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APOSTILA DE GEOLOGIA GERAL
Elaborada por:
Profª Gloria Maria dos Santos MarinsProfª Gloria Maria dos Santos Marins
Agosto / 2004
 U N I V E R S I D A D E D O G R A N D E R I O 
PROF. JOSÉ DE SOUZA HERDY 
ECTA – ESCOLA DE CIÊNCIAS, TECNOLOGIA E ARTES 
Geologia Geral 2
SuSummáárriioo
CAPÍTULO 1 - Surgimento da GeologiaSurgimento da Geologia e a Concepção de e a Concepção de
Tempo Geológico Tempo Geológico – – Pág. 3
CAPÍTULO 2 – Minerais Minerais ((Unidades Constituintes das Rochas) –
Pág. 11
CAPÍTULO 3 – Rochas Rochas ((Unidades Formadoras da Crosta))
– Pág. 21
CAPÍTULO 4 - Estruturas em RochasEstruturas em Rochas ((Dobras e Falhas)
– – Pág. 31
CAPÍTULO 5 - Estrutura Interna da Terra Estrutura Interna da Terra – – Pág.38
CAPÍTULO 6 - Tectônica de Placas Tectônica de Placas – Pág.49
CAPÍTULO 7 - Processos OceânicosProcessos Oceânicos e Fisiografia dos e Fisiografia dos
Fundos Marinhos Fundos Marinhos – Pág. 56
RReeffeerrêênncciiaas s BBiibblliiogogrrááffiiccaass - Pág. 64
Geologia Geral 3
CAPÍTULO 1 -- Surgimento da Geologia e a Concepção deSurgimento da Geologia e a Concepção de
Tempo GeológicoTempo Geológico
1- CONCEPÇÕES INICIAIS DA IDADE DA TERRA E O PRINCÍPIO DA GEOLOGIA
Dois grandes movimentos da cultura ocidental, o Iluminismo e a Revolução Industrial,
ocorridos durante os dois últimos séculos, influenciaram na consolidação da Geologia como
uma ciência.
 Durante o Iluminismo ocorreu a substituição das explicações sobrenaturais para os
fenômenos da Natureza por leis naturais, geradas a partir de descobertas da
observação, pesquisa científica e emprego do senso comum.
 Durante a Revolução Industrial, aumentou a utilização de matérias-primas e
recursos energéticos oriundos do nosso planeta.
Contudo, antes disso, por influência religiosa, acreditava-se que a Terra tivesse apenas
alguns milhares de anos. Ao longo da Idade Média e da Renascença, essa idéia continuou a
ser difundida por sábios na Europa, que geralmente afirmavam que a criação do mundo, em
coerência com a Bíblia, se deu há cerca de 6.000 anos.
Durante os séculos XVII e XVIII, nos quais predominavam a idéia do ser humano como
centro do Universo e a Terra como de seu uso exclusivo, começou a surgir, timidamente, a
Geologia. O precursor da Geologia foi Nicolau Steno (1638-1696), que enunciou os princípios
de que as rochas sedimentares se depositavam horizontalmente camada após camada e que
as camadas inferiores eram mais velhas que as superiores. Em 1669, Steno publicou os três
princípios que regem a organização de seqüências sedimentares e que até hoje são
chamados, muitas vezes, de princípios de Steno (Figura 15.5):
 Superposição: sedimentos se depositam em camadas, as mais velhas na base e
as mais novas sucessivamente acima;
 Horizontalidade original: depósitos sedimentares se acumulam em camadas
sucessivas dispostas de modo horizontal;
 Continuidade lateral: camadas sedimentares são contínuas, estendendo-se até as
margens da bacia de acumulação, ou se afinam lateralmente.
Entretanto, a aplicação indiscriminada desses princípios pode gerar interpretações
geológicas equivocadas. Exemplos:
 Dependendo da energia do meio e da topografia do substrato, o princípio da
horizontalidade não se aplica estritamente;
Geologia Geral 4
 Durante a deposição sobre superfícies inclinadas de leques aluviais e frentes
deltaicas;
 Nem toda a camada termina lateralmente por afinamento ou nos limites da bacia,
pois comumente um sedimento cede lugar, lateralmente, para outro de maneira
gradativa.
Na segunda metade do século XVIII, a partir do relato bíblico da separação das terras e
das águas durante a Criação, surgiu a concepção do netunismo. De acordo com essa idéia,
quase todas as rochas, incluindo rochas ígneas como granitos e basaltos, teriam se precipitado
das águas do mar primordial, daí a razão do nome, em homenagem a Netuno, o deus do mar
da mitologia greco-romana.
Abraham G. Werner (1749-1815), um dos mais persuasivos e influentes mestres
europeus, foi o mais proponente mais carismático da teoria netunista.
De acordo com a figura 15.7, os netunistas acreditavam que as rochas se formavam em
quatro séries seqüenciais a partir das águas do mar primevo, como relatado na Bíblia. Para
explicar a descida do nível do mar primevo os netunistas, como Steno, postulavam que as
águas sumiam para dentro de imensas cavidades no interior da Terra.
2- JAMES HUTTON E A CONSOLIDAÇÃO DA GEOLOGIA COMO CIÊNCIA
O naturalista escocês James Hutton (1726-1797) fazia as observações que serviriam de
base para transformar a Geologia numa ciência, nas primeiras décadas do século XIX. Para
Hutton todos os registros geológicos podiam ser explicados pelos mesmos processos que
atuam hoje, como a erosão, a sedimentação, vulcanismo, etc., sem necessidade de apelar
para origens especiais ou intervenção divina. A partir de observações em campo em conjunto
com seus conhecimentos de experiências de fusão e resfriamento de materiais rochosos
realizados por colegas, Hutton demonstrou a natureza fluida, quente e intrusiva das rochas
Geologia Geral 5
ígneas, fundamentando, assim, o conceito de plutonismo (de Plutão, deus grego das
profundezas), em contraposição ao netunismo de Werner.
3- “O PRESENTE É A CHAVE DO PASSADO” – UNIFORMITARISMO E ATUALISMO
Entre 1830 e 1845, o escocês, Sir Charles Lyell (1797-1875) divulgou a teoria do
uniformitarismo, influenciando várias gerações de geólogos, a começar pelo jovem Charles
Darwin.
Segundo Lyell, o presente seria a chave do passado, sendo o passado igual ao
presente inclusive em gênero e intensidade dos processos atuantes da dinâmica interna e
externa. Mas, hoje sabemos que esse princípio não é verdade. Tomamos o seguinte exemplo:
 Considerando a inexistência de cobertura vegetal nos continentes no período anterior a
400 milhões de anos atrás, os processos de intemperismo, erosão, formação de solos,
absorção e reflexo da energia solar, dentre outros, certamente foram bem diferentes dos
que atualmente operam.
O uniformitarismo proposto por Lyell revelou-se dogmático demais, de modo que se
ensina o princípio de causas naturais por meio do conceito de atualismo, muito parecido com o
uniformitarismo, mas sem a conotação da estrita igualdade de condições entre o presente e o
passado da Terra. Desta forma, o atualismo é a afirmação da constância das leis naturais que
regem a Terra, mesmo que no passado os produtos e intensidade dos processos geológicos
tenham sido algo diferente daquilo que se observa atualmente.
DATAÇÃO RELATIVA E O ESTABELECIMENTO DA
ESCALA DE TEMPO GEOLÓGICO
1- FÓSSEIS E IDADES RELATIVAS
Com a aplicação dos princípios de Steno, alguns naturalistas na Europa e na Grã-
Bretanha no fim do século XVIII e início do século XIX, notaram que o mesmo conjunto de
fósseis (restos e vestígios de animais e plantas preservados nas rochas) aparecia sempre na
mesma ordem.
Willian Smith (1769-1815), modesto engenheiro inglês, descobriu durante a construção
do canal de Somerset, na Inglaterra, que entre diversas formações já conhecidas por ele, à
primeira vista, muitas eram semelhantes, porém tinham uma característica que as diferenciava:
os fósseis que continham não eram os mesmos. Concluiu, então, que os sedimentos de cada
época tinham seus fósseis específicos. Nessa ocasião, Smith divulgou o primeiro mapa
geológico, com divisões estratigráficas baseadas nos fósseis.
Com o estabelecimento da equivalência temporal, ou seja, a correlação fossilífera ou
bioestratigráfica (Figura 15.11), entre faunas e floras fósseis iguais, mesmo que contidas em
litologias diferentes e em seqüências distantes entre si, foi enunciado o principio da sucessão
biótica (ou faunística/florística), que estabelece ser possível colocar rochas fossilíferas em
ordem cronológica pelo caráter de seu conteúdo fossilífero, pois cada período, época ou
subdivisão do tempo geológico possui um conjunto particular de fósseis, representativo dos
organismos que viviam naquele tempo.
Geologia Geral 6Entre os anos de 1822 e 1841, geólogos da Grã Bretanha e Europa ordenaram as
principais sucessões geológicas dessas regiões em uma escala de tempo geológico pela
datação relativa (Figura 15.11, Tabela 15.1) das faunas e floras fósseis presentes nas rochas
estudadas. Inicialmente, cada sistema de rochas com seu conteúdo fossilífero distinto teriam
sido depositados durante um período específico, identificado pelo conjunto de fósseis peculiar
ao sistema.
Os períodos foram designados por um nome alusivo a alguma feição da região onde o
sistema foi definido, como nos exemplos abaixo:
Geologia Geral 7
 Termo geográfico: Cambriano, de Cambria, antigo nome romano para a Inglaterra;
Devoniano, de Devonshire, Inglaterra; Jurássico, dos Montes Jura na Europa e
Permiano, da cidade de Perm, na Rússia.
 Termo cultural: Ordoviciano e Siluriano, dos nomes das tribos Ordovices e Silures
que habitavam o País de Gales.
 Termo geológico: Carbonífero, como referencia ao rico conteúdo de carvão;
Triássico, por causa da sua subdivisão em três sucessões litologicamente bem
distintas; Cretáceo, da palavra francesa cré – giz, com referencia a grande
quantidade de calcário.
 Termo histórico: Terciário e Quaternário, herdados, mais conceitualmente
modificados, dos primeiros esquemas de subdivisão geológica.
E s cala geológica do t empo com os pr incipais event os
biológicos .
