FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA

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FUNDAMENTOS DE 
GEOLOGIA 
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile 
 
 i 
Conteúdo 
CAPITULO 1. O SISTEMA TERRA ....................................................................... 1 
1.1. O MÉTODO CIENTÍFICO .........................................................................2 
1.2. AS TEORIAS E AS PRÁTICAS MODERNAS DE GEOLOGIA .....................3 
1.3.A hipótese da nebulosa .................................................................................7 
1.4.A TERRA PRIMITIVA: FORMAÇÃO DE UM PLANETA EM CAMADAS .......9 
1.4.1. Aquecimento e fusão da Terra primordial ........................................... 9 
1.4.2. Começa a diferenciação ................................................................... 11 
1.4.3. A formação dos continentes, dos oceanos e da atmosfera da Terra 13 
1.5.O BOMBARDEAMENTO VINDO DO ESPAÇO ........................................... 15 
1.6.A TERRA COMO UM SISTEMA DE COMPONENTES INTERATIVOS ...... 17 
1.6.1. O sistema do clima ........................................................................... 18 
1.6.2. O sistema das placas tectônicas ...................................................... 19 
1.6.3. A evolução da vida ........................................................................... 21 
CAPÍTULO 2. MINERAIS. CONSTITUINTES BÁSICOS DAS ROCHAS............ 26 
2.1.A ESTRUTURA ATOMICA DA MATÉRIA ................................................... 27 
2.1.1. A estrutura de um átomo .................................................................. 28 
2.1.2. Número atômico e massa atômica ................................................... 29 
2.1.3. Reações químicas ............................................................................ 31 
2.1.4. Ligações químicas ............................................................................ 32 
2.1.5. Ligações iônicas ............................................................................... 33 
2.1.6. Ligações covalentes ......................................................................... 33 
2.2.A ESTRUTURA ATÓMICA DOS MINERAIS ............................................... 34 
2.2.1. Como se formam os minerais? ......................................................... 34 
2.3.MINERAIS FORMADORES DE ROCHA ..................................................... 41 
2.3.1. SILICATOS ....................................................................................... 42 
2.3.2. CARBONATOS ................................................................................. 44 
2.3.3. ÓXIDOS ............................................................................................ 44 
2.3.4. SULFETOS ....................................................................................... 45 
2.3.5. SULFATOS ....................................................................................... 45 
2.4.PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MINERAIS .............................................. 46 
2.4.1. Dureza .............................................................................................. 47 
2.4.2. Clivagem ........................................................................................... 49 
2.4.3. Fratura .............................................................................................. 53 
2.4.4. Brilho ................................................................................................ 53 
2.4.5. Cor .................................................................................................... 54 
2.4.6. Gravidade específica e densidade .................................................... 56 
2.4.7. Hábito cristalino ................................................................................ 56 
CAPÍTULO 3. INTEMPERISMO .......................................................................... 58 
3.1. Considerações Gerais ................................................................................ 58 
3.1.1. Trabalho de Goldich (1938) ................................................................. 59 
3.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) ............................................................ 65 
3.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo ............................................... 67 
3.2.1. Intemperismo Físico ............................................................................ 67 
3.2.2. Intemperismo Químico ........................................................................ 70 
3.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas ............................................ 78 
CAPÍTULO 4 - ROCHAS MAGMÁTICAS ............................................................ 79 
4.1. Introdução ................................................................................................... 79 
 ii 
4.2 Origens e tipos fundamentais de magmas .................................................. 80 
4.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas ............................... 84 
4.4. Resfriamento do Magma............................................................................. 86 
4.4.1. Estágios de Resfriamento ................................................................... 86 
4.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico) ......................................... 86 
4.4.1.2. Estágio Hidrotermal .......................................................................... 87 
4.4.2.Textura das rochas magmáticas .......................................................... 87 
4.5. Seqüência de Cristalização ........................................................................ 88 
4.6. Principais Rochas Magmáticas ................................................................... 90 
4.6.1. Família Granito - Riólito ....................................................................... 90 
4.6.2. Família Diorito - Andesito .................................................................... 91 
4.6.3. Família Gabro-Basalto ........................................................................ 91 
CAPÍTULO 5 - ROCHAS SEDIMENTARES ........................................................ 93 
