando tempo para 
reagir quimicamente com os minerais. 
A superfície da Terra é um ambiente geoquímico completamente diferente 
daquele que permitiu a cristalização de minerais e a formação das rochas. A presença 
de água, oxigênio e outros gases provocam reações químicas que desequilibram os 
minerais expostos na superfície. 
 
 
Fonte: https://www.logicambiental.com.br 
A água é considerada o solvente universal. Seu poder de dissolução está 
relacionado com suas características (principalmente pH, gases dissolvidos e 
temperatura) e a forma como as rochas resistirão à sua ação. A água torna-se mais 
ácida ao se combinar com o CO2 presente na atmosfera e nos poros dos solos 
(resultante da respiração dos animais e da decomposição da matéria orgânica). 
 
49 
 
Assim, o pH é reduzido ainda mais e aumenta seu poder de dissolução, aumentando 
a taxa do intemperismo químico, principalmente nas áreas de clima tropical, devido à 
grande quantidade de chuva. 
Pouquíssimos minerais resistem ao ataque químico da água e dos demais 
agentes. O quartzo é um dosminerais que se mantêm inalterados no clima tropical. A 
maioria dos demais minerais se decompõe com o passar do tempo, vai liberando os 
compostos mais solúveis e mantendo no meio os compostos mais estáveis. Agora, o 
que era rocha passa a ser chamado de solo, e os compostos mais estáveis são 
denominados minerais secundários, ou minerais de argila (SILVA; VAZ, 2012). 
A alteração química de um mineral pode ser dividida em três fases: 
 a primeira delas corresponde ao início do ataque químico, quando 
apenas a superfície do mineral é atacada; 
 a segunda ocorre pela decomposição total do mineral, porém ainda é 
mantida a textura original; 
 e a terceira e última, quando há o desaparecimento total de sua textura. 
 
O intemperismo químico envolve algumas reações que veremos a seguir. 
A primeira delas é a hidrólise. Essa reação ocorre pela quebra da ligação entre 
os íons dos minerais pela ação dos íons H+ e OH- da água. Sempre haverá uma 
combinação ou reação química da água (H2O) com os minerais presentes nas rochas 
e nos solos. Nessas reações químicas, pode haver consumação total do mineral 
original ou pode haver um mineral secundário (SILVA; VAZ, 2012). 
A segunda reação do intemperismo químico é a dissolução. Essa reação pode 
ser mais bem-exemplificada pela dissolução da halita (NaCl), ou sal de cozinha. 
Minerais com alta solubilidade são facilmente dissolvidos, dependendo, nesse caso, 
da quantidade de água que entra em contato com esses minerais. Minerais de baixa 
solubilidade não serão atacados por esse tipo de reação química, como o quartzo 
(SiO2). (SILVA; VAZ, 2012). 
O terceiro tipo de reação envolve o oxigênio do ar atmosférico, formando óxidos 
ou hidróxidos, quando a água está presente na reação. Essa reação afeta, 
principalmente, os minerais que contêm íons de ferro e manganês, o que deixa os 
solos tropicais com a coloração avermelhada. A oxidação ocorre inicialmente com a 
liberação do Fe+2 pela hidrólise. Com a evaporação da água, o ar atmosférico passa 
 
50 
 
a ocupar o espaço antes ocupado pela água. O ferro então se combina com o O2, 
passando do estado hidratado para o estado oxidado (SILVA; VAZ, 2012). 
Dentre os organismos vivos, os micro-organismos (bactérias e fungos) são os 
primeiros a atacar quimicamente uma rocha. Após o ataque, as rochas são 
colonizadas por líquens, algas e musgos que, para se fixarem sobre as superfícies 
rochosas, secretam substâncias que promovem a alteração química dos minerais. 
Além disso, ocorre a liberação de gás carbônico, nitratos e ácidos orgânicos que 
acabam sendo incorporados nas soluções que atravessam solos e rochas. Tudo isso 
contribui para a redução do pH da água e o aumento da intensidade do intemperismo 
químico. 
A eficiência do intemperismo também depende das características 
mineralógicas e químicas das rochas. Algumas rochas têm minerais menos 
resistentes ao intemperismo, e outras têm minerais mais resistentes à alteração. Sob 
um mesmo ambiente intempérico, as rochas irão reagir de forma diferenciada ao 
ataque químico, formando materiais com diferentes estágios de evolução. 
Dependendo do grau de evolução, um perfil de intemperismo pode apresentar maior 
ou menor quantidade de minerais remanescentes da rocha (SILVA; VAZ, 2012). 
 
2.7 Vulcanismo 
 
Os vulcões são crateras ou fissuras na crosta terrestre através da qual o 
magma (rocha fundida que se origina em profundidade, abaixo da crosta), sobe até a 
superfície em forma de lava. Localizam-se geralmente ao longo dos limites das placas 
crustais; a maioria faz parte de um cinturão chamado “círculo de fogo”, que se estende 
ao longo das costas do oceano Pacífico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
51 
 
 
Fonte: TEIXEIRA et al. (2000). 
Os vulcões podem ser classificados de acordo com a frequência e violência de 
suas erupções. As erupções não explosivas, geralmente ocorrem onde as placas 
crustais se separam, ou seja, nas bordas de placas divergentes (ex. Cordilheira 
Mesoceânica). Estas erupções produzem lava basáltica (básica) móvel, que se 
espalha rapidamente por longas distâncias e forma cones relativamente achatados. 
As erupções mais violentas acontecem onde as placas colidem, bordas convergentes 
(ex. Andes). Essas erupções expelem lava riolítica (ácidas) viscosa e explosões 
repentinas de gases, cinzas e piroclastos (fragmentos de lava solidificada). A lava é 
pouco móvel, percorre distâncias curtas e dá origem a cones de vertentes íngremes. 
Alguns vulcões apresentam erupções de lava e cinza, que formam os cones 
compósitos (BERTOLINO, 2005). 
Os vulcões com erupções frequentes são descritos como ativos; os vulcões 
dormentes são os que raramente entram em erupção, e os que aparentemente 
cessam as erupções são considerados extintos. 
Além dos vulcões, outros aspectos associados às zonas vulcânicas são os 
gêiseres, fontes minerais quentes, fumarolas e poços de lama borbulhante. 
 
 
 
 
52 
 
Figura: Esquema de um vulcão. 
 
Fonte: Bertolino, 2005. 
A estrutura de um vulcão 
 
O formato cônico é o mais comum de um vulcão. Mas nem sempre a lava chega 
à superfície através deste tipo de edifício vulcânico; há casos em que a erupção ocorre 
através de fissuras na crosta, com poucos metros de largura e quilômetros de 
profundidade. 
A composição química, o conteúdo dos gases, a viscosidade e a temperatura 
da lava são fatores responsáveis pelo formato de um vulcão. Quando as lavas são 
pouco viscosas, formam edifícios vulcânicos suaves e derrames extensos e espessos. 
As lavas que apresentam bastante viscosidade não fluem com facilidade, resultando 
em edifícios mais íngremes. O modo de acumulação do material vulcânico também 
depende das características do ambiente superficial. No caso do vulcanismo 
 
53 
 
submarino de grande profundidade, a pressão da água diminui a força da explosão e 
impede a formação e a expansão do vapor. Além disso, a água tem a capacidade de 
resfriar a lava mais rápido que o ar, deixando a parte submersa mais íngreme que o 
perfil localizado acima do nível do mar (SILVA; VAZ, 2012). 
Sobre a morfologia dos vulcões, Teixeira et al (2000, p. 361) comentam que, 
As formas topográficas vulcânicas dependem da composição química, do 
conteúdo de gases, da viscosidade e temperatura das lavas. Lavas pouco 
viscosas constituem edifícios vulcânicos com flancos suaves, ou ainda 
derrames extensos e espessos. Já as lavas muito viscosas não fluem com 
facilidade, o que resulta em edifícios com flancos íngremes constituídos, em 
geral, pelo material fragmentado por explosões. O ambiente superficial é 
também um dos fatores que controla o modo de acumulação do material 
vulcânico. O vulcanismo submarino em grande profundidade, por exemplo, 
não é explosivo porque a alta pressão da água impede a formação e 
expansão de vapor. Como a água resfria a lava mais rapidamente que o ar, 
a pilha de lava é geralmente mais íngreme que o perf1l das acumulações de 
lava acima do nível do mar 
Os principais elementos geométricos de um vulcão são a caldeira e a cratera. 
A cratera é como um vaso de boca larga por onde o magma e demais produtos 
associados extravasam. Ela está ligada à câmara magmática, através da chaminé. As 
paredes de uma cratera podem desmoronar com o passar do tempo, causando o seu 
preenchimento parcial (SILVA, VAZ, 2012). 
 