A sucessão biótica permitiu essa subdivisão tão notável do registro sedimentar e do
tempo geológico graças aos mecanismos da evolução biológica e pelo grau de preservação
dos organismos que habitaram o nosso planeta.
Geologia Geral 8
Com o refinamento da correlação fossilífera ou bioestratigráfica, mesmo antes de 1850,
ocorreu a subdivisão dos períodos em Épocas e unidades menores. Ao mesmo tempo,
semelhanças e distinções entre os fósseis de diversos períodos permitiram a agregação dos
períodos nas Eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica. Modernamente as eras têm sido
agrupadas em intervalos maiores de tempo conhecidos como os Eons: Arqueano, Proterozóico
e Fanerozóico.
2- TENTATIVAS DE CALCULAR A IDADE DA TERRA – IDADE ABSOLUTA
Charles Darwin, em 1859, despertou grande interesse em descobrir a idade absoluta do
registro geológico, ou seja, de calibrar as rochas em termos de sua idade em anos.
Uma década após ocorreu o descobrimento da radioatividade por Bacquerel, em 1896,
B.B. Voltwood imaginou um método que determinasse a idade das rochas a partir dos produtos
da desintegração radioativa espontânea de alguns minerais. A partir desse momento foi
possível a elaboração de uma escala de tempo absoluta para os eventos geológicos.
2.1- Decaimento radioativo e a datação absoluta
Existem na natureza determinados elementos químicos que são radioativos, ou seja,
elementos que se desintegram perdendo partes de seu núcleo atômico, transformando-se,
desse modo, em outros elementos mais estáveis, a esta reação dar-se o nome de decaimento
radioativo. Ao elemento que se desintegra denomina-se pai, e ao resultado, filho (Figura.
15.13).
A quantidade de átomos que se desintegram em uma unidade de tempo é constante
para cada elemento e se denomina constante de desintegração (• ), podendo ser
determinada em laboratório.
O processo de desintegração não segue uma função linear e sim exponencial (Figura.
15.16). Por exemplo, uma quantidade de átomos radioativos se reduz à metade num lapso de
tempo T. Se a função fosse linear no próximo lapso de T, estaria desintegrada por completo,
mas o que ocorre na verdade é que no segundo lapso T ela se reduz novamente à metade, e
assim sucessivamente. Esse lapso de tempo T se denomina meia-vida e pode ser definido
como o tempo necessário para que certa quantidade de átomos pai se reduza à metade.
Geologia Geral 9
Como se determina a idade de uma rocha ou de um mineral?
O ramo da geologia que trata da datação de rochas é conhecido como Geocronologia.
Para a determinação da idade de uma rocha ou de um mineral é possível aplicar vários
métodos radiométricos dependendo da composição química do material a ser datado, da sua
provável idade e também do tipo de problema geológico que se pretende datar.
Os métodos de datação radiométrica consistem basicamente em determinar num
mineral que possua um elemento radioativo a relação entre pai e filho. Conhecendo a meia-
vida é possível calcular a idade do mineral.
Os principais métodos utilizados para a datação de eventos geológicos são Potássio-
Argônio, Rubídio-Estroncio, Samário-Neodímio, Uranio-Chumbo, e Chumbo-Chumbo, sendo o
primeiro elemento pai e o segundo o elemento filho (Tabela 15.3).
Para materiais geológicos e biológicos relativamente jovens (troncos e folhas fósseis,
ossos, dentes, conchas, etc.), pertencentes aos últimos 30 mil anos da história geológica
Geologia Geral 10
utiliza-se o método do 14C. Trata-se de um método que mede a quantidade desse isótopo de
carbono contido nos restos orgânicos.
O carbono possui três isótopos : 12C, 13C e 14C, sendo os dois primeiros estáveis e o
terceiro, 14C, radioativo, com meia-vida de 5.730 anos.
Os seres vivos têm todos a mesma proporção de 14C em relação ao carbono normal
(12C), proporção que permanece constante no organismo vivo em função do metabolismo.
Quando o indivíduo morre, o 14C se desintegra. Assim, determinando a proporção de 14C nos
restos orgânicos, é possível estabelecer o tempo decorrido após a morte do indivíduo.
Como foi determinada a idade da Terra?
Em 1956, o geocronólogo Claire Petterson conseguiu datar, com precisão, a idade da
Terra, através do método 207Pb-206Pb, da seguinte forma:
 Partiu da premissa de que a idade da Terra deveria ser igual a dos meteoritos,
considerando que ambos devem ter se originado na mesma época, juntamente com
o Sistema Solar, e passado posteriormente, pela mesma evolução isotópica;
 Se o sistema isotópico se manteve fechado nos meteoritos, a sua idade teria de ser
igual à da Terra;
 Foram datados meteoritos férricos e líticos, obtendo uma isócrona que indicava
uma idade de 4.55 + 0.07 bilhões de anos;
 Para testar a hipótese de uma origem em comum, foram lançados no mesmo
gráfico, os gráficos referentes às composições isotópicas de Pb obtidas em amostra
de sedimentos marinhos fundos, representativa da composição média da crosta
terrestre (Figura 15.21);
 Em conclusão, o alinhamento perfeito dos dados com os dos meteoritos
demonstrou que a idade, origem e evolução dos isótopos de chumbo eram
idênticas. Ou seja, os meteoritos e a Terra têm a mesma idade.
Anexo 1 – Escala Geológica Internacional da IUGS (International Union of
Geological Sciencies).
Geologia Geral 11
CAPÍTULO 2 – Minerais Minerais ((Unidades Constituintes das Rochas)
1 - DEFINIÇÃO:
 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 de um mineral
fazem com que ele seja único dentro do reino mineral e, assim, receba um nome característico.
Cada tipo de mineral constitui uma espécie mineral.
Os minerais formam-se a partir de determinados arranjos entre átomos de diferentes
elementos em proporções adequadas.
Uma amostra de mineral também será chamada de cristal quando sua cristalização
ocorrer em condições geológicas ideais, fazendo com que a sua organização atômica interna
se manifeste em uma forma geométrica externa, com aparecimento de faces, arestas e vértices
naturais.
Dá-se o nome de minério quando um mineral ou uma rocha apresentar importância
econômica.
Detalhamento dos conceitos usados na definição de mineral
a) Quanto à definição: “...elementos ou compostos químicos com composição definida dentro
de certos limites...”
Poucos minerais possuem uma composição química simples, constituída por átomos de
um mesmo elemento químico.
Exemplos: Diamante → átomos de carbono
Enxofre → átomos de enxofre
Ouro → átomos de ouro
 A grandemaioria dos minerais são formados por compostos químicos que resultam da
combinação de diferentes elementos químicos, com isso a composição química dos
minerais pode ser fixa ou variar dentro de limites bem definidos.
Exemplos: Quartzo = SiO2 → um átomo de silício combinado com dois átomos de
oxigênio, em qualquer que for o tipo de ambiente geológico em que o quartzo se forme.
Olivina = (Mg, Fe) SiO4 → é um mineral incomum na superfície terrestre,
presente em rochas do interior da terra. A composição química das olivinas pode variar
entre dois átomos de ferro e zero de magnésio ou entre dois átomos de magnésio e zero
de ferro, sempre combinado com um átomo de silício e quatro átomos de oxigênio,
formando assim uma série de minerais que fazem parte do grupo das olivinas. 
b) Quanto a definição: “...cristalizado...”
O termo cristalizado para os minerais significa que eles têm um arranjo atômico interno
tridimensional. Os átomos constituintes de um mineral encontram-se distribuídos
ordenadamente, formando o retículo cristalino, ou seja, uma rede tridimensional, gerada
pela repetição de uma unidade atômica ou iônica fundamental que já apresentam as
propriedades físico-quimicas do mineral completo. Essa unidade que se repete é a cela
unitária, o “tijolo” que vai servir de base para a construção do retículo cristalino onde
cada átomo ocupa uma posição definida dentro da cela unitária (Figura 2.1).
Geologia Geral 12
A forma do cristal é muito importante na identificação do mineral. Algumas vezes é tão
simétrico e perfeito em suas faces que coloca em dúvida a sua origem mineral. Na
maioria das vezes cristais perfeitos são muito raros. Em geral, eles desenvolvem
apenas algumas de suas faces.
c) Quanto a definição: “...formado naturalmente...”
Quando usamos o termo “naturalmente” na definição de mineral, indicamos que as
substâncias devam ocorrer espontaneamente na natureza. Como regra geral,
substâncias sintéticas feitas pelo ser humano por síntese no laboratório ou os produtos
resultantes de combustão ou formados a partir de materiais artificiais, mesmo com a
ação da água ou do ar, não são considerados minerais embora apresentem todas as
características equivalentes naturais, e sua síntese pode ajudar a entender o processo
da formação dos minerais nos diferentes ambientes geológicos.
d) Quanto a definição: “...processos inorgânicos...”
O uso do termo inorgânico na definição de mineral impede que as substâncias
puramente biogênicas sejam minerais. A pérola, o âmbar, os recifes de corais e o
carvão são algumas substâncias biogênicas que não podem ser consideradas minerais,
por um motivo ou por outro. São todas mineralóides. No caso do coral, embora
possamos reconhecer compostos químicos idênticos às formas naturais de carbonato
de cálcio sólido, o organismo vivo tem intervenção essencial na produção do composto
– que é uma secreção gerada por seu metabolismo.
CURIOSIDADES DO REINO MINERAL
O mercúrio (elemento nativo) é o único líquido considerado espécie mineral.
Os mineralóides são substâncias amorfas, como géis, vidros e carvões naturais, não
são cristalinas e, portanto, não satisfazem as exigências da definição de mineral.
O gelo formado naturalmente nas calotas polares, por exemplo, é considerado mineral,
mas a água líquida não.
NOÇÕES DE CRISTALOGRAFIA
A cristalografia estuda a origem, o desenvolvimento e a classificação dos cristais
naturais (os minerais que exibem formas externas geométricas) e artificiais.
Geologia Geral 13
A repetição sistemática dos arranjos estruturais formados de átomos, íons e moléculas
sustentam o conceito de simetria cristalográfica.
O estudo da simetria externa dos cristais é feito com auxílio dos elementos abstratos de
simetria (planos, eixos e centro) e as suas respectivas operações de simetria (reflexão, rotação
e inversão).
Desta forma, reconhecer a presença de um plano de simetria em um cristal é visualizar
uma superfície que o corta em duas metades iguais, simétricas (Figura 2.2).