5.1. Introdução ................................................................................................... 93 
5.2. Ciclo Sedimentar ........................................................................................ 95 
5.3. Composição .............................................................................................. 100 
5.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares ........................................ 102 
5.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem ................................ 103 
5.5.1. Ambientes Deposicionais .................................................................. 103 
5.5.2. Formação da Paisagem .................................................................... 105 
5.6. Classificação ............................................................................................. 106 
5.6.1. Rochas Clásticas............................................................................... 107 
5.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas ..................................... 112 
5.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química .................................... 112 
5.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas .................................................... 113 
CAPÍTULO 6- ROCHAS METAMÓRFICAS ...................................................... 115 
6.1. Introdução ................................................................................................. 115 
6.2. Tipos de Metamorfismo ............................................................................ 117 
6.2.1. Metamorfismo de Contato ................................................................. 117 
6.2.2. Metamorfismo Regional .................................................................... 118 
6.3. Foliação ....................................................................................................119 
6.4. Classificação das Rochas Metamórficas .................................................. 119 
6.4.1. Ardósias ............................................................................................ 121 
6.4.2. Filitos ................................................................................................. 121 
6.4.3. Xistos ................................................................................................ 122 
6.4.4. Gnaisses ........................................................................................... 122 
6.4.5. Metaconglomerados .......................................................................... 123 
6.4.6. Quartzito ............................................................................................ 123 
6.4.7. Mármore ............................................................................................ 124 
6.4.8 Anfibólios ............................................................................................ 124 
6.4.9. Itabiritos ............................................................................................. 124 
CAPÍTULO 7. O CICLO HIDROLOGICO E AS ÁGUAS SUBTERRÂNEAS..... 127 
7.1. Os fluxos e os reservatórios ..................................................................... 127 
7.2. O ciclo hidrológico: um componente do sistema Terra ............................. 129 
7.3. A hidrologia e o clima ............................................................................... 131 
7.4. Umidade, chuva e paisagem .................................................................... 132 
7.5. As secas ................................................................................................... 133 
7.6. A HIDROLOGIA DO ESCOAMENTO SUPERFICIAL ............................... 134 
7.7. A água subterrânea .................................................................................. 137 
7.7.1. Como a água flui através do solo e da rocha .................................... 137 
 iii 
7.7.2. A superfície freática ........................................................................... 139 
7.7.3. Os aquíferos ...................................................................................... 141 
7.7.4. Balanço de recarga e descarga ........................................................ 145 
7.7.5. A velocidade do fluxo da água subterrânea ...................................... 149 
7.8. A EROSÃO PELA ÁGUA SUBTERRÂNEA .............................................. 151 
7.9. A QUALIDADE DA ÁGUA......................................................................... 152 
7.10. A ÁGUA NAS PROFUNDEZAS DA CROSTA ........................................ 157 
CAPÍTULO 8 – APLICAÇÕES DE ROCHAS E SOLOS E OBRAS DE 
ENGENHARIA. .................................................................................................. 162 
8.1 DEFINIÇÕES ............................................................................................. 162 
8.2 NA CONSTRUÇÃO CIVIL ......................................................................... 163 
8.3 EM ESTRADAS ......................................................................................... 163 
8.4 EM BARRAGENS DE TERRA ................................................................... 164 
CAPÍTULO 9. GEOLOGIA DE TÚNEIS ............................................................. 165 
9.1 CONCEITUAÇÃO ...................................................................................... 165 
9.2 ESTUDOS GEOLÓGICOS PARA TÚNEIS ............................................... 165 
9.3 ELEMENTOS ESTRUTURAIS .................................................................. 166 
9.4 FATORES GEOLÓGICOS TÍPICOS E SUA INFLUÊNCIA NA 
CONSTRUÇÃO DE TÚNEIS ........................................................................... 166 
9.6 MÉTODOS DE ESCAVAÇÃO DE TÚNEIS ............................................... 167 
CAPÍTULO 10. GEOLOGIA DE BARRAGENS ................................................. 171 
10.1 INTRODUÇÃO ......................................................................................... 171 
10.2 ESTUDOS GEOLÓGICOS DE UMA BARRAGEM .................................. 171 
10.3 PROBLEMAS CORRELACIONADOS COM AS CONDIÇÕES 
GEOLÓGICAS ................................................................................................. 176 
CAPÍTULO 11. BIBLIOGRAFIA CONSULTADA .............................................. 178 
 