 
Fonte: TEIXEIRA et al. (2000). 
 
54 
 
Os vulcões apresentam diferentes estilos de liberação da lava, o que permite 
classificar as erupções vulcânicas em fissurais ou centrais. Esta classificação 
depende da sua localização em relação às placas litosféricas e ao tipo de seus 
produtos (SILVA, VAZ, 2012). 
 
 Erupções fissurais: correspondem ao principal tipo de atividade ígnea 
terrestre em termos de volume. São um tipo de vulcanismo onde não há 
formação de cone vulcânico. A ascensão da lava dá-se através das 
fissuras da crosta, e por isso estas são chamadas vulcões de rift(falhamento). Elas ocorrem nos vales submarinos mais profundos, 
localizados ao longo das cadeias montanhosas meso-oceânicas, 
distribuídas por mais de 76.000 km de comprimento sob os oceanos. Foi 
este tipo de erupção vulcânica que deu origem à Formação Serra Geral 
da bacia do Paraná, na passagem entre o Jurássico e o Cretáceo, e 
atualmente pode ser vista na Islândia. 
 
 Erupções centrais: neste tipo de erupção, ocorre a formação do edifício 
vulcânico, com fortes explosões que expelem lava e grande volume de 
cinzas. Os cones são classificados em estrato-vulcões (mais comuns), 
vulcões de escudo (comuns no Havaí), domos vulcânicos e cone 
vulcânico. 
 
O estudo dos vulcões 
 
O trabalho de cientistas que estudam os vulcões é o de se antecipar às grandes 
erupções que possam colocar em risco as pessoas que residam nas cercanias dos 
vulcões. O mapeamento das áreas de risco estabelece zonas de segurança para o 
uso do solo em regiões típicas de vulcanismo e, assim, rotas alternativas de fuga. 
Hoje em dia, são utilizados instrumentos que monitoram e detectam os sinais 
da atividade vulcânica, mesmo que precocemente, tais como: movimentação do 
magma em profundidade, dilatação e inclinação do terreno vulcânico e emissões 
gasosas que normalmente precedem as erupções. 
 
55 
 
Um bom exemplo foi a retirada de 250.000 pessoas da área de risco antes da 
erupção do vulcão Pinatubo (Filipinas), em 1991. Isso foi possível porque os 
sismógrafos perceberam a ascensão do magma, e as autoridades locais tiveram 
tempo suficiente para remover a população (SILVA, VAZ, 2012). 
As erupções vulcânicas são capazes de influenciar o comportamento do clima, 
provocando inicialmente o aquecimento da atmosfera, mas logo após há um 
resfriamento, devido ao bloqueio da luz solar. O impacto maior dos gases vulcânicos 
está relacionado à liberação de cinzas e SO2, que se transforma em ácido sulfúrico 
após a interação entre os raios solares e o vapor de água presentes na estratosfera. 
O vulcanismo também é importante fonte de produção de energia em campos 
geotérmicos (locais próximos aos corpos ígneos subsuperficiais). A produção de 
energia elétrica “limpa” e renovável ocorre da seguinte forma: o calor do processo 
magmático aquece a água que está aprisionada nas rochas, e estas, quando 
perfuradas, permitem o escape veloz de fluidos (água e vapor) que giram turbinas, 
produzindo a eletricidade (SILVA, VAZ, 2012). 
Além desse benefício, os vulcões produzem recursos minerais de origem 
hidrotermal. As lavas, ricas em nutrientes, transformam-se em solos férteis com o 
passar dos anos, e outros produtos são aproveitados comercialmente, como aditivos 
ao cimento, abrasivos, ingredientes farmacêuticos e para a indústria de materiais de 
limpeza. 
 
 
2.8 Metamorfismo 
 
Metamorfismo, em Geologia, define o conjunto de processos pelos quais uma 
determinada rocha é transformada, através de reações que se processam no estado 
sólido, em outra rocha, com características distintas daquelas que ela apresentava 
antes da atuação do metamorfismo. Estas modificações implicam mudanças na 
estrutura, textura, composição mineralógica ou mesmo composição química da rocha, 
que ocorrem geralmente de maneira combinada. O campo dos processos 
metamórficos é delimitado, por um lado, pelos processos diagenéticos, de baixa 
temperatura, de até aproximadamente 250°C e, por outro, pelo início da fusão de 
rochas a altas temperaturas. As rochas, a partir das quais se originam as rochas 
 
56 
 
metamórficas, são chamadas de protolitos, e sua identificação tem grande importância 
em estudos geológicos (TEIXEIRA et al., 2000). 
Os processos metamórficos ocorrem, em geral associados aos processos 
tectônicos. Os locais mais importantes são as margens continental convergentes, 
onde se desenvolvem as grandes cadeias de montanhas, como os Andes, as 
Rochosas ou os Himalaias, ou os arcos de ilha, como o arquipélago do Japão. Rochas 
metamórficas são constituintes predominantes nestas grandes estruturas lineares 
principalmente nas suas partes centrais, na forma de extensas faixas, denominadas 
cinturões metamórficos, muitas vezes intimamente associadas a rochas magmáticas 
plutônicas. Rochas metamórficas desenvolvem-se também nas proximidades das 
dorsais meso-oceânicas, ao redor de corpos ígneos intrusivos ao longo de grandes 
zonas de falhas ou ainda nas crateras de impacto de meteoritos. 
Processos tectônicos provocam modificações nas condições físico-químicas às 
quais os protolitos estavam submetidos. Isto conduz ao reequilíbrio dessas rochas 
através de reações metamórficas, que modificam a composição mineralógica e 
promovem reorganização estrutural e textural. Os principais parâmetros físicos 
envolvidos no metamorfismo são a temperatura e a pressão. Com o aumento da 
temperatura, por exemplo, os argilominerais das rochas sedimentares são 
substituídos por micas e outros silicatos aluminosos e a textura sedimentar clástica de 
um arenito poroso é recristalizada para uma textura em mosaico, onde desaparecem 
os espaços vazios entre os grãos. 
Rochas metamórficas podem preservar algumas das características originais 
dos protolitos, como composição química, estruturas primárias ou núcleos 
remanescentes de minerais envoltos por auréolas de minerais neoformados. Pode-se 
dizer que as características primárias que sobrevivem aos processos metamórficos 
constituem uma memória passada das rochas metamórficas, essencial para a 
identificação do protolito. Por outro lado, a assembleia mineral e as texturas geradas 
pelo metamorfismo correspondem uma memória recente. Através do estudo desta 
assembleia mineral e texturas, podem-se estabelecer as condições físico-químicas 
que atuaram durante o metamorfismo e reconstituir o processo evolutivo das rochas 
(TEIXEIRA et al., 2000). 
 
 
57 
 
À rocha original, que foi metamorfizada, é dado o nome de protólito, que 
quando exposto a determinadas condições de pressão e temperatura (seja 
ele ígneo, sedimentar ou até metamórfico) passa por uma série de reações, 
ainda em estado sólido, as quais alteram características químicas, texturais, 
estruturais e mineralógicas para formar uma nova rocha (DEL MORO, 2017, 
p. 87). 
 
 
Durante a transformação do protólito em seu equivalente metamórfico ocorre 
uma série de reações químicas que buscam reduzir a energia livre do sistema até que 
este atinja um novo estado de equilíbrio. Para que essas alterações nas rochas 
ocorram, a rocha precisa passar por determinados processos físico-químicos do 
metamorfismo. Algumas reações envolvem apenas fases sólidas, outras fases fluidas 
resultando na cristalização de minerais hidratados ou a alteração de fases fluidas 
resultando em uma fase anidra e outra rica em H2O. Reações são favorecidas em 
rochas de grãos finos, mais porosas e constituídas por minerais hidratados, quando 
submetidas a altas temperaturas. Algumas rochas, apesar de expostas a altas 
condições de temperatura e pressão por um determinado tempo, podem permanecer 
imutáveis devido à sua constituição anidra, maciça e de granulação grosseira (DEL 
MORO, 2017). 
Devido a fatores como localização, extensão crustal e parâmetros físicos 
envolvidos, os processos que dão origem às rochas metamórficas apresentam 
características específicas, que refletem essas condições, e por isso são classificados 
em: metamorfismo regional, metamorfismo de contato e metamorfismo de impacto 
(figura abaixo). 
 