 O eixo de simetria é uma reta imaginária que passa pelo centro geométrico do cristal e
ao redor da qual, num giro de 360º, uma feição geométrica do cristal se repete certo número de
vezes (Figura 2.3).
O centro de simetria é o ponto coincidente com o centro geométrico do cristal, em
relação ao qual as feições geométricas se invertem (Figura 2.4).
Geologia Geral 14
O conjunto dos possíveis elementos de simetria encontrados em um cristal é chamado
de grau ou classe de simetria ou grupo pontual. Existem na natureza apenas 32 classes de
simetria, agrupadas de acordo com a similaridade de seus elementos de simetria em seis
sistemas cristalinos, segundo a escola norte-americana de cristalografia. A seguir são
apresentados os sistemas cristalinos, do mais simétrico ao menos simétrico: cúbico (ou
isométrico), tetragonal, hexagonal, ortorrômbico, monoclínico e triclínico.
A nossa escola de cristalografia considera a existência de mais um sistema cristalino, o
trigonal, que para os norte-americanos seria uma subdivisão do sistema hexagonal.
Cada cristal, natural ou artificial, se desenvolve sempre segundo um dos sistemas
cristalinos; esta é uma propriedade física inerente ao cristal (Tabela 2.1).
Geologia Geral 15
2 – A ORIGEM DOS MINERAIS
A origem de um mineral está condicionada aos “ingredientes químicos” e às condições
físicas (temperatura e pressão) reinantes em seu ambiente de formação. Assim sendo, os
minerais formados no interior da Terra são geralmente diferentes daqueles formados na sua
superfície.
Um mineral pode ser formado de diferentes maneiras, por exemplo, a partir de uma
solução (material em estado de fusão ou vapor) – o processo de cristalização tem início com a
formação de um núcleo, um diminuto cristal que funciona como uma semente, ao qual o
material vai aderindo, com o conseqüente crescimento do cristal. O estado cristalino pode ser
conseguido pela passagem da matéria do estado físico amorfo para o cristalino, em ambiente
geológico quente. Isto ocorre na cristalização de um magma, material rochoso fundido. Ocorre
também pela condensação de materiais rochosos em estado de vapor, quando os cristais se
formam diretamente do vapor sem passar pelo estágio intermediário do estado líquido.
A cristalização de substâncias a partir de soluções aquosas a baixas temperaturas (<
100º C) é um processo importante na formação das rochas sedimentares químicas.
Na passagem de um para outro estado cristalino, os materiais rochosos que já estão
cristalizados podem, por modificações nas condições de temperatura e/ou pressão, tornar-se
instáveis e se recristalizar em uma nova estrutura cristalina mais estável para as novas
condições, sem que haja fusão do material inicial. Esse processo é importante na formação de
alguns minerais das rochas metamórficas.
3 – CLASSIFICAÇÃO SISTEMÁTICA DOS MINERAIS
São utilizados critérios para o agrupamento sistemático de minerais com características
similares. Alguns desses critérios são mostrados na tabela abaixo.
Critérios Usados Exemplos
Sistema de Cristalização Minerais monoclínicos, cúbicos.
Usos Minérios, gemas, minerais
formadores de rochas.
Composição Química Elementos nativos, óxidos e sulfetos.
É comum a utilização do critério químico baseado na natureza do radical aniônico do
mineral para classificá-lo, pois os minerais com o mesmo radical aniônico possuem
propriedades físicas e morfológicas muito mais semelhantes entre si que minerais com o
mesmo cátion, e ainda, tendem a ser formar por processos físico-químicos semelhantes e a
ocorrer associados uns aos outros na natureza.
Exemplo: Barita (BaSO4), o radical aniônico é o SO4 e, portanto, a barita será
classificada como sulfato.
Das várias classes minerais existentes (Anexo 2.3 – Classificação Sistemática dos
Minerais), apenas uma, a dos silicatos, é responsável pela constituição de aproximadamente
97% em volume da crosta continental. Minerais das demais classes, embora menos
abundantes, também são importantes pelo seu interesse econômico e científico. A seguir,a
tabela, mostra a constituição mineralógica da crosta continental.
Geologia Geral 16
Classe Mineral Espécie ou grupo mineral % em
vol.
Feldspatos 58
Piroxênios e anfibólios 13
Quartzo 11
Micas, clorita, argilominerais 10
Olivina 3
Silicatos
Epidoto, cianita, andaluzita,
sillimanita, granadas, zeólitas
etc.
2
Carbonatos,
Óxidos,
Sulfetos,
Haloides etc,
3
Total 100
4 – NOMENCLATURA DOS MINERAIS
A nomenclatura dos minerais é hoje controlada pela Comissão de Novos Minerais e
Novos Nomes de Minerais (CNMNM) da Associação Mineralógica Internacional (IMA), criada
em 1959. Os nomes dos novos minerais devem ter, no caso brasileiro, a terminação “ita”. Em
contraposição, a terminação “ito” é usada para nomes de rochas. Os minerais conhecidos
desde épocas remotas e cujos nomes já têm uso consagrado podem não respeitar esta regra.
Outras recomendações para a criação de um nome para um novo mineral são:
• que o nome indique a localização geográfica de sua descoberta.
• que o nome indique uma de suas propriedades físicas.
Exemplo: Tetraedrita (devido ao seu hábito tetraédrico)
 Cianita ( devido a sua cor mais comum, azul)
• que o nome indique a presença de um elemento químico predominante.
Exemplo: Molibdemita, Cuprita, Lantanita, Arsenopitita.
• que homenageie uma pessoa proeminente.
Exemplo: Andradita (em homenagem a José Bonifácio de Andrada e Silva, 1763
– 1838, geólogo e patriarca da independência brasileira)
5 – IDENTIFICAÇÃO DOS MINERAIS
Os minerais mais comuns podem, muitas vezes, ser identificados simplesmente com a
observação de suas propriedades físicas e morfológicas, que são decorrentes de suas
composições químicas e de suas estruturas cristalinas. Utilizamos para fins de identificação
rápida de minerais as seguintes propriedades: hábito cristalino, transparência, brilho, cor, traço,
dureza, clivagem, densidade relativa, geminação, propriedades elétricas e magnéticas.
Transparência: Os minerais que não absorvem ou absorvem pouco a luz são ditos
transparentes. Os que absorvem luz consideravelmente são translúcidos e dificultam que as
imagens sejam reconhecidas através deles. Dependendo da espessura, minerais translúcidos
podem tornar-se transparentes quando são feitas lâminas finas.
Existem, contudo, os elementos nativos metálicos, óxidos e sulfetos que absorvem
totalmente a luz, independentemente da espessura. São os minerais opacos.
Brilho: É a quantidade de luz refletida pela superfície de um mineral.
Geologia Geral 17
Brilho metálico: minerais que refletem mais de 75% da luz incidente (minerais opacos).
Brilho vítreo: brilho fresco da fratura do vidro.
Brilho gorduroso
Brilho sedoso
Cor: A cor de um mineral resulta da absorção seletiva da luz. Os principais fatores que
colaboram para a absorção seletiva são a presença de elementos químicos de transição (ferro,
cobre, níquel, cromo, vanádio, etc.) na composição química do mineral, os defeitos na sua
estrutura atômica, e a presença de pequeníssimas inclusões de minerais, dispersas através do
mineral.
Minerais idiocromáticos – minerais com cores bastante distintas, ex. enxofre, amarelo.
Minerais alocromáticos – minerais que ocorrem em muitas cores, ex. quartzo.
Traço: O traço é a cor do mineral em pó. Esta característica é obtida com o auxilio de uma
placa de porcelana (cor branca). Esta propriedade só é útil para identificar minerais opacos ou
ferrosos, que apresentam traço de coloração variada tais como vermelho, marrom, amarelo,
etc.
Minerais translúcidos, em sua maioria, apresentam traço branco e a cor só pode ser observada
com a moagem do mineral.
Dureza: A dureza de um mineral é a resistência que ele apresenta ao ser riscado. Os
diferentes graus de dureza são em uma escala chamada Escala de Mohs e que varia de 1 a
10.
Escala de Mohs
Mineral Padrão Dureza
Talco 1
Gipsita 2
Calcita 3
Fluorita 4
Apatita 5
Ortoclásio 6
Quartzo 7
Topázio 8
Córindon 9
Diamante 10
Fratura: Fratura é a superfície irregular e curva resultante da quebra de um mineral. Estas
superfícies são controladas pela estrutura atômica interna do mineral, podem ser irregulares ou
conchoidais.
Clivagem: São superfícies de quebra que constituem planos de notável regularidade, que
podem ser classificadas de perfeita, boa ou imperfeita.
A maioria dos minerais, além de mostrar superfícies de fratura, apresenta também uma
ou mais superfícies de clivagem, nomeados segundo sua orientação com referência a faces de
sólidos geométricos. Exemplos: clivagem cúbica, clivagem romboédrica, etc.
Densidade relativa: É o número que indica quantas vezes certo volume do mineral é mais
pesado que o mesmo volume de água na temperatura de 4º C.
 A maioria dos minerais formadores de rocha apresenta densidade relativa entre 2,5 a
3,3.
Geologia Geral 18
Alguns minerais com elemento de alto peso atômico tais como Ba, Pb, Sr, etc.,
apresentam densidade superior a 4.
Geminação: É a propriedade de certos cristais de aparecerem intercrescidos de maneira
irregular. A geminação pode ser simples com dois indivíduos intercrescidos ou múltipla
(polissintética). O tipo de geminação pode ser usado como uma propriedade diagnóstica do
mineral.
Propriedades elétricas e magnéticas: Muitos minerais são maus condutores de eletricidade,
com exceção dos que apresentam ligações totalmente metálicas, excelente condutores, como
é o caso dos metais nativos como o ouro, a prata e o cobre.
Minerais semicondutores têm ligações atômicas parcialmente metálicas. Exemplo:
sulfetos.
Minerais considerados não-condutores, as ligações atômicas predominantes são
iônicas e covalentes.
Pizoeletricidade é a propriedade que um mineral tem de transformar uma pressão
mecânica em carga elétrica. Exemplo: o quartzo é muito utilizado na indústria eletrônica, no
controle das radiofreqüências.
Piroeletricidade é a eletricidade originada pelo aumento de calor. Os minerais sem
centro de simetria, quando aquecidos, emitem uma corrente elétrica.
Magnetismo, propriedade que alguns minerais tem de ser atraídos por um campo
magnético (ímã de mão). Exemplo: magnetita (Fe3O4) e pirrotita (Fe1-xSO).
ATIVIDADE PRÁTICA - Mineralogia
ALGUMAS PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MINERAIS: Identificação de minerais
1. GENERALIDADES
A determinação da espécie a que pertence um mineral pode ser facilmente reconhecida
pelas suas propriedades e características físicas.
Observando estas propriedades, você vai notar que os minerais são diferentes; quais
são algumas destas diferenças e como identificá-las e registrá-las é o que você vai
aprender hoje.
2. OBJETIVO
Descobrir diferenças físicas apreciáveis que permitam distinguir uma espécie mineral de
outra.
3. MATERIAL NECESSÁRIO
Amostras de diferentes espécies minerais, imã, vidro plano e/ou canivete, placa de
porcelana fosca (não brilhante), escala de dureza de Mohs.
4. PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MINERAIS
Tomar uma das amostras que lhe foram apresentadas e anotar na folha de exercícios
todas as propriedades físicas pedidas.
Para relacionar as diversas características de cada mineral siga corretamente as
instruções que se seguem e repita-as para cada amostra, como se indica:
4.1. Cor: dentro da série de cores que você conhece, escrever o nome da que mais
se assemelha com a do mineral e, se possível, descrevê-la em suas nuanças
(gradações de tons).
Geologia Geral 19
4.2. Diafaneidade: observar se o mineral é transparente, translúcido ou opaco.
4.3. Brilho: pode ser metálico ou não-metálico. Se não-metálico, use os termos
como vítreo, resinoso, adamantino, nacarado, sedoso, gorduroso, terroso etc
para descrevê-lo.
4.4. Dureza: Escreva o grau de dureza do mineral segundo a escala de Mohs,
classificando-o em dureza baixa (até 2.5), média (2.5 a 5.5) e dureza alta (acima
de 5.5).
4.5. Traço: observar os resíduos deixados em conseqüência do atrito do mineral
sobre uma placa de porcelana fosca e descrevê-los quanto sua cor (cor do traço
ou do risco).
4.6. Magnetismo: só é preciso indicar se o mineral é ou não atraído por um imã.
Escrever Sim ou Não.
4.7. Clivagem/Fratura: a clivagemé a propriedade apresentada por alguns minerais
de se romper por superfícies planas. Para observar esta propriedade você não
deve quebrar o mineral, porém deduzi-la pelo aspecto. Se o mineral não possuir
clivagem, anote isto e procure classificá-lo quanto ao tipo de fratura.
CLIVAGEM DOS MINERAIS: quanto à direção cristalográfica, número de direções e
ângulos.
Sistema
Cristalino
Termo descritivo da
clivagem quanto à
direção cristalográfica
Número
de
Direções
Ângulo
de Clivagem
Exemplos
Cúbica 3 90º Galena
Octaédrica 4 70º 31’ 45” Fluorita
CÚBICO
OU
ISOMÉTRICO Dodecaédrica 6 60º Esfalerita
Basal 1 - Apofilita
Prismática 2 90º RutiloTETRAGONAL
Piramidal 4 • 90º Scheelita
Basal 1 - Berilo
Prismática 3 60º NefelinaHEXAGONAL
Romboédrica 3 • 90º Calcita
Basal 1 - Barita
Pinacoidal 1 - Estibinita
Pinacoidal 3 90º AnidritaORTORRÔMBICO
Prismática 2 • 90º Barita
Basal 1 - Micas
Clinopinacoidal 1 - Gipso
Ortopinacoidal 1 - Bórax
Basal e Clinopinacoidal 2 90º Ortoclásio
MONOCLÍNICO
Prismática 2 • 90º Anfibólio
Basal 1 - Ambligonita
Braquipinacoidal 1 - Axinita
Basal e Braquipinacoidal 2 90º PlagioclásioTRICLÍNICO
Todos os três pinacóides 3 • 90º Cianita
Geologia Geral 20
ATIVIDADE – Propriedades físicas: (1) Nome do Mineral, (2) Cor, (3) Diafaneidade, (4) Brilho,
(5) Dureza, (6) Traço, (7) Magnetísmo, (8) Clivagem/Fratura.
AMOSTRA 1
1__________________________________
2__________________________________
3__________________________________
4__________________________________
5__________________________________
6__________________________________
7__________________________________
8__________________________________
AMOSTRA 4
1__________________________________
2__________________________________
3__________________________________
4__________________________________
5__________________________________
6__________________________________
7__________________________________
8__________________________________
AMOSTRA 2
1__________________________________
2__________________________________
3__________________________________
4__________________________________
5__________________________________
6__________________________________
7__________________________________
8__________________________________
AMOSTRA 5
1__________________________________
2__________________________________
3__________________________________
4__________________________________
5__________________________________
6__________________________________
7__________________________________
8__________________________________
AMOSTRA 3
1__________________________________
2__________________________________
3__________________________________
4__________________________________
5__________________________________
6__________________________________
7__________________________________
8__________________________________
AMOSTRA 6
1__________________________________
2__________________________________
3__________________________________
4__________________________________
5__________________________________
6__________________________________
7__________________________________
8__________________________________
ADVERTÊNCIA: Compreendemos que para apreciar a dureza dos minerais, assim como seu
traço, você terá necessidade de riscá-los. Procure que seja o menos possível, senão os seus
colegas, em breve, não disporão de material para realizar esta prática. Muitos minerais são
amostras de difícil reposição. Conto com sua compreensão. Obrigado.
Geologia Geral 21
CAPÍTULO 3 – Rochas Rochas ((Unidades Formadoras da Crosta))
1 – DEFINIÇÃO:
 as rochas são produtos consolidados, resultantes da união natural de
minerais.
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.
Minerais essenciais
 e minerais acessórios
Os minerais essenciais são os minerais sempre presentes e mais abundantes em uma
determinada rocha, são as suas proporções que determinam o nome da rocha.
Os minerais acessórios podem ou não estar presentes na rocha, sem que isto modifique
a classificação da rocha em questão.
Obs:
 quando os minerais agregados pertencem á mesma espécie mineralógica, esta é
classificada como monominerálica; quando os minerais forem de espécies diferentes estas se
denominam pluriminerálica.
 Exemplos: Rochas Monominerálicas – Calcário, Mármore, Quatzito.
Rochas Pluriminerálicas – Gnaisse, Gabro, Granito.
2 - CLASSIFICAÇÃO GENÉTICA DAS ROCHAS
É a classificação das rochas segundo característica semelhante, isto é, o modo de
formação na natureza.
ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICAS
As rochas ígneas ou magmáticas são aquelas que resultam do resfriamento de material
rochoso fundido, chamado magma (Figura 2.12a; pg. 30).
O magma origina-se a grandes profundidades, na parte inferior da crosta ou na porção
superior do manto.
O magma é uma mistura física e quimicamente complexa que pode ser definida da
seguinte forma:
“O magma é um fluido muito quente constituído predominantemente por uma
fusão de silicatos e mostrando proporções variadas de água, elementos voláteis
ou de cristais em processo de crescimento.”
Origens e Tipos Fundamentais de Magmas
De um modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos fundamentais de
magmas primários, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem formar outros tipos, por
diferenciação:
- os magmas graníticos, que formam 95% das rochas intrusivas, plutônicas;
- os magmas basálticos, que constituem 98% das rochas vulcânicas, também
denominadas por efusivas ou extrusivas.
Geologia Geral 22
Um magma é caracterizado pelos seguintes aspectos: (i) sua composição; (ii) sua
temperatura (entre 500º C – 1400º C); e (iii) sua mobilidade, função de sua viscosidade, que
dependerá de sua temperatura e de sua composição (magmas ácidos, ricos em sílica são mais
viscosos / magmas básicos, pobres em sílica são menos viscosos)
Quando o resfriamento ocorrer no interior do globo terrestre, a rocha resultante será do
tipo ígnea intrusiva.
O magma granítico está sempre relacionado com áreas em que houve formação de
extensas cadeias de montanhas, como por exemplo, os Andes e os Alpes, zonas em que a
crosta sofreu fenômenos de compressão, dobramento e afundamento, com evidências de que
o magma é formado pela fusão parcial de rochas preexistentes (anatexia) a profundidades da
ordem de 7 a 15 km.
O granito é a rocha ígnea intrusiva mais abundante na crosta terrestre.
Se o magma conseguir chegar a superfície, a rocha resultante será do tipo ígnea
extrusiva ou vulcânica (Figura 2.12b; pg. 30).
O magma basáltico parece originar-se em profundidades maiores, entre 90 e 100 km,
ou seja, na porção superior do manto.
A rocha vulcânica mais abundante é o basalto.
Os magmas graníticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma composição mais
rica em SiO2 (da ordem de 70%), e os basálticos, por uma proporção menor de SiO2, inferior a
50%.
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS ÍGNEAS
Os principais critérios de classificação são os seguintes:
A) Modo de ocorrência (plutonismo ou vulcanismo);
B) Texturas;
C) Estruturas;
D) Composição mineralógica e química.
TEXTURAS – A textura de uma rocha ígnea é definida por, pelo menos, três critérios principais,
descritos abaixo. E seu estudo é feito com auxílio de uma lupa ou de microscópios.
1º - O grau de cristalização pelo qual a rocha pode ser classificada em:
(a) totalmente cristalizada ou holocristalina;
(b) parcialmente cristalizada ou hipocristalina;
(c) não cristalizada ou vítrea
2º - O tamanho dos cristais. Por este critério, a rocha classifica-se em:
(a) fanerítica: quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho nu;
(b) afaníticas: quando os minerais formam partículas tão pequenas que não podem
ser percebidas a olho nu. Neste caso, a rocha apresenta aspecto maciço.
3º - O tamanho e relação mutua dos cristais, que permitem classificar as rochas em:(a) eqüigranulares: quando os cristais têm aproximadamente o mesmo tamanho;
(b) ineqüigranulares: quando as partículas constituintes possuem tamanhos bem
diferentes. Destaca-se a textura porfirítica, na qual existem cristais maiores e mais
bem formados envoltos por aglomerados, freqüentemente afaníticos, ou de minerais
menores.
Geologia Geral 23
ESTRUTURAS: são aspectos megascópicos que podem ser observados em amostras grandes
ou em campo, não têm subdivisão sistemática e são mais conspícuas nas rochas
extrusivas.