 
 
58 
 
 
Fonte: Press et al. (2006, p. 135). 
Vejamos agora alguns tipos de metamorfismo e suas principais características. 
 
O metamorfismo regional ou dinamotermal - As transformações metamórficas se 
processam pela ação combinada da temperatura, pressão litostática e pressão 
dirigida, que persistem durante centenas de milhares a alguns milhões de anos. Esse 
tipo de metamorfismo é o responsável pela existência da maioria das rochasmetamórficas do planeta, estas que se encontram fortemente deformadas (dobras e 
falhas) e também apresentam estrutura foliada (DEL MORO, 2017). 
As rochas metamórficas resultantes (ardósias, filitos, xistos, gnaisses, 
anfibolitos, granulitos, migmatitos) apresentam geralmente estrutura foliada 
(TEIXEIRA et al., 2000). 
 
 
Fonte: DEL MORO, 2017. 
 
59 
 
O metamorfismo de contato ou termal - ocorre em rochas encaixantes ao redor de 
corpos ígneos intrusivos, formando auréolas de metamorfismo. As transformações 
nas rochas pré-existentes decorrem do aumento de calor e pressão emanados do 
corpo ígneo. A extensão do metamorfismo depende diretamente da intensidade do 
calor emanado. O grau de metamorfismo é maior junto à fonte de calor e diminui à 
medida que se afasta do corpo intrusivo (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
Fonte: DEL MORO, 2017. 
Metamorfismo de impacto - este tipo é menos comum na crosta terrestre, acontece 
de forma localizada, pois está associado ao impacto de corpos meteoríticos. Durante 
o choque a energia é liberada na forma de ondas, que fraturam as rochas e formam a 
cratera de impacto, e de calor (pode atingir até 5.000 °C), vaporizando as rochas ao 
redor. Essas ondas são dissipadas muito rapidamente e os minerais se reequilibram 
instantaneamente, formando polimorfos de alta pressão nos minerais, stishovita e 
coesita do quartzo, por exemplo (DEL MORO, 2017). 
 
 
 
60 
 
Metamorfismo de soterramento - Esse tipo de metamorfismo não está mais 
relacionado à tectônica e ocorre durante a subsidência de bacias sedimentares e em 
locais onde a crosta está se tornando mais fina. Com o empilhamento de sucessivas 
camadas de sedimentos, há aumento de calor e pressão, e aquelas camadas situadas 
na base podem se deformar e se metamorfizar. Nesse caso, o grau de metamorfismo 
não é elevado e, normalmente, está associado à foliação das micas, que se orientam 
em função do peso das camadas superiores (SILVA; VAZ, 2012). 
 
Metamorfismo hidrotermal - ocorre a partir da percolação da água nas fraturas e 
espaços intergrãos das rochas. Processa-se através de trocas iônicas entre a água 
quente, com temperaturas entre 100°C e 370°C, e as paredes das fraturas (SILVA; 
VAZ, 2012). 
 
Metamorfismo de fundo oceânico - ocorre junto às dorsais meso-oceânicas, a partir 
das interações entre a água fria e a crosta recém-formada e aquecida. É um tipo 
específico de metamorfismo hidrotermal, pois envolve a troca iônica entre a água que 
se aquece e os minerais das rochas formadas recentemente (SILVA; VAZ, 2012). 
 
2.9 Terremotos 
 
Segundo Bertolino (2005, p. 15) “O terremoto, ou sismo é qualquer vibração na 
crosta e que tem origem no seu interior. Quando a vibração é relativamente intensa, 
o tremor de terra se torna perceptível aos nossos sentidos.”. 
Os terremotos podem ocorrer no contato entre duas placas litosféricas (caso 
mais frequente) ou no interior de uma delas, sem que a ruptura atinja a superfície. O 
ponto onde se inicia a ruptura e a liberação das tensões acumuladas é chamado de 
hipocentro ou foco. Sua projeção na superfície é o epicentro, e a distância do foco à 
superfície é a profundidade focal (TEIXEIRA et al., 2000). 
Terremotos são tremores passageiros da crosta que ocorrem próximo à 
superfície terrestre. Eles podem ser desencadeados por atividades vulcânicas, falhas 
geológicas e, principalmente, pelo encontro entre placas tectônicas (SILVA; VAZ, 
2012). 
 
61 
 
Embora a palavra "terremoto" seja utilizada mais para os grandes eventos 
destrutivos, enquanto os menores geralmente são chamados de abalos ou tremores 
de terra, todos são resultado do mesmo processo geológico de acúmulo lento e 
liberação rápida de tensões. A diferença principal entre os grandes terremotos e os 
pequenos tremores é o tamanho da área de ruptura, o que determina a intensidade 
das vibrações emitidas. 
A intensidade dos terremotos pode ser classificada de acordo com os efeitos 
que as ondas sísmicas provocam nos lugares, a partir da descrição das 
consequências sobre pessoas, objetos, construções e natureza (escala de Mercalli 
Modificada) ou de acordo com a intensidade da energia liberada (Escala Richter). Na 
escala de Mercalli Modificada, cada grau corresponde ao dobro da aceleração do grau 
anterior, enquanto que na Escala Richter cada ponto da escala corresponde a um fator 
10 vezes maior nas amplitudes das vibrações (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
62 
 
Tabela: Escala de Intensidade Mercalli Modificada (abreviada) 
 
 
 
 
Os terremotos não se distribuem uniformemente em toda a superfície da Terra, 
existem regiões onde o fenômeno é praticamente desconhecido, são as chamadas 
regiões assísmicas, como as áreas centrais do Canadá e dos Estados Unidos, a África 
(exceto a orla mediterrânea), a Arábia, a Ásia Central e a Austrália. As regiões mais 
intensamente atingidas por atividades sísmicas são aquelas localizadas nas bordas 
das placas tectônicas. 
As principais causas dos terremotos são: desabamento interno, vulcanismo, 
acomodamento de rocha e tectonismo. 
Os terremotos por desabamento podem ser provocados por dissolução 
(cavernas) ou deslizamento de massas rochosas em virtude da ação da força da 
gravidade. Esses terremotos são em geral fracos e de pouco poder destrutivo, pelo 
menos em comparação com os de origem vulcânica e tectônica. 
 
63 
 
Em regiões sujeitas a ocorrências vulcânicas, os terremotos produzidos por 
explosões internas decorrem, em geral, do escape violento de gases acumulados sob 
forte tensão e do magma. 
Os mais terríveis terremotos estão associados a causas tectônicas, que se 
desencadeiam quando uma porção dos materiais do interior da Terra, distendido ou 
comprimido e deformados por tensões acumuladas, atinge o ponto de ruptura, 
procurando um novo estado de equilíbrio (BERTOLINO, 2005). 
 
2.10 Epirogênese e Orogênese 
 
Os processos envolvidos na formação das montanhas - a orogênese - ocorrem 
como resultado do movimento das placas crustais. Há três tipos principais de 
montanhas: as de origem vulcânica, as montanhas de dobramento e as montanhas 
por falhamento ou de blocos. A maioria das montanhas vulcânicas forma-se ao longo 
dos limites das placas, onde estas aproximam ou se separam, e a lava e os detritos 
são ejetados em direção à superfície terrestre. A acumulação de lava e material 
piroclástico pode formar uma montanha em torno da chaminé de um vulcão 
(BERTOLINO, 2005). 
As montanhas por dobramento se formam onde as placas se encontram e 
provocam o dobramento e o soerguimento das rochas. Onde a crosta oceânica se 
encontra com a crosta continental menos densa, a crosta oceânica é empurrada sob 
a crosta continental. A crosta continental é então dobrada pelo impacto e se formam 
montanhas de dobramento, como os Apalaches na América do Norte. As cadeias 
dobradas formam-se também quando se encontram duas áreas de crosta continental. 
O Himalaia, por exemplo, começou a formar-se quando a Índia colidiu com a Ásia, 
dobrando os sedimentos e parte da crosta oceânica entre as duas placas. 
As montanhas por falhamento de blocos formam-se quando um bloco de rocha 
é soerguido entre duas falhas como resultado de compressão ou tensão na crosta 
terrestre. Com frequência, o movimento ao longo das falhas ocorre gradualmente 
durante milhões de anos. Contudo, duas placas podem deslizar bruscamente ao longo 
de uma linha de falha - a falha de Santo André, por exemplo, provocando terremotos. 
O tectonismo abrange dois tipos diferentes de movimentos: orogênese e 
epirogênese. Orogêneses são os processos de formação de grandes cadeias de 
 