Exemplos: Estruturas vesiculares e amigdalóides – ocorrem em rochas vulcânicas que
apresentam pequenas cavidades esféricas ou de outras formas originadas pela
expansão dos gases quando de sua formação. Podem se apresentar vazias (vesículas)
ou preenchidas por minerais secundários (amígdalas).
Outra estrutura formada nos derrames que ocorrem no interior de corpos d’água
é conhecida com o nome de almofadas ou pillow-lava.
COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA E QUÍMICA – o principal parâmetro químico é o relacionado
com a quantidade de sílica da rocha. De acordo com tal parâmetro, as rochas podem
ser divididas em:
(a) Rochas ácidas – mais de 65% de SiO2;
(b) Rochas intermediárias – 65 – 55 % de SiO2;
(c) Rochas básicas – 55 – 45% de SiO2;
(d) Rochas ultrabásicas – menos de 45% de SiO2.
Esse critério não é de fácil aplicação, pois se faz necessário a determinação o teor de
sílica das rochas por meio de análises químicas laboratoriais.
A composição mineralógica é um critério fundamental para a classificação das rochas
ígneas. Os minerais mais importantes para este fim são: o quartzo, os feldspatos (alcalinos e
plagioclásios), os minerais ferromagnesianos (anfibólios e piroxênios) e a biotita.
De acordo com a cor dos minerais supracitados pode-se inferir a classificação da rocha
quanto ao teor de sílica, conforme a tabela abaixo.
Mineral / Ocorrência Cor Classificação
Quartzo é sílica livre
cristalizada
clara Rochas ricas em quartzo tendem a ser ricas em
SiO2, logo são ácidas.
Feldspatos – possuem pouca
sílica
clara Rochas com feldspato e sem quartzo são
geralmente intermediárias à básicas.
Minerais ferromagnesianos e
biotita são pobres em sílica
escuros Quanto maior a proporção desses minerais em
relação aos feldspatos, mais a rocha tende a ser
básica.
As rochas ultrabásicas são constituídas quase
totalmente por minerais ferromagnesianos.
PRINCIPAIS ROCHAS ÍGNEAS
ROCHAS Ácidas Intermediárias Básicas Ultra-
básicas
Plutônicas (apresenta textura fanerítica
eqüigranular / consolidada em regiões
profundas da crosta).
Granito Sienito Gabro Peridotito
Piroxenito
Dunito
Hipabissais (apresenta textura porfirítica
ou microgranular / consolidada em
regiões rasas da crosta).
Granito
porfirítico
Diorito
porfirítico
Diabásio -
Vulcânicas (apresenta textura afanítica,
vesicular ou amigdalóide / consolidadas
na superfície da crosta).
Riolito Andesito Basalto -
Embora não seja regra geral, as rochas claras tendem em geral são ácidas a
intermediárias, enquanto as escuras tendem a ser básicas a ultrabásicas.
Geologia Geral 24
ROCHAS SEDIMENTARES
São rochas formadas a partir da compactação e/ou cimentação de fragmentos
produzidos pela ação dos agentes do intemperismo e pedogênese, sobre uma rocha
preexistente, e após serem transportados pela ação dos ventos, das águas, que escoam a
superfície, ou pelo gelo, do ponto de origem até o ponto de deposição.
Para que exista uma rocha sedimentar é necessário que exista uma rocha anterior,
podendo ser ígnea, metamórfica ou mesmo sedimentar, fornecendo sedimentos (partículas
e/ou compostos químicos dissolvidos) através do intemperismo, que serão as matérias primas
da futura rocha sedimentar (Figura 2.12c; pg. 30).
Os sedimentos recém-formados são moles e inconsolidados como a areia de uma praia
ou a argila de um manguezal.
Com o passar do tempo e a evolução geológica, entretanto, especialmente em zonas
em que a crosta está sofrendo afundamento lento (subsidência), novas camadas de
sedimentos vão se acumulando sobre as mais antigas, e assim vão se criando espessas
formações de sedimentos que podem atingir centenas e até milhares de metros de espessura.
Sob o efeito do peso das novas camadas, a água é expulsa e os sedimentos mais
antigos vão endurecendo, sofrem a litificação, até voltarem à forma de rochas duras: as
rochas sedimentares.
A litificação ou diagênese ocorre em condições geológicas de baixa pressão (peso dos
sedimentos posteriores) e baixa temperatura (~ 25º C).
Os mais importantes fenômenos de litificação ou diagênese são os seguintes:
Compactação: redução volumétrica causada principalmente pelo peso das camadas
superpostas e relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de líquidos e
aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos finos, argilosos.
Cimentação: deposição de minerais nos interstícios do sedimento, produzindo a
colagem das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos
sedimentos grosseiros e arenosos.
Recristalização: mudanças na textura por interferência de fenômenos de crescimento
dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um agregado de
cristais maiores. É o processo comum nos sedimentos químicos.
CLASSIFICAÇÃO GERAL DAS ROCHAS SEDIMENTARES
1. Rochas clásticas ou detríticas
Representam cerca de 80% das rochas sedimentares. São originadas pela acumulação e
posterior diagênese de materiais granulares resultantes da ação do intemperismo das rochas
preexistentes. A classificação mais comum das rochas clásticas se baseia na granulometria
(tamanho dos grãos). Uma classificação desse gênero, completada por outras características é
encontrada na Figura 5.2.
2. Rochas sedimentares químicas
São formadas de substâncias em soluções iônica ou coloidal através de processos
químicos variadas, e se depositam pela evaporação e precipitação. A precipitação produz
materiais finamente cristalizados ou amorfos. A evaporação pode produzir cristais maiores,
como acontece com depósitos de sal ou gipsita.
Geologia Geral 25
A classificação desses sedimentos é usualmente baseada na composição química. Uma
das mais simples é apresentada a seguir:
(a) Sedimentos carbonáticos: formados pela precipitação de carbonatos variados, em
ambiente marinho, principalmente carbonato de cálcio e magnésio, dando origem a
calcários, dolomitos e rochas similares.
(b) Sedimentos ferríferos: formados pela deposição de hidratos férricos coloidais. Em
meios oxidantes, formam-se acumulações hematíticas ou limoníticas. Em meios
redutores, formam-se acumulações de pirita e siderita.
(c) Sedimentos silicosos: são depósitos de sílica criptocristalina (calcedônia) e quartzo
microcristalino sob a forma de sílex. Ocorrem sob a forma de camadas ou nódulos
dentro de camadas de calcário ou outros sedimentos.
(d) Sedimentos salinos ou evaporíticos: são depósitos de cloreto de sódio, potássio,
sulfatos, carbonatos, boratos, sílica e outros sais comumente relacionados a
evaporação exagerada do solvente. Forma-se em braços de mar, mares interiores,
lagos salgados, etc, formando os depósitos de evaporitos.
3. Rochas orgânicas
Depósitos formados pela acumulação e posterior diagênese de material orgânico de
animais e vegetais.
Se o material acumulado é predominantemente formado por matéria carbonosa e ácidos
húmicos provenientes do tecido lenhoso e vascular dos vegetais terrestres, depositados em
ambientes continentais redutores, com maior ou menor teor de argila, tais como: pântanos,
planícies costeiras, alagadiços, etc., será formada a turfa. Com a evolução diagenética, a turfa
passa a outras formas cada vez mais ricas em carbono chamadas linhito, hulha e antracito
(carvão).
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente constituída por seres
aquáticos como algas, plâncton, e a sua deposição ocorre em lagunas costeiras ou mares
rasos semifechados, os sedimentos que se formam são denominados sapropélicos, e de sua
diagênese e evolução se formam os folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicose o
petróleo.
NOMES DOS SEDIMENTOS OU ROCHAS
SEDIMENTARESGRUPOS PRINCIPAIS GRANULOMETRIA
(Wentworh)
(mm) SEDIMENTOS NÃO
CONSOLIDADOS
ROCHAS SEDIMENTARES
CORRESPONDENTES
OUTRAS CARACTERÍSTICAS
256 MATACÕES
64 – 256 Blocos ou
CASCALHO GROSSO
4 – 64 Seixos ou
CASCALHO FINO
SEDIMENTOS DE
GRANULAÇÃO
GROSSEIRA OU
PSEFITOS
2 – 4
GRÂNULOS
Conglomerados
E
Brechas
São geralmente formados por
fragmentos de rocha ou matriz
arenosa ou síltica. As
variedades com partículas
arredondadas são os
CONGLOMERADOS. Quando
as partículas são irregulares,
tem-se brecha.
¼ - 2 AREIA GROSSA ARENITOS GROSSEIROS
SEDIMENTOS DE
GRANULAÇÃO MÉDIA
OU PSAMITOS 1/16 – ¼
AREIA FINA
ARENITOS FINOS
As areias são
predominantemente formadas
por quartzo. Por cimentação,
formam os arenitos. Arenitos
com 25% ou mais de feldspato
denominam-se ARCÓSIOS.
1/256 – 1/16
SILTE
SILTITOS
E
FOLHELHOS
Os siltes são formados por
minerais finamente moídos (pó
de rocha) e a compactação
forma os SILTITOS.SEDIMENTOS DE
GRANULAÇÃO FINA
OU PELITOS
1/256
ARGILA
ARGILITO
E
FOLHELHOS
As argilas são
predominantemente compostas
por argilominerais e são
plásticas. Os argilitos são mais
maciços e os folhelhos
apresentam foliação.
Fig. 5.2 Classificação dos principais tipos de sedimentos clásticos segundo o tamanho dos grãos.
CICLO SEDIMENTAR
ROCHA PREEXISTENTE
(Ígnea, Sedimentar ou metamórfica)
INTEMPERISMO
FÍSICO (detritos – fragmentos
de todos os tamanhos)
QUÍMICO (soluções de Ca,
Na, Mg, K, SiO2, argilas e
óxidos de ferro)
TRANSPORTE
POR GRAVIDADE (água, gelo,
vento, etc)
EM SOLUÇÃO (rios, mares,
lagos, ambientes aquosos)
DEPOSIÇÃO
SEDIMENTAÇÃO
(continental, começa a
compactação)
PRECIPITAÇÃO (em
solução, precipitação em
ambiente aquoso)
DIAGÊNESE OU
LITIFICAÇÃO
ROCHA SEDIMENTAR
ROCHAS CLÁSTICAS
(sedimentos clásticos ou
detríticos - arenitos,
conglomerados, folhelhos,
etc..)
ROCHAS NÃO CLÁSTICAS
(precipitados químicos e
orgânicos – calcários,
dolomitos, sal, carvão, etc..)
ROCHAS METAMÓRFICAS
São rochas que resultam da transformação de uma rocha preexistente no estado sólido.
O processo geológico de transformação se dá por aumento de pressão e/ou
temperatura da rocha preexistente, sem que o ponto de fusão dos seus minerais seja atingido.
Dependendo dos valores alcançados pela variação de pressão e temperatura tem-se
metamorfismo regional de baixo, médio e alto grau. As principais rochas metamórficas se
formam no metamorfismo regional.
Muitas rochas metamórficas são reconhecidas graças a sua estrutura de foliação, ou
seja, a orientação preferencial que os minerais placóides (como as micas) assumem, bem
como a sua estrutura de camadas dobradas (Figura 2.12 d; pg. 30).
Geologia Geral 27
Tipos de metamorfismo (figura 18.10):
Regional – ocorre em grandes extensões da superfície terrestre, em
conseqüência de eventos geológicos de grande porte, Exemplo: edificação de cadeias
de montanhas;
Local (termal ou de contato) – restringe-se a domínios do terreno que variem
entre centímetros a dezenas de metros. Quando o aumento de temperatura predomina,
temos o metamorfismo termal ou de contato. Exemplo: as rochas regionais submetidas
ao contato com uma câmara magmática. As rochas resultantes são chamadas de
hornfels;
Dinâmico ou cataclástico – predomina o aumento de pressão no fenômeno de
transformação das rochas, como em zonas de falha;
Soterramento – é uma forma de metamorfismo regional que pode ocorrer
quando uma secessão sedimentar ou vulcano-sedimentar muito espessa se desenvolve
numa bacia subsidente, de modo que as condições metamórficas de baixo grau são
atingidas na base da bacia;
Hidrotermal – envolve a mudança química como parte integral do processo e é
o resultado da circulação de água quente ao longo de um corpo de rocha através de
fissuras e fraturas. É um processo importante em campos geotermais, entretanto é
provável que o tipo mais importante ocorra no fundo oceânico, caracterizando um tipo
particular de metamorfismo hidrotermal, o metamorfismo de Fundo Oceânico;
Metamorfismo de Impacto – de extensão reduzida na crosta terrestre, esse tipo
de metamorfismo desenvolve-se em locais submetidos ao impacto de grandes
meteoritos.
Geologia Geral 28
Fig. 18.10 – Representação esquemática dos
diferentes tipos de metamorfismo:
a) Metamorfismo regional ou dinamotermal;
b) Metamorfismo de contato ou termal;
c) Metamorfismo dinâmico ou cataclástico;
d) Metamorfismo de soterramento;
e) Metamorfismo hidrotermal;
f) Metamorfismo de fundo oceânico;
g) Metamorfismo de impacto.
GRAU METAMÓRFICO
A intensidade do metamorfismo é referida tradicionalmente como grau metamórfico: alto
grau implica em condições enérgicas, de altas temperaturas, enquanto baixo grau define
condições brandas, de temperaturas mais baixas. Entre os dois extremos, encontra-se o
metamorfismo de médio grau. Fala-se ainda de grau incipiente quando as condições
metamórficas foram muito brandas, no limiar da diagênese e metamorfismo.
Considerando o aumento do grau metamórfico de um folhelho, teremos a formação das
seguintes rochas metamórficas:
FOLHELHO ARDÓSIA FILITO XISTO GNAISSE
As reações que ocorrem durante os processos metamórficos dependem da composição
química.
A composição mineralógica é o critério essencial para a nomenclatura de algumas
rochas, principalmente as monominerálicas, tais como:
- Quartzitos: originados do metamorfismo dos arenitos, são constituídos por quartzo.
- Mármores: originados dos calcários, são constituídos por carbonatos.
- Talco xistos: rochas constituídas por talco são denominadas esteatitos (pedra
sabão) quando maciças ou talco xistos, quando foliadas.
- Serpentinitos: rochas constituídas predominantemente por minerais do grupo da
serpentina.
Geologia Geral 29
- Anfibolitos: originados do metamorfismo de rochas ígneas básicas, como basaltos
e gabros (ortoanfibolitos), ou menos frequentemente, de margas, que são rochas
sedimentares mistas, carbonáticas e argilosas (para-anfibolitos). São rochas ricas
em anfibólios verdes (actinolita ou hornblenda), além de plagioclásio, podendo
conter ainda quartzo, granada, biotita ou epidoto.
Uma categoria especial de rochas metamórficas é formada pela atuação combinada da
fragmenteção (cataclase) e da recristalização (blastese) dos minerais durante o metamorfismo
dinâmico. Essas rochas são denominadas cataclásticas e podem ser subdivididas em dois
grupos: um com estrutura não orientada, brechas de falha e cataclasitos; e o outro apresenta
estrutura orientada, composta por milonitos.
Quando a temperatura do metamorfismo ultrapassa certo limite, determinado pela
natureza química da rocha e pela pressão vigente, freqüentemente na faixa de 700 – 800ºC, as
rochas começam a se fundir, produzindo novamente um magma (Figura 2.12e; pg. 30).
3- DISTRIBUIÇÃO E RELAÇÃO DAS ROCHAS NA CROSTA TERRESTRE
A crosta terrestre está dividida em crosta continental, que corresponde às áreas
continentais emersas, e crostas oceânicas, que constitui os assoalhos oceânicos. Tanto uma
como a outra são formadas de 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.
Considerando a distribuição destas rochas em área de exposição rochosa superficial, os
números modificam para 75% de rochas sedimentares e 25% de rochas cristalinas. Isto
significa que as rochas sedimentares se dispõem sobre as ígneas e metamórficas,
consideradas principais na constituição litológica da crosta continental.
4 – O CICLO DAS ROCHAS
As atuais rochas ígneas superficiais da Terra estão sofrendo o constante ataque dos
agentes intempéricos – os componentes atmosféricos O2 e CO2, a água e os organismos – que
lentamente reduzem-nas a material fragmentar, incluindo detritos sólidos da rocha original
como os novos minerais formados durante o intemperismo (Figura 2.12b). A ação de agentes
de erosão e transporte – a água corrente, os ventos ou o gelo – redistribuio material
fragmentar através da superfície, depositando como sedimentos (Figura 2.12c), inconsolidados
no início. Transforma-se em rochas sedimentares, porém, pela compactação dos fragmentos e
expulsão de água intersticial e pela cimentação dos fragmentos uns com os outros. As rochas
sedimentares, por sua vez, por aumento de pressão e temperatura, gerarão as rochas
metamórficas (Figura 2.12d). Ao aumentar a pressão e, especialmente, a temperatura, em
determinado ponto ocorrerá a fusão parcial (Figura 2.13e) e novamente a possibilidade de
formação de uma rocha ígnea, dando-se início a um novo ciclo.
Geologia Geral 30
Geologia Geral 31
CAPÍTULO 4 - Estruturas em RochasEstruturas em Rochas ((Dobras e Falhas)
Os esforços produzidos nas rochas da crosta podem gerar efeitos de fraturamentos,
falhamentos ou dobramentos. Tais efeitos dependem da intensidade, da duração e da direção
dos esforços. A competência da rocha também é fator importante no tipo de estrutura
produzida.
Rocha competente – é aquela que oferece grande resistência aos esforços
submetidos. Exemplos: calcários, arenitos, quartzitos.
Rocha incompetente – são plásticas (dúcteis), oferecem pouca resistência aos
esforços aplicados e, portanto, dobram-se facilmente. Exemplos: folhelhos, siltitos, filitos,
xistos.
DOBRAS
Dobramentos são mais evidentes nas rochas estratificadas, bandadas ou folhadas. As
dobras resultam de deformações dúcteis nas rochas da crosta terrestre.
COMPONENTES DAS DOBRAS – Figura 19.6
Superfície axial – é o plano que divide a dobra simetricamente em duas partes. A superfície
axial em algumas dobras pode ser vertical, inclinado ou horizontal.
Linha de charneira ou eixo – resulta da interseção do plano axial com uma camada qualquer.
Ele é representado por uma linha. O eixo em algumas dobras pode ser vertical, inclinado ou
horizontal.
Flancos – os dois lados de uma dobra são denominados flancos. Logo um flanco se estende
do plano axial de uma dobra até o plano axial da dobra seguinte.
Zona de Charneira ou Crista – é a porção mais elevada de uma dobra, podendo
eventualmente ser ao mesmo tempo eixo da dobra.
CLASSIFICAÇÃO DAS DOBRAS
Podem ser classificadas em dois tipos: atectônicas e tectônicas.
Geologia Geral 32
Atectônicas: relacionadas com a dinâmica externa do planeta. São formadas na
superfície ou próximas a ela, em condições muitos semelhantes as condições ambientes,
sendo desencadeadas pela ação da força da gravidade. Essas dobras podem ser formadas a
partir de sedimentos saturados em água, os quais após, após rompimento da força de coesão
entre grãos, adquirem fluidez e se movimentam num meio de menor densidade, em geral
aquoso.
Tectônicas: relacionadas com a dinâmica interna. São formadas sob condições
variadas de esforço, temperatura e pressão (hidrostática, de fluidos), sendo relacionadas, em
particular, com processos de formação de cadeias de montanhas. Geradas por dois
mecanismos básicos: flambagem e cisalhamento (Figura 19.8).
Na flambagem ocorre o encurtamento das camadas perpendicularmente à superfície
axial das dobras, preservando, porém a espessura e o comprimento das mesmas.
Contrariamente, dobras formadas por mecanismos de cisalhamento simples não envolvem o
encurtamento ortogonal às camadas, pois os planos de deslizamento são ortogonais ou
oblíquos às mesmas. As dobras formadas por cisalhamento são acompanhadas de mudanças
de espessura e comprimento das camadas.
As dobras são classificadas segundo seu aspecto morfológico, posição do eixo e plano.
Geologia Geral 33
• Classificação com base na linha de charneira: horizontais, verticais e inclinadas
(Figura 19.10).
• Classificação de dobras com base na superfície axial: normal, recumbente e
inversa (Figura 19.12).