64 
 
montanhas, em áreas compressivas (choque de placas) entre crosta 
continental/crosta continental ou crosta continental/crosta oceânica. Trata-se de 
deformações relativamente rápidas da crosta terrestre, geradas pela acomodação de 
placas tectônicas. São associadasa essas áreas: dobras, falhas inversas, 
vulcanismos, plutonismos, sismos etc. Epirogênese são processos de grande 
amplitude que afetam por igual extensas áreas continentais, podendo formar grandes 
arqueamentos, provocando elevações de certas áreas e depressões de outras. Os 
movimentos são lentos e predominantemente na vertical (BERTOLINO, 2005). 
"Rift" é o processo de rompimento de antigos continentes, instalando novas 
áreas oceânicas: cordilheira Mesoceânica (crosta oceânica) e áreas distensivas 
(divergência de placas) dentro de crosta continental ou de crosta oceânica. 
 
3 TIPOS DE MATERIAIS E FEIÇÕES GEOLÓGICAS 
 
3.1 Meteoritos 
 
 
Fonte: https://www.ufmg.br/ 
Os meteoritos são objetos que se movem no espaço e que atravessam a 
atmosfera e chegam a superfície da Terra sem serem totalmente vaporizados. 
Provavelmente, pertencem ao sistema solar e tem origem no cinturão de asteróides 
localizados entre as órbitas dos planetas Júpiter e Marte. Análises químicas de alguns 
meteoritos sugerem uma proveniência da Lua, e também de Marte, arrancados das 
superfícies desses corpos por grandes impactos. O fenômeno causado pela queda de 
meteorito é popularmente conhecido como “estrela cadente”. 
 
65 
 
Bertolino (2005, p. 9) comenta que a composição dos meteoritos é variável, 
num extremo estão os que são compostos predominantemente de ferro metálico com 
alguma porcentagem de níquel. Em outro estão os que consistem principalmente de 
silicatos e assemelhando-se em composição às rochas ultramáficas. Inclui na 
composição dos meteoritos, tanto silicatos como metal nativo e algumas a fases 
sulfetadas (troilita FeS). 
 
 
 
 
Fonte: https://www.ufmg.br/ 
Meteoritos e Cometas 
 
Os meteoritos são fragmentos de matéria sólida, corpos metálicos e/ou 
rochosos, provenientes de espaços interplanetários. A grande maioria dos meteoritos 
que cai na Terra é proveniente do cinturão de asteroides localizado entre as órbitas 
de Marte e Júpiter. Porém, apenas os meteoritos maiores conseguem atingir a 
superfície do nosso planeta. Como exemplo, podemos citar a Meteor Crater, cratera 
com 50.000 anos, localizada no Arizona (EUA), provocada pela queda de um 
meteorito com cerca de 150.000 toneladas. Como a maioria dos meteoritos é de 
tamanho diminuto, acaba sendo destruída e volatizada pelo atrito gerado ao ingressar 
na atmosfera (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
66 
 
 
Figura: Meteor Crater, Arizona, EUA. Fonte: NASA 
Você já olhou para o céu e viu uma estrela cadente? Na verdade, elas são 
meteoros, estrias luminosas visíveis em noites escuras e com pouca presença de 
nuvens. O ramo da ciência que estuda essas amostras é a Meteorítica, que coleta 
amostras com mais facilidade nas expedições na Antártica, onde eles se concentram 
na superfície. 
Já os cometas são concentrações de material gasoso, matéria fundamental da 
nebulosa solar. Imagina-se que eles foram formados durante o processo de acresção 
planetária, só não puderam originar protoplanetas devido à distância entre eles. 
Atualmente, são conhecidos cerca de 750 cometas. A órbita dos cometas faz com que 
eles se aproximem da Terra em intervalos de 75 anos, em média. Quando isso 
acontece, seus gases são vaporizados e ionizados pela radiação solar, fazendo com 
que uma cauda seja apontada em sentido contrário ao do Sol (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
 
67 
 
Classificação de meteoritos 
 
Os meteoritos subdividem-se em classes e subclasses, de acordo com suas 
estruturas internas, composições químicas e mineralógicas (tabela abaixo). 
 
 
Fonte: TEIXEIRA et al. (2000, p. 14). 
Os meteoritos do tipo condrítico correspondem a cerca de 86% do total, em 
relação às quedas de fato observadas, sendo que 81% correspondem aos do tipo 
ordinário, enquanto, que os outros 5% são os chamados condritos carbonáceos. 
Com exceção de alguns tipos de condritos carbonáceos, todos os demais tipos 
de condritos possuem côndrulos, pequenos glóbulos esféricos elipsoidais, com 
diâmetros normalmente submilimétricos (O,S-1mm), e constituídos de minerais 
silicáticos, principalmente olivina, piroxênios ou plagioclásios. Estes minerais são os 
 
68 
 
mesmos que se encontram em certos tipos de rochas terrestres, denominadas 
magmáticas, formadas pela cristalização de líquidos silicáticos (magmas), originados 
nas profundezas da Terra. Por analogia, os côndrulos devem ter-se formado, com 
grande probabilidade, por cristalização de pequenas gotas quentes (temperatura da 
ordem de 2.000°C), que vagavam no espaço em grandes quantidades, ao longo das 
órbitas planetárias, em ambientes virtualmente sem gravidade (TEIXEIRA et al., 
2000). 
 
A importância do estudo dos meteoritos 
 
O estudo dos meteoritos permite o estabelecimento, com certa precisão, da 
cronologia dos eventos ocorridos durante a evolução primitiva do Sistema Solar. 
Determinações de idade, obtidas diretamente nos diversos tipos de meteoritos, têm 
revelado uma quase totalidade de valores entre 4.600 e 4.400 milhões de anos, sendo 
que há determinações de grande precisão em certos meteoritos rochosos (portanto 
diferenciados) por volta de 4.560 milhões de anos. A principal exceção refere-se ao 
grupo de meteoritos do tipo SNC (Shergottitos-Nakhlitos-Chassignitos), cujas idades 
de cristalização são da ordem de 1.000 milhões de anos. Estas idades mais jovens e 
a natureza e mineralogia basáltica (silicatos ferro-magnesianos principalmente) destes 
meteoritos apoiam sua proveniência de Marte. 
Com base na idade dos meteoritos diferenciados por volta de 4.560 milhões de 
anos, evidenciou-se que naquela época já tinha ocorrido acúmulo de material em 
corpos parentais com dimensão suficiente para ensejar diferenciação geoquímica. 
Como corolário, os planetas terrestres também devem ter sido formados de acordo 
com este cronograma. A acumulação de 97-98% do material do planeta Terra teria 
ocorrido em cerca de 100 milhões de anos. Mais ainda, a existência das assim 
chamadas "radioatividades extintas" permite colocar um limite de idade para aqueles 
eventos de nucleossíntese que produziram, no interior de uma supernova que 
explodiu, a grande parte dos elementos do Sistema Solar (TEIXEIRA et al., 2000). 
 
 
 
 
 
69 
 
3.2 Minerais 
 
Os minerais são recursos naturais não renováveis, pois dependem da dinâmica 
interna da Terra para se formarem e, portanto, a maioria dos minerais só pode ser 
usada uma vez, a não ser que reciclemos os produtos em que foram transformados, 
assim como o ferro, alumínio, cobre e outros. 
A formação dos minerais é muito lenta. Estes levam milhões de anos para 
serem formados e, à medida que são extraídos do solo, suas reservas vão diminuindo. 
Com certeza, em algum dia, irão acabar definitivamente. 
No momento, são conhecidos aproximadamente 2.400 minerais. Entretanto, 
apenas alguns são comuns e formam a maior parte das rochas da crosta terrestre. 
Mas o que é um mineral? 
Minerais são elementos ou compostos químicos com composição definida 
dentro de certos limites, cristalizados e formados naturalmente por meio de 
processos geológicos inorgânicos, na Terra ou em corpos extraterrestres. A 
composição química e as propriedades cristalográficas bem definidas do 
mineral fazem com que ele seja único dentro do reino mineral e, assim, 
receba um nome característico (TEIXEIRA et al., 2000, p. 28). 
O termo minério, por sua vez, é utilizado apenas quando o mineral ou a rocha 
apresentar uma importância econômica. 
 
Classificando e definindo as propriedades dos minerais 
 
Os minerais possuem propriedades físicas, químicas e ópticas. Vamos estudar 
cada uma delas de forma separada. Você verá que é relativamente simples identificar 
essas propriedades. Vamos começar pelas propriedades físicas, depois falaremos 
das propriedades ópticas e químicas. 
 
Propriedades físicas 
 
A primeira propriedade que veremos será a ESTRUTURA. A maioria dos 
mineraisestá no estado cristalino, em que os átomos ou agrupamentos de átomos 
são dispostos regularmente, segundo sistemas fixos e constantes. Isto significa dizer 
que eles conservam invariáveis as distâncias entre os átomos que se repetem. Esse 
fato permitiu que fosse determinada a rede cristalina própria de quase todos os 
 
70 
 
minerais. A forma do cristal também é determinada pela estrutura cristalina, 
dependendo da distância entre os átomos ou grupos de átomos. Os cristais são 
subdivididos em sete sistemas cristalinos: cúbico, tetragonal, trigonal, hexagonal, 
rômbico, monoclínico e triclínico (SILVA; VAZ, 2012). 
Esses termos aparentemente difíceis resultam da combinação dos eixos e 
ângulos. Para aumentar seus conhecimentos, veja as definições de cada um dos 
sistemas cristalinos. Não se preocupe em decorar todas estas definições, mas lembre-
se, ao ler em algum material que um determinado mineral possui hábito romboédrico, 
isso se refere ao seu sistema cristalino. A tabela a seguir mostra de maneira 
simplificada os sistemas cristalinos, a simetria principal e os exemplos de minerais. 
 
 
Fonte: Silva; Vaz (2012, p. 42). 
Cúbico ou isométrico — produz estruturas simples e lineares, e é aquele em 
que, para além de todos os cristais possuírem quatro eixos ternários de simetria, os 
eixos cristalográficos possuem comprimentos iguais e são perpendiculares entre si. 
Tetragonal — todos os cristais deste sistema têm a característica de 
possuírem, para além de um eixo quaternário de simetria, três eixos cristalográficos 
perpendiculares entre si, sendo os dois horizontais de igual comprimento e o vertical 
de comprimento diferente. 
Ortorrômbico — produz estruturas de grande complexidade, tendo como 
característica comum a todos os cristais deste sistema apresentarem, ao menos, um 
eixo binário de simetria. Possuem três eixos cristalográficos perpendiculares entre si, 
todos com comprimentos diferentes (SILVA; VAZ, 2012). 
 
71 
 
Hexagonal — neste sistema, todos os cristais possuem ou um eixo ternário de 
simetria ou um eixo senário de simetria. Possuem quatro eixos cristalográficos, dos 
quais três são horizontais, com comprimentos iguais e cruzando-se em ângulos de 
120°, e o quarto é vertical, com comprimento diferente dos demais. 
Romboédrico ou trigonal — a única diferença entre esse sistema e o 
hexagonal é a simetria do eixo vertical. Devido a essa semelhança entre os dois 
sistemas, alguns autores consideram o sistema romboédrico uma subdivisão (classe) 
do sistema hexagonal. Pertencem ao sistema romboédrico o quartzo, o coríndon e as 
turmalinas. 
Monoclínico — os cristais deste sistema em geral apresentam apenas um eixo 
de simetria binário ou um único plano de simetria ou a combinação de ambos. 
Possuem três eixos cristalográfi cos, todos com comprimentos diferentes. Dois eixos 
formam um ângulo oblíquo entre si, sendo o terceiro perpendicular ao plano formado 
pelos outros dois. 
Triclínico — agrupa todos os casos que não podem ser acomodados em 
quaisquer dos restantes sistemas, exibindo apenas simetria translacional ou inversão. 
Permite apenas dois grupos espaciais. Os cristais com este sistema caracterizam-se 
pela ausência de eixos ou planos de simetria, apresentando três eixos cristalográficos 
com comprimentos desiguais e oblíquos entre si (SILVA; VAZ, 2012). 
A segunda propriedade física é a CLIVAGEM, cujo conceito é a capacidade que 
uma substância cristalina possui de se dividir em planos paralelos, de acordo com a 
estrutura do mineral. A clivagem pode ocorrer segundo uma ou mais direções, mas 
serão sempre paralelos a uma face possível do cristal. Quando um mineral apresenta 
uma única direção de clivagem, formam-se placas, e quando um mineral não possui 
clivagem, tende a apresentar fratura concoidal, terrosa, granular ou fibrosa. 
A DUREZA é uma propriedade que está relacionada à resistência que um 
mineral apresenta ao ser riscado. Essa classificação é feita segundo a escala de 
Mohs, que varia de 1 a 10, em ordem crescente de dureza. Quando um mineral 
apresenta a mesma dureza que outro, riscam-se mutuamente, porém, de forma fraca. 
O nome de escala de Mohs é em homenagem ao mineralogista australiano que 
a elaborou. Nessa escala, os intervalos não obedecem à proporcionalidade dos 
números, eles simplesmente ordenam os minerais. Por exemplo, o diamante que 
 
72 
 
apresenta dureza 10 é 140 vezes mais duro que o coríndon de dureza 9 (SILVA; VAZ, 
2012). 
A avaliação da dureza, segundo a escala de Mohs, é feita inicialmente com 
uma placa de porcelana, mas podemos utilizar outros objetos por referência, tais 
como: a unha humana (risca o talco e, com dificuldade, a gipsita), uma moeda de 
cobre (risca a calcita), a lâmina de uma faca de cozinha (risca a fluorita e, com 
dificuldade, a apatita) e uma liga de aço (risca o ortoclásio) (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
Figura: Escala de Mohs. A seta para cima indica que o elemento localizado abaixo risca os demais. 
Propriedades ópticas 
 
Agora que você já viu quais são as propriedades físicas dos minerais, vamos 
ver algumas características que podem ser distinguidas macroscopicamente. Para 
isso, começaremos pelo brilho. 
O BRILHO de um mineral está relacionado à quantidade de luz refletida pela 
sua superfície. Os minerais podem apresentar brilho metálico quando refletem mais 
de 75% da luz incidente ou apresentar brilho não metálico quando não atingem essa 
reflexão. De certa forma, a COR de um mineral também depende da luz, mas neste 
caso, sua absorção é seletiva, restando uma fração transmitida e outra refletida. O 
fato de um mineral absorver mais certo comprimento de onda que os outros faz com 
que os comprimentos de onda restantes componham-se em uma cor diferente da luz 
 
73 
 
branca que chegou ao mineral. A absorção seletiva depende da presença de 
elementos químicos de transição, como o ferro e o cobre, dos defeitos da sua estrutura 
atômica e da presença de inclusões de minerais dispersos. Os minerais com cores 
características, como o enxofre, que é amarelo, são chamados de idiocromáticos, e 
aqueles com cores variáveis são chamados de alocromáticos, sendo o caso do 
quartzo. 
Entre as várias tonalidades de cor dos minerais metálicos, podemos citar o 
vermelho, o amarelo, o branco-argênteo, o branco-acinzentado e o preto-acinzentado. 
Entre os minerais não metálicos, temos o preto, o azul, o azul-da-prússia, o verde-
esmeralda, o amarelo-citrino, o vermelho-escarlate, o vermelho-acastanhado e o 
acastanhado-avermelhado (SILVA; VAZ, 2012). 
 