•• Classificação com base em critérios geométricos e estratigráficos:
Geologia Geral 34
Um critério geométrico muito simples para classificar dobras é quanto ao sentido de
fechamento de uma superfície dobrada. Segundo este critério, temos: antiforme representados
por dobras com fechamento para cima ou sinforme, com fechamento para baixo. (Figuras
19.18a e 19.18b).
 
No que se refere ao critério estratigráfico, as dobras podem ser classificadas em
anticlinal e sinclinal, entretanto por se tratar de uma classificação muito antiga e que nem
sempre é seguida, ela passa a ter o mesmo significado da classificação acima.
Anticlinal: é uma dobra convexa para cima na qual as camadas se inclinam de maneira
divergente a partir de um eixo. Possuem camadas de rochas mais antigas na sua porção
interior.
Sinclinal: é uma dobra côncava para cima na qual as camadas se inclinam de modo
convergente, formando uma depressão. Caracteriza-se ainda por possuir camadas de rochas
mais jovens na sua parte interior (Figura 19.19).
FALHAS
Geologia Geral 35
As falhas resultam de deformações rúpteis nas rochas da crosta terrestre. A condição
básica para a existência de uma falha é que tenha ocorrido deslocamento ao longo de uma
superfície. Contudo se ocorrer o movimento perpendicular à superfície, a estrutura receberá o
nome de fratura.
ELEMENTOS DAS FALHAS – Figura 19.21
Plano de falha: é a superfície decorrente do falhamento e na qual os blocos se deslocam.
Linha de falha: é a linha que resulta da interseção do plano de falha com a superfície do
terreno.
Teto ou capa: é o bloco que se acha na parte superior de um plano de falha inclinado.
Muro ou lapa: é o bloco que se acha na parte inferior de um plano de falha inclinado.
REJEITOS DE FALHA. É a medida do deslocamento linear de pontos originalmente contíguos.
Existem vários tipos de rejeito (Figura 19.26).
CLASSIFICAÇÃO GEOMÉTRICA DAS FALHAS
Geologia Geral 36
Essa classificação considera o mergulho (inclinação vertical) do plano de falha, a forma
da superfície de falha, o movimento relativo entre os blocos e o tipo de rejeito:
A) Quanto ao mergulho da superfície de falha:
- falhas de alto ângulo: quando o mergulho do plano de falha é superior a 45º;
- falhas de baixo ângulo: quando o mergulho do plano de falha é inferior a 45º.
B) Quanto a forma da superfície de falha: essa classificação divide as falhas em
planares e curvas.
- falhas planares: quando a variação da direção da superfície encontra-se no intervalo
de aproximadamente 5º. Essa superfície pode ser vertical ou inclinada;
- falhas curvas: são denominadas falhas lístricas (Figura 19.31).
Fig. 19.31 – Bloco diagrama
mostrando uma falha lístrica.
C) Quanto ao movimento relativo (Figura 19.32): falha normal (ou de gravidade – a capa
é o bloco que desce em relação à lapa), falha inversa (reversa ou falha de empurrão – a capa é
o bloco que sobe em relação à lapa), falha transcorrente e falha oblíqua.
D) Quanto ao rejeito:
- nas falhas normais e reversas (ou inversas), o rejeito total corresponde ao rejeito de
mergulho.
Geologia Geral 37
- nas falhas transcorrentes, o rejeito total corresponde ao rejeito direcional.
- nas falhas oblíquas, o rejeito é o total.
SISTEMAS DE FALHAS
Graben ou fossa tectônica: é uma depressão estrutural (blocos rebaixados), ocasionada por
falhamentos. Trata-se de uma estrutura regional. Um exemplo brasileiro é o Half Graben do
Recôncavo (Figura 19.35).
Horst ou muralha: é uma elevação estrutural alongada (blocos elevados), ocasionada por
falhamentos.
As figuras desse capítulo também foram extraídas do Decifrando a Terra / Teixeira, Toledo,
Fairchild e Taioli – São Paulo: Oficina de Textos, 2000.
CAPÍTULO 5 - Estrutura Interna da TerraEstrutura Interna da Terra
Geologia Geral 38
SISMICIDADE E ESTRUTURA INTERNA DA TERRA
Os fenômenos naturais que ocorrem repentinamente, sem nenhum aviso prévio,
provocando violentos tremores de terra, são freqüentes em muitos locais do planeta. Estes
fenômenos, apesar de causarem temor e destruição, evidenciam o caráter dinâmico do
planeta. As forças internas da Terra podem causar rupturas na superfície da ordem de
quilômetros de extensão, com deslocamento lateral de vários metros.
Estes fenômenos naturais são conhecidos como terremotos e demonstramo caráter
dinâmico da Terra.
O registro de milhares de terremotos distribuídos em todo o mundo definiu as várias
placas que formam a casca rígida da Terra. Estas placas são denominadas placas
litosféricas. A delimitação das placas litosféricas, a distribuição dos terremotos e o estudo da
propagação das ondas sísmicas pelo interior do planeta revelaram a estrutura interna da Terra.
A falta de registros de sismos destrutivos históricos no Brasil determinou um caráter
assísmico do país. Este caráter foi mudado a partir da década de 70 quando vários estudos
sismológicos demonstraram que apesar da baixa ocorrência de sismos, estes não podem ser
desprezados. As ocorrências destes sismos são resultadas de forças geológicas que atuam em
toda placa que contém o continente sul-americano. A sismicidade que mais ocorre no Brasil é
causada pela implantação de reservatórios para hidrelétricas.
Terremotos: como as placas litosféricas estão em contínuo movimento em deferentes
direções, que são da ordem de alguns centímetros por ano. Estes movimentos provocam
tensões, compressivas ou distensivas, que vão se acumulando. Quando as tensões atingem o
limite de resistência das rochas, ocorre então uma ruptura e o movimento repentino dos blocos
de cada lado da ruptura geram então vibrações que se propagam em todas as direções. O
plano formado pela ruptura é chamado de falha geológica (Figura 3.2).
Os terremotos ocorrem mais freqüentemente no contato entre as placas litosféricas,
como também no interior de uma delas, sem que haja uma ruptura na superfície.
Hipocentro ou foco: ponto onde se inicia a ruptura e a liberação das tensões
acumuladas.
Epicentro: é a projeção do hipocentro na superfície.
Profundidade focal: distância entre o foco e a superfície.
Abalos ou tremores de terras são eventos de menor poder destrutivo, porém resultado
do mesmo processo geológico de acúmulo lento e liberação rápida de tensões que ocorrem
nos terremotos.
Ondas sísmicas (Figura 3.4): quando acontece uma ruptura na litosfera, são geradas
vibrações sísmicas que se propagam em todas as direções na forma de ondas. Estas ondas
causam danos perto do epicentro e podem ser registradas por sismógrafos espalhados pelo
mundo.
Como as ondas são transmitidas pelo interior da Terra, as vibrações transmitidas nesta
primeira onda são paralelas à direção de propagação. Esta primeira onda é, portanto,
longitudinal e é denominada onda P. A segunda onda a vibração é perpendicular á direção de
propagação é denominada onda transversal ou onda S.
Geologia Geral 39
Numa onda sísmica há transmissão de vibração das partículas e deformação do meio.
As ondas P correspondem a deformações de dilatação/compressão. As ondas S correspondem
a deformações tangenciais e são conhecidas também como cisalhamento.
A velocidade de propagação da onda P é maior que a da onda S, por este motivo é a
primeira a chegar. O som que se propaga no ar também é devido à onda P, da mesma forma
no meio líquido. A onda S, por outro lado só se propaga em meio sólido.
As velocidades e propagação das ondas P e S dependem do meio por onde elas
passam, quanto maior for à densidade de uma rocha, maior será a velocidade das ondas
sísmicas. Esta propriedade foi utilizada no estudo da composição e estrutura do interior da
Terra. Estudos utilizando vibrações artificiais por explosões controladas possibilitaram a
determinação de estruturas geológicas importantes no processo de exploração de petróleo,
como também na busca de água subterrânea.
Em escala global, os registros dos terremotos em uma rede de estações sismográficas
permitem também conhecer as velocidades sísmicas no interior da Terra e estudar a estrutura,
a composição e a evolução atual do nosso planeta.
As ondas P e S são ondas que se propagam em todas as direções dentro de um meio,
desta forma são denominadas ondas internas. Existe também uma maneira especial de
propagação que ocorre na superfície da Terra, as ondas que produzem este tipo de vibração
são conhecidas como ondas superficiais.
São dois os tipos de ondas superficiais:
Love – que corresponde a superposição de ondas S com vibrações horizontais
concentradas nas camadas mais internas da Terra.
Rayleigh – que corresponde a combinação de vibrações P e S contidas no plano
vertical.
Geologia Geral 40
OBS: As ondas Love, em geral, têm velocidade de propagação maior do que as ondas
Rayleigh.
AS PRINCIPAIS CAMADAS DA TERRA
A determinação da estrutura e composição das partes mais profundas da Terra é uma
tarefa complexa, a maior dificuldade encontrada está nas limitações tecnológicas para
enfrentar as altas temperaturas e pressões a grandes profundidades. A sondagem mais
profunda atingida até o presente momento é de 12 km (em Kola na Rússia), considerada muito
pequena se comparada ao raio da Terra, que é de 6.370 km. Desta forma, o estudo das ondas
sísmicas nos permitem deduzir várias características das partes internas da Terra atravessadas
por estas ondas.
Lei de Snell - A direção de propagação das ondas sísmicas muda (refrata) ao passar de um
meio com velocidade V1, para outro com velocidade V2. As ondas sísmicas podem sofrer
refração e reflexão; e numa interface separando dois meios diferentes há também conversão
de uma onda P para S e de uma onda S em P.
No caso em que a velocidade aumenta gradualmente com a profundidade, em uma
sucessão de infinitas camadas finas, as ondas percorrem uma trajetória curva.
Ao encontrar uma descontinuidade no interior da Terra, separando dois meios com
diferentes materiais, sendo de menor velocidade o da camada inferior, a trajetória da onda se
aproxima da normal à interface. Desta forma o raio sísmico se afasta do raio sísmico da
primeira camada, criando uma interrupção da curva tempo-distância, conhecida também como
zona de sombra. As ondas da camada mais profunda formam um raio mais atrasado com
relação ao ramo mais raso. O núcleo da Terra foi descoberto através destas observações.