Propriedades químicas 
 
Vamos partir do pressuposto de que todo mineral possui uma fórmula química 
e apresenta composição química constante, dentro de certos limites. As ligações 
podem ser iônicas (união de cátions com ânions), covalentes (compartilhamento de 
elétrons), metálicas (formação de nuvens de elétrons) e de Van der Waals (união de 
moléculas e unidades estruturais praticamente neutras). 
Existem minerais que possuem muitas formas e são chamados de polimorfos. 
Existem aqueles que apresentam essencialmente a mesma composição química, mas 
estruturas cristalinas diferentes e minerais isomorfos, ou seja, possuem forma igual. 
Finalmente, alguns minerais possuem estrutura cristalina semelhante, mas sua 
composição química é diferente ou pode apresentar algumas variações dentro de 
certos limites. 
A transparência, o traço, a geminação e a condutividade elétrica e magnética 
são outras propriedades utilizadas para a identificação de um mineral (SILVA; VAZ, 
2012). 
A TRANSPARÊNCIA refere-se à capacidade do mineral de absorver luz. 
Minerais que não absorvem ou absorvem pouca luz são identificados como 
transparentes, enquanto os que absorvem considerável quantidade de luz são 
translúcidos, dificultam o reconhecimento de imagens através deles. Esta 
 
74 
 
característica depende da espessura do mineral; a análise é feita cortando-seo 
mineral em lâminas. 
A GEMINAÇÃO é a propriedade de certos cristais de aparecerem 
intercrescidos, ou seja, minerais que crescem envoltos por outros minerais. As 
relações dos cristais dão-se por operações geométricas. A geminação pode ser 
simples (quando há dois indivíduos intercrescidos) ou múltipla, quando envolve a 
geminação de mais de um mineral, sendo denominada de polissintética. 
O TRAÇO corresponde à cor do pó do mineral, obtida quando o mineral é 
riscado contra uma placa ou um fragmento de porcelana de cor branca, geralmente. 
Em uma analogia com o giz utilizado nas aulas, o mineral é o giz e a lousa é a 
superfície a ser riscada. Como a maioria dos minerais translúcidos ou transparentes 
apresenta traço branco, esta propriedade só se torna útil para identificar elementos 
opacos ou minerais ferrosos (estes geralmente apresentam traços coloridos). 
Com exceção do ouro, da prata e do cobre, que apresentam ligações atômicas 
totalmente metálicas, a maioria dos minerais são maus condutores de eletricidade. 
Caso as ligações atômicas sejam parcialmente metálicas, como no caso dos sulfetos, 
os minerais são classificados como semicondutores. Os não condutores são aqueles 
em que predominam as ligações iônicas e covalentes. Com relação ao campo 
magnético, apenas a magnetita e a pirrotita são atraídas. 
O estudo de todas essas propriedades dos minerais é importantíssimo para a 
sua classificação. Assim, os minerais são agrupados em conjuntos, de acordo com 
suas características. Dentre os critérios mais usados para classificação dos minerais, 
apontamos o sistema de cristalização; os usos; composição química. 
Os livros escolares normalmente apresentam uma classificação simplificada 
das substâncias minerais, classificando os minerais em metálicos e não metálicos. 
Os metálicos são ferro, manganês, cromo, molibdênio, níquel, cobalto, wolfrâmio, 
vanádio, cobre, chumbo, zinco, estanho, alumínio, magnésio, titânio, berílio, ouro, 
prata, platina, césio, lítio e outros; os não metálicos são areia, cascalho, brita, enxofre, 
fluorita, sais, pirita, cromita, fosfatos, potássio, nitrato, calcário, argila, gipsita, argilas, 
feldspato, sílica, magnesita, diamante, granada, quartzito, carbonatos, titânio, rubi, 
turmalina e outros (SILVA; VAZ, 2012). 
 
 
 
75 
 
3.3 Rochas 
 
As rochas são produtos consolidados, resultantes da união natural de minerais. 
Diferente dos sedimentos, por exemplo areia de praia (um conjunto de minerais 
soltos), as rochas têm os seus cristais ou grãos constituintes muito bem unidos. 
Dependendo do processo de formação, a força de ligação dos grãos constituintes 
varia, resultando em rochas "duras" e rochas "brandas". 
Chama-se estrutura da rocha o seu aspecto geral externo, que pode ser 
maciço, com cavidades, orientado ou não etc. A textura se revela por meio da 
observação mais detalhada do tamanho, forma e relacionamento entre os cristais ou 
grãos constituintes da rocha. 
Outra informação importante no estudo das rochas é a determinação dos seus 
minerais constituintes. Na agregação mineralógica constituinte das rochas, 
reconhecemos os minerais essenciais e minerais acessórios. Os essenciais estão 
sempre presentes e são os mais abundantes numa determinada rocha, e as suas 
proporções determinam o nome dado à rocha. Os acessórios podem ou não estar 
presentes, sem que isto modifique a classificação da rocha em questão. Quando os 
minerais agregados pertencerem à mesma espécie mineralógica, a rocha será 
considerada monominerálica. Quando forem de espécies diferentes, ela será 
pluriminerálica (TEIXEIRA et al., 2000). 
 
 
 
 
Ciclo das rochas 
 
O ciclo de geração das rochas estabelece os processos envolvidos na 
formação dos diferentes tipos de rochas ocorrentes na crosta, bem como as relações 
genéticas entre os diversos tipos de rochas. Estes processos envolvem: 
 
76 
 
 Resfriamento e consolidação de material magmático em profundidade (rochas 
intrusivas), ou na superfície (rochas efusivas); 
 Exposição de rochas geradas em profundidade através de levantamentos 
crustais; 
 Intemperismo (incluindo solução diferenciada e transporte mecânico); 
 Sedimentação e litificação; 
 Metamorfismo; 
 Ultrametamorfismo e fusão total. 
 
Figura: Ciclo de geração das rochas (mod. de Arthur N. Strahler, 1992). 
 
Fonte: Godoy (2005, p. 17) 
Tipos de rocha 
 
As rochas são divididas em três grupos: ígneas ou magmáticas, 
metamórficas e sedimentares. As rochas formadas a partir do esfriamento e da 
consolidação do magma são denominadas ígneas ou magmáticas. Aquelas que se 
 
77 
 
formam a partir da transformação de rochas preexistentes são denominadas 
metamórficas. E aquelas que se formam a partir da consolidação de sedimentos são 
chamadas de sedimentares (SILVA; VAZ, 2012). 
Dependendo da composição e concentração mineralógica, as rochas podem 
se transformar em jazidas minerais. As rochas ígneas, por exemplo, podem conter 
reservas de ouro, platina, cobre e outros. 
Podemos mesmo afirmar que os processos que resultam na consolidação 
dessas rochas são os responsáveis por trazer parte dos recursos minerais que 
utilizamos no nosso dia a dia à superfície. 
As rochas sedimentares guardam parte da história da vida do planeta. Este 
grupo de rochas pode apresentar fósseis, que são vestígios e restos dos diversos 
organismos que viveram sobre a superfície da Terra. Além disso, é neste grupo de 
rochas que são gerados e armazenados os combustíveis fósseis (carvão, gás natural 
e petróleo). 
As rochas metamórficas recebem este nome porque são o resultado da 
transformação de outras rochas. Muitas vezes o metamorfismo altera a organização 
dos minerais presentes, mas em alguns casos o processo é tão intenso que até 
mesmo as características químicas da rocha preexistente são alteradas. A formação 
dessas rochas somente é possível a partir do aumento da temperatura e pressão sob 
a superfície da Terra (SILVA; VAZ, 2012). Agora vamos estudar cada tipo de rocha 
separadamente. 
 
Rochas sedimentares 
 
São rochas formadas a partir do material resultante da ação do intemperismo e 
da erosão de uma rocha qualquer que posteriormente será transportado e depositado 
em outro ambiente. 
As rochas sedimentares são importantes por estarem associadas à depósitos 
de carvão, petróleo, gás natural, alumínio, minério de ferro, matéria prima para a 
construção civil (BERTOLINO, 2005). 
Sobre os processos geradores das rochas sedimentares, podemos citar aqui: 
1. Intemperismo da rocha geradora: Físico, Químico e Biológico; 
2. Transporte: água, vento e gelo; 
 
78 
 
3. Deposição ambientes: 
 Continental: fluvial, lacustre, desértico e glacial 
 Transicional: praia, delta, estuarino, lagunar... 
 Marinho: plataforma, recife, talude continental, fundo oceânico. 
4. Litificação e diagênese: 
 Compactação e cimentação 
 
As rochas carbonáticas formam aproximadamente 10% do registro sedimentar 
exposto, tendo uma grande distribuição ao longo do tempo geológico. São formadas 
predominantemente por calcita, aragonita e dolomita, além de fósseis e siliciclásticos. 
produto principalmente de precipitação orgânica de carbonato de cálcio. As rochas 
carbonáticas são formadas principalmente em ambiente marinho de águas claras, 
quentes e rasas (BERTOLINO, 2005). 
 
Rochas ígneas 
 
São formadas a partir da consolidação do magma em profundidade (rocha 
ígnea plutônica) ou em superfície (rocha ígnea vulcânica). Através da textura e da 
composição mineralógica de uma rocha magmática pode interpretar as condições em 
que a rocha se formou. 
As rochas magmáticas intrusivas ou plutônicas se formam quando o magma 
resfria lentamente, usualmente em profundidades de dezenas de quilômetros, os 
cristais separam-se do líquido fundido, formando rochas de granulação grossa (rochas 
faneríticas equigranular) (BERTOLINO, 2005). 
As rochas magmáticasextrusivas são formadas quando o magma resfria 
rapidamente, normalmente próximo a superfície da terra, os cristais são 
extremamente pequenos e resulta uma rocha de granulação fina ou textura vítrea 
(rochas afaníticas). 
O magma é uma fusão silicatada, contendo gases e elementos voláteis, gerada 
em altas temperaturas no interior da Terra. 
As características das rochas ígneas são: 
 Cor: melanocrática, mesocrática e leucocrática. 
 Textura: fanerítica, afanítica, porfirítica e vítrea. 
 
79 
 
 Composição: félsica ou máfica, ácida, intermediária (alcalinas), básicas, 
ultrabásicas. 
 
Veja abaixo alguns tipos de rochas ígneas ou magmáticas (BERTOLINO, 
2005): 
 Granito: quartzo, K-feldspato, Ca-feldspato, micas (biotita e muscovita), 
granada etc. Apresenta textura fanerítica. 
 Riolito: correspondente extrusivo do granito. Textura porfirítica com 
abundantes fenocristais de quartzo. 
 Sienito: K-feldspato, anfibólio, pouca sílica. Predominantemente 
leucocrática com feldspato de cor cinza claro. 
 Gabro: Ca-Na-feldspato (labradorita), piroxênio (augita ou diopsídio) e 
magnetita. 
 Basalto: piroxênio, plagioclásio e calcita (baixa). Coloração escura e textura 
finamente cristalizados. 
 
Rochas Metamórficas 
 
As rochas metamórficas podem ser formadas a partir de rochas ígneas, 
sedimentares ou mesmo metamórficas, preexistentes, submetidas a novas condições 
de pressão e temperatura. Quando as rochas através de processos geológicos são 
submetidas a condições diferentes (temperatura e pressão) das quais foram 
formadas, ocorrem modificações denominadas de metamorfismo (BERTOLINO, 
2005). 
Durante o metamorfismo ocorrem modificações nas composições químicas 
e/ou a estrutura cristalina dos minerais, sem haver fusão ou alteração na constituição 
química total da rocha (processo de equilíbrio físico-químico no estado sólido, 
isoquímico). Podem ocorre tanto a recristalização dos minerais preexistentes como 
também a formação de novos minerais. 
As características das rochas metamórficas são as seguintes: textura 
xistosidade/foliação, clivagem ardosiana. É função da composição da rocha original e 
da intensidade e tipo do metamorfismo. 
 
80 
 
Segundo Bertolino (2005, p. 51-52), os principais tipos de rochas metamórficas 
são: 
 Gnaisse - caracteriza-se pela alternância de bandas de cores claras (quartzo 
e feldspato) e escuras (biotita, anfibólio ou granada). É o tipo litológico 
predominante no estado do Rio de Janeiro, formando grande parte da do 
maciço da Serra do Mar. 
 Xisto - ausência de bandamento e presença de finas lâminas ao longo da qual 
a rocha pode ser quebrada mais facilmente. 
 Filito - textura intermediária entre o xisto e a ardósia e tende a partir-se em 
lâminas. 
 Ardósia - rocha de granulação extremamente fina com boa clivagem, 
normalmente utilizada na construção civil. 
 Mármore - calcário metamórfico. 
 Quartzito - derivada do metamorfismo do arenito. 
 
Distribuição e relações das rochas na crosta terrestre 
 
A crosta terrestre representa a camada sólida externa do planeta. Ela está 
dividida em crosta continental, que corresponde às áreas continentais emersas, e 
crosta oceânica, que constitui os assoalhos oceânicos. Tanto uma como outra são 
formadas por rochas. Estudos da distribuição litológica da crosta continental indicam 
que 95% do seu volume total correspondem a rochas cristalinas, ou seja, rochas 
ígneas e metamórficas e apenas 5% a rochas sedimentares. Entretanto, considerando 
a distribuição destas rochas em área de exposição rochosa superficial, os números se 
modificam para 75% de rochas sedimentares e apenas 25% de rochas cristalinas. Isto 
indica que as rochas sedimentares representam uma fina lâmina rochosa que se 
dispõe sobre as ígneas e metamórficas, consideradas principais na constituição 
litológica da crosta continental. 
As relações entre os três tipos genéticos de rochas na crosta não se dão ao 
acaso. Ao contrário, existe uma disposição rígida que reflete exatamente os eventos 
geológicos que ocorreram em determinada região. É possível, para o geólogo, 
descrever a história geológica da crosta, através do estudo das rochas e dos tipos de 
contatos que existem entre elas. As fontes de informações para este estudo são os 
 
81 
 
mapas geológicos, cortes rochosos em estradas e ferrovias, perfurações de poços 
para obtenção de água e petróleo etc (TEIXEIRA et al., 2000). 
 
3.4 Estruturas 
 
A geologia estrutural é o ramo da geologia que estuda as estruturas 
deformadas presentes na litosfera, estando particularmente interessada na 
investigação de suas causas, processos e aspectos geométricos, variando desde a 
escala milimétrica até a escala continental (DEL MORO, 2017). 
O estudo e reconhecimento das estruturas geológicas possuem importância 
científica e prática. Do ponto de vista científico, os estudos em geologia estrutural têm 
mostrado que nosso planeta é dinâmico e que vivemos sobre placas litosféricas de 
dimensões continentais, que se movem de maneira lenta e contínua. Esta 
movimentação é, em grande parte, responsável pela formação das estruturas 
geológicas. Do ponto de vista prático, muitas destas estruturas são responsáveis pelo 
armazenamento de hidrocarbonetos (petróleo e gás), água, minérios etc. São 
importantes também em obras de engenharia civil, onde o levantamento das 
estruturas geológicas constitui a base para as grandes obras de engenharia, como 
barragens, pontes, túneis, estradas etc (TEIXEIRA et al., 2000). 
Cada estrutura representa o resultado de uma determinada deformação sofrida 
pelo volume de rochas em questão. Em geologia estrutural a deformação pode incluir 
componentes de translação, rotação, distorção (strain) e dilatação (Figura abaixo). A 
translação envolve a mudança de posição de todos os componentes da rocha na 
mesma direção e distância. O termo rotação é usado para se descrever a rotação 
física uniforme do corpo de rocha. Em ambos os casos o corpo rígido se move de 
maneira intacta, sem alteração de forma ou tamanho. Quando há alteração na forma 
e volume, tem-se dilatação ou distorção. A dilatação é caracterizada pela mudança de 
volume, já a distorção é definida como qualquer alteração de forma, orientação, 
comprimento e espaçamento de um material, com ou sem variação de volume. 
 
 
 
 
 
82 
 
Figura: Componentes da deformação 
 
Fonte: adaptada de Davis, Reynolds e Kluth. (2011, p. 119) 
Além disso, as condições nas quais ocorrem a deformação também influenciam 
o comportamento da rocha diante da atuação dos esforços. Dentre essas condições, 
é importante destacar o papel da pressão e temperatura, as quais estão relacionadas 
à profundidade em que as rochas se encontram na crosta no momento da deformação. 
Quando uma rocha se encontra no regime rúptil, ela tem um comportamento frágil 
com deformação permanente, sendo que a rocha se fragmenta por fraturamento. 
Neste caso, a rocha permanece rígida durante a ação do esforço e, por isso, tende a 
apresentar-se quebradiça. Já as rochas sob a influência do regime dúctil deformam-
se lentamente, comportando-se de forma elástica, não apresentando feições de 
ruptura, isto é, a rocha molda-se (como um objeto maleável) sem fragmentar-se (DEL 
MORO, 2017). 
 