MODELOS DE ESTRUTURA E COMPOSIÇÃO DA TERRA
A observação de milhares de terremotos durante muitas décadas permitiu construir as
curvas de tempo-distância de todas as ondas refratas e refletidas no interior da Terra e deduzir
a sua estrutura principal: crosta, manto, núcleo interno e núcleo externo (Figura 3.11).
Geologia Geral 41
CROSTA: é a primeira camada superficial, com espessuras variando de 25 a 50 km nos
continentes e de 5 a 10 km nos oceanos. As velocidades das ondas P variam entre 5,5 km/s na
crosta superior a 7 km/s na crosta inferior.
MANTO: as velocidades de propagação das ondas P aumentam até 2.950 km e vão de
8 km/s logo abaixo da crosta até 13,5 km/s.
Zona de sombra: nas curvas de tempo/distância a interrupção da onda P á distância de
105º e o atraso do ramo PKP entre 120º a 180º determinam esta zona.
NÚCLEO: as ondas PKP atravessam esta região de menor velocidade dos que as
observadas no manto a profundidades maiores que 2.950 km. O núcleo é divido em núcleo
interno, com velocidades em pouco maiores que as do núcleo externo.
No núcleo externo, não há propagação de ondas S, o que mostra que ele deve estar em
estado líquido, razão pela qual a velocidade da onda P é bem menor que no manto sólido.
Estas características das velocidades sísmicas baixas e densidades altas indicam que o núcleo
é composto predominantemente de ferro.
O núcleo terrestre é composto por uma liga metálica de Fe e Ni, que deve incorporar
algum elemento de nº atômico baixo, tais como: Hidrogênio, Oxigênio, Sódio, Magnésio e
Enxofre. O núcleo interno é sólido e deve crescer lentamente pela solidificação no núcleo
externo. Sabe-se que o núcleo interno gira com velocidade maior que a do resto do planeta que
sugere que numa época anterior todo o planeta girava com maior rapidez. Por estar isolado
pelo núcleo externo líquido, o núcleo interno mantém sua velocidade.
LITOSFERA E CROSTA: a grande diferença entre as velocidades sísmicas da crosta e
do manto indica uma mudança de composição química das rochas. A descontinuidade entre a
crosta e o manto é chamadade Mohorovicic (ou simplesmente, Moho). A composição química
das rochas do manto varia pouco comparada com a da crosta. Esta “zona de baixa velocidade”
abaixo dos 100 km é causada pelo fato de uma pequena fração das rochas estarem fundidas
(fusão parcial), diminuindo bastante a rigidez do material. Desta maneira, a crosta junto com
uma parte do manto acima da zona de baixa velocidade, forma uma camada mais dura e
rígida, chamada de litosfera. Nesta zona de baixa velocidade, chamada de astenosfera, as
Geologia Geral 42
rochas são mais maleáveis (plásticas). As placas tectônicas (ou litosféricas) são pedaços de
litosfera que se movimentam sobre a astenosfera.
 
 ISOSTASIA E GRAVIDADE
O conceito de isostasia baseia-se no principio de equilíbrio hidrostático de
Arquimedes, no qual um corpo ao flutuar desloca uma massa de água equivalente a sua. Este
conceito pode ser aplicado a uma cadeia montanhosa, ela se comportaria como uma rocha
flutuando em água. Partindo deste princípio podemos dizer que a camada superficial da Terra
flutua sobre um substrato mais denso. Esta camada corresponde à crosta e ao manto
superior, que integram a litosfera, o substrato denso seria então a astenosfera.
A astenosfera comporta-se como um fluido viscoso onde ocorrem às deformações
plásticas na escala do tempo geológico.
O equilibro isostático é atingido quando um acúmulo de carga ou perda de massa na
parte emersa é contrabalançada, seja por uma perda de massa ou acúmulo de carga na parte
submersa.
Compensação isostática: são duas as hipóteses existentes e ambas consideram a
superfície da Terra suficientemente rígida e menos densa que o substrato plástico para
preservar as feições topográficas.
Modelo de Airy – as montanhas são mais altas por possuírem raízes mais profundas, da
mesma forma que um imenso bloco de gelo flutuando no mar (Figura 4.7).
E s t r ut ur a I nt er na da T er r a: modelo
clás s ico de pr imeira ordem, em camadas
concêntr icas , obtido a par tir das
velocidades das ondas s ísmicas .
Geologia Geral 43
Modelo de Pratt – as montanhas são elevadas por serem compostas por rochas de
menor densidade do que as existentes nas regiões vizinhas, havendo neste caso diferenças
laterais na densidade (Figura 4.8).
Os dois modelos de compensação isostática operam simultaneamente. As montanhas
possuem raízes profundas compostas de rochas com densidade relativamente baixa, fazendo
com que a crosta e a litosfera sejam mais espessas nessas regiões, conforme o modelo de
Geologia Geral 44
Airy. Por outro lado, a crosta oceânica situa-se em níveis topográficos mais baixos do que a
crosta continental devido a sua maior densidade, conforme previsto pelo modelo de Pratt
(Figura 4.9).
A litosfera, de forma geral, pode suportar grandes esforços sem sofrer deformação. Em
algumas situações geológicas, quando a carga é muito elevada ou removida da litosfera,
ocorre deformação. Um exemplo de adição de massa é o extravasamento de grandes
quantidades de basalto em províncias ígneas, pela sedimentação ou pela formação de calotas
polares. Esse fenômeno é conhecido como subsidência.
O processo oposto, soerguimento, resulta da remoção de uma carga existente na
superfície da crosta, como nos casos do degelo das calotas glaciais ou da intensa erosão em
áreas montanhosas. Um exemplo deste movimento ocorre na Escandinávia onde o
desaparecimento do gelo que existia há cerca de 10.000 anos, nesta região a taxa de
soerguimento é de 1 cm / ano. O retorno ao equilíbrio isostático levará muito tempo para ser
atingido. A falta de equilíbrio isostático pode ser detectada pela presença de anomalias de
gravidade (Figura 4.10).
Geologia Geral 45
A FORMA DA TERRA
Como a intensidade da gravidade é maior nos pólos do que Equador, a Terra não
possui forma totalmente esférica, sendo que o seu raio equatorial (6378 km) é ligeiramente
maior do que o raio polar (6357 km). Portanto, a Terra possui a forma de um esferóide
achatado nos pólos, e isso explica, por exemplo, por que um objeto é levemente mais pesado
nos pólos do que no Equador.
O CAMPO MAGNÉTICO DA TERRA
O magnetismo terrestre pode ser medido através de um instrumento chamado bússola,
conhecido há muitos séculos e utilizado para orientação. Este instrumento consiste em uma
agulha imantada, livre para girar no plano horizontal e que é atraída pelos pólos magnéticos da
Terra.
Em 1838 Carl Friedrich Gauss, através de uma análise matemática de medidas
sistemáticas, mostrou que 95% do campo magnético da Terra origina-se no seu interior e
Geologia Geral 46
somente uma pequena parte restante provém de outras fontes. Gilbert, por sua vez, concluiu
em seus estudos que o campo magnético da Terra é semelhante ao da esfera de magnetita, o
que equivale a dizer que a Terra é uma esfera uniformemente magnetizada.
O campo magnético terrestre é equivalente ao campo de um dipolo, cujo eixo faz um
ângulo de 11,5º com o eixo de rotação da Terra e que está um pouco afastado de seu centro.
Por esta razão, a agulha de uma bússola, em geral, não aponta para o norte, mas sua direção
faz um ângulo com a direção norte-sul. Esse ângulo de desvio da agulha é conhecido com
declinação magnética. Uma agulha imantada livre para girar em torno do eixo horizontal não
permanece na horizontal, ela acompanha as linhas de força do campo magnético (Figura 4.11).
Os pólos magnéticos estão localizados aproximadamente 78º N 104º W e 65º S 139º E,
portanto não são diametralmente simétricos. Desta forma, a melhor representação do campo
magnético terrestre é a de um dipolo cujo eixo está deslocado em relação ao centro da Terra
de 490 km. Este dipolo é chamado dipolo excêntrico.
Os pólos magnéticos migram a uma velocidade de cerca de 0.2º por ano ao redor do
pólo geográfico em geral sem se afastar mais do que 30º deste último, porém descrevendo
uma trajetória irregular. Assim é que a declinação magnética de um local muda continuamente,
aumentando ou diminuindo. Torna-se então necessário corrigir o valor da declinação magnética
de um ponto da superfície terrestre a cada cinco anos aproximadamente. Os pólos magnéticos
levam alguns milhares de anos para percorrer os 360º de trajetória ao redor dos pólos
geográficos.
INFORMAÇÕES COMPLEMENTARES SOBRE CAMPO
MAGNÉTICO TERRESTRE
BÚSSOLA
1 – Generalidades
Geologia Geral 47
Bússola é um instrumento destinado a medidas de ângulos e à orientação, composto de
uma agulha imantada, montada em equilíbrio sobre um eixo vertical, encerrada em uma caixa
circular envidraçada, que contém a rosa-dos-ventos; uma das extremidades da agulha
permanece sempre voltada para o norte magnético.
A bússola conhecida como Bússola Brunton (Brunton Compass) é um instrumento muito
importante para geólogos nos seus trabalhos de campo. É uma combinação de uma bússola
comum com um nível de bolha e clinômetro, permitindo a medida de ângulos verticais e
horizontais, e funcionando, dessa maneira, como nível, clinômetro, alidade, etc.
Essa simplicidade e versatilidade permitem aos geólogos efetuar determinações e
medidas rápidas e funcionais no campo, tais como: coordenadas de diversas estruturas
geológicas (estratificação, xistosidade, juntas, planos de falha, lineações, etc.), qualquer
direção, declividade de terreno, desnível entre pontos do terreno, medidas de seções
geológicas, etc.
2 – Descrição da Bússola de Geólogo
A bússola de geólogo (bússola Brunton) é constituída de uma caixa geralmente
metálica, de alumínio ou de uma outra liga, com uma tampa revestida internamente por um
espelho que possui um retículo. Esta tampa é fixada à caixa por meio de uma dobradiça.
3 – Aplicações da Bússola de Geólogo
Uma das aplicações da bússola de geólogo é na determinação de orientações, isto é, a
determinação de ângulos situados no plano horizontal definido pelas coordenadas N-S e E-W.
A orientação de um alinhamento qualquer ficará determinada através da visualização, a
partir de um ponto onde nos colocamos, de um ponto situado à distância, segundo uma linha
de visada.
Uma outra