83 
 
Portanto, como podemos ver, existem dois domínios geológicos que podemos 
distinguir em termos de deformação, o superficial (rúptil) e o profundo (dúctil). Esses 
dois níveis crustais irão ditar o comportamento mecânico-deformacional da rocha e, 
consequentemente, a formação das estruturas geológicas mais comuns: dobras e 
falhas (DEL MORO, 2017). 
As DOBRAS são deformações dúcteis que afetam corpos rochosos da crosta 
terrestre. Acham-se associadas a cadeias de montanhas de diferentes idades e 
possuem expressão na paisagem, sendo visíveis em imagens de satélite. São 
caracterizadas por ondulações de dimensões variáveise podem ser quantificadas 
individualmente por parâmetros como amplitude e comprimento de onda. A sua 
formação se deve à existência de uma estrutura planar anterior, que pode ser o 
acamamento sedimentar ou a foliação metamórfica (clivagem, xistosidade, 
bandamento gnáissico) (TEIXEIRA et al., 2000). 
O estudo das dobras pode ser conduzido em três escalas: macroscópica, 
mesoscópica e microscópica. A escala microscópica corresponde à escala de estudo 
em que a estrutura é observada com o auxílio de microscópio ou lupa. Na escala 
mesoscópica a estrutura é visualizada de modo contínuo desde amostras na escala 
de mão até afloramento, ou maior ainda. Na escala macroscópica a estrutura 
observada é produto da integração e reconstrução de afloramentos, sendo, em geral, 
representada em perfis ou mapas geológicos. 
O estudo das dobras é importante na pesquisa mineral, em programas de 
prospecção mineral, exploração e lavra de jazidas, pesquisa de petróleo e obras de 
engenharia como escavação de túneis, construção de estradas, barragens, etc. 
As dobras podem ser classificadas em dois tipos: atectônicas, relacionadas 
com a dinâmica externa do planeta, e tectônicas, relacionadas com a dinâmica 
interna. As primeiras são formadas na superfície ou próximas a ela, em condições 
muito semelhantes às condições ambiente, sendo desencadeadas pela ação da força 
da gravidade e possuem expressão apenas local; as últimas são formadas sob 
condições variadas de esforço, temperatura e pressão (hidrostática, de fluidos), sendo 
mais relacionadas com processos de evolução crustal, em particular com a formação 
de cadeias de montanhas (TEIXEIRA et al., 2000). 
 
 
 
84 
 
 
Figura: Dobras atectônicas em rochas sedimentares da região de Punta Arenas, Sul do Chile. 
Observar que as dobras são restritas à parte inferior das camadas. 
 
 
Fonte: TEIXEIRA et al. (2000, p. 407) 
As dobras atectônicas podem ser formadas a partir de sedimentos saturados 
em água, os quais, após o rompimento da força de coesão entre os grãos, adquirem 
fluidez e se movimentam num meio de menor densidade, em geral aquoso. 
As dobras tectônicas são formadas por dois mecanismos básicos: flamblagem 
e cisalhamento. O mecanismo de flambagem promove o encurtamento das camadas 
perpendicularmente à superfície axial das dobras, preservando, porém, a espessura 
e o comprimento das mesmas. 
As FALHAS resultam de deformações rúpteis nas rochas da crosta terrestre. 
São expressas por superfícies descontínuas com deslocamento diferencial de poucos 
cm a dezenas e centenas de km, sendo esta a ordem de grandeza para o 
deslocamento nas grandes falhas (TEIXEIRA et al., 2000). 
Aparecem como superfícies isoladas e discretas de pequena expressão, ou, no 
caso mais comum, como uma região deformada de grande magnitude, que é a zona 
de falha, onde o deslocamento total é a soma dos deslocamentos individuais. A 
 
85 
 
condição básica para a existência de uma falha é que tenha ocorrido deslocamento 
ao longo da superfície. Contudo, se ocorrer o movimento perpendicularmente à 
superfície, a estrutura receberá o nome de fratura. O relevo oriundo de falhas é, em 
geral, estruturado, bem refletido em fotos aéreas e imagens de satélites (TEIXEIRA et 
al., 2000). 
 
Figura: Imagem de satélite do rio Paraíba do Sul, mostrando o relevo fortemente orientado ao 
longo do vale do rio, como resultado do controle exercido pela falha de Além-Paraíba 
 
Fonte: TEIXEIRA et al. (2000, p. 411). 
Em alguns casos, sobretudo quando se tem uma referência estratigráfica (uma 
camada de carvão, por exemplo), a sua identificação é imediata, em outros, é mais 
difícil, mesmo para aqueles já familiarizados com o assunto. Essa dificuldade é 
crescente em regiões com densa cobertura vegetal e espesso manto de alteração, 
como na Amazônia e boa parte das regiões Sul e Sudeste do Brasil. 
As falhas são encontradas em vários ambientes tectônicos, sendo associadas 
a regimes deformacionais compressivos, distensivos e cisalhantes. São feições 
comuns em cadeias de montanhas modernas e antigas e aparecem em diferentes 
estágios de sua evolução. Podem ser rasas ou profundas. No primeiro caso afetam 
camadas superficiais da crosta, sendo muitas vezes ligadas à dinâmica externa do 
planeta. A atividade sísmica (rasa ou profunda) pode também formar estruturas 
 
86 
 
superficiais. No segundo caso, podem atravessar toda a litosfera, passando a se 
constituir em limite de placas litosféricas, sendo então referidas como falhas 
transformantes, como a falha de San Andreas na costa oeste dos Estados Unidos da 
América (figura abaixo). (TEIXEIRA et al., 2000). 
 
 
 
 
Geometricamente são divididas em dois blocos, muro e teto, separados por um 
plano de falha inclinado. 
O plano de falha representa a superfície sobre a qual ocorreu a movimentação 
dos blocos, é nessa superfície que pode haver a formação de estrias de falha, 
importantes na identificação do sentido de movimento. Quando o muro sobe em 
relação ao teto, temos o que chamamos de falha normal, se o teto subir em relação 
ao muro temos as chamadas falhas reversas ou inversas. Se o movimento ao longo 
do plano de falha for lateral a falha é classificada como transcorrente. Quando 
associada a componentes de compressão e extensão, falhas transcorrentes são 
 
87 
 
classificadas então como transpressivas e transtativas, respectivamente (DEL MORO, 
2017). 
Figura: Os tipos de falhas 
 
 
Fonte: DEL MORO (2017, p. 45) 
Ao longo dos planos de falha em regime rúptil de crosta superior (4 a 8 km), 
devido à fragmentação associada ou não à recristalização, pode haver a formação de 
cataclasitos ou brechas de falha, rochas caracterizadas por grãos angulares, 
altamente fraturados com ausência de orientação da rocha. Quando a deformação 
ocorre sob regime dúctil em crosta inferior (superior a 10 km de profundidade), a rocha 
formada é chamada de milonito e caracteriza-se pela forte orientação causada pela 
recristalização dos seus minerais constituintes. 
A energia liberada durante os processos de formação de falhas é também 
responsável por causar terremotos e resulta do acúmulo de tensões causado durante 
a movimentação entre as placas litosféricas. O ponto no qual a ruptura ocorre é 
 
88 
 
chamado de hipocentro ou foco, e sua projeção na superfície é conhecida por 
epicentro (DEL MORO, 2017). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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BIBLIOGRAFIA BÁSICA 
 
GROTZINGER, J.; JORDAN, T. Para entender a terra. 6. ed. Porto Alegre, RS: 
Bookman, 2013. 
 
GUILLOT, S.; YVES, L.; POMEROL, C.; RENARD, M. Princípios de geologia: 
técnicas, modelos e teorias. 14.ed. Porto Alegre, RS: Bookman, 2013. 
 
TEIXEIRA, W.; TAIOLI, F.; TOLEDO, C. Decifrando a terra. [S.l.]: IBEP Nacional, 2009. 
 
 
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTAR 
 
DEL MOURO, Lucas. Fundamentos da geologia – Londrina: Editora e Distribuidora 
Educacional S.A., 2017. 208 p. 
 
BERTOLINO, Luiz Carlos. Geologia. 2005 
 
SILVA, Antônio Soares da.; VAZ, Alexssandra Juliane. Geologia Aplicada à Geografia. 
v.1. - Rio de Janeiro: Fundação CECIERJ, 2012. 214 p. 
 
GODOY, L. C. Apostila de Geologia: Rochas. – Ponta Grossa: 2005.