 1 
CAPITULO 1. O SISTEMA TERRA 
A Terra é um lugar único, a casa de milhões de organismos, incluindo nós 
mesmos. Nenhum outro local que já tenhamos descoberto tem o mesmo delicado 
equilíbrio de condições para manter a vida. A Geologia é a ciência que estuda a 
Terra: como nasceu, como evoluiu, como funciona e como podemos ajudar a 
preservar os hábitats que sustentam a vida. Os geólogos buscam respostas a 
muitas perguntas básicas. De que material o planeta é composto? Por que 
existem continentes e oceanos? Como o Himalaia, os Alpes e as Montanhas 
Rochosas chegam a tamanha altura? Por que algumas regiões estão sujeitas a 
terremotos e erupções vulcânicas, enquanto outras não estão? Como o ambiente 
da superfície terrestre, e a vida contida nele, evoluiu ao longo de bilhões de anos? 
Quais são as prováveis mudanças no futuro? Acreditamos que as respostas a 
essas perguntas sejam fascinantes. Bem-vindo à ciência da Geologia! 
Nesta apsotila, estruturamos os temas da Geologia em torno de três 
conceitos básicos, que vão aparecer em quase todos os capítulos, inclusive 
neste: (1) a Terra como sistema de componentes interativos; (2) a tectônica de 
placas como uma teoria unificadora da Geologia; e (3) as mudanças do sistema 
Terra ao longo do tempo geológico. 
Veremos que nosso planeta trabalha como um sistema de muitos 
componentes interativos sob sua superfície sólida, em sua atmosfera e em seus 
oceanos. Entretanto, para obter uma perspectiva completa de como a Terra 
funciona, precisamos entender os modos como seus subsistemas interagem entre 
si - por exemplo, como os gases de um vulcão podem ocasionar mudanças 
climáticas ou como os organismos vivos podem modificar a atmosfera e, por sua 
vez, serem afetados por essas mudanças. 
Devemos entender, também, como o sistema Terra evoluiu ao longo do 
tempo. Você irá perceber que, enquanto lê estas páginas, sua idéia de tempo 
começará a mudar. Uma visão geológica do tempo deve acomodar intervalos tão 
vastos que nós, às vezes, temos dificuldades de compreendê-Ios. Os geólogos 
estimam que a Terra tenha aproximadamente 4,5 bilhões de anos. Antes de 3 
bilhões de anos atrás, células vivas desenvolveram-se sobre a Terra, mas nossa 
origem humana ocorreu há apenas poucos milhões de anos - meros centésimos 
percentuais de toda a existência da Terra. As escalas que medem as vidas dos 
 2 
indivíduos em décadas e marcam períodos da História humana, escrita em 
centenas ou milhares de anos, são inadequadas para estudar a Terra. 
Os geólogos devem explicar eventos que evoluíram em dezenas de 
milhares, centenas de milhares ou muitos milhões de anos. 
 
1.1. O MÉTODO CIENTÍFICO 
 
 
 
 
 
O objetivo de toda a Ciência é 
explicar como o Universo funciona. O 
método científico, que todo cientista 
adota, é um pIano geral de pesquisa 
baseado em observações 
metodológicas e experimentos. Os 
cientistas acreditam que os eventos 
físicos têm explicações físicas, mesmo 
quando estão além da nossa 
capacidade atual de entendimento. 
Quando os cientistas propõem 
uma hipótese - uma tentativa de 
explicação baseada em dados 
coletados por meio de observação e 
experimentação -, eles a submetem à 
comunidade científica para que seja 
criticada e repetidamente testada 
contra novos dados. Uma hipótese 
que é confirmada por outroscientistas 
obtém credibilidade. 
Uma hipótese que sobreviveu a 
repetidas mudanças e acumulou um 
significativo corpo de suporte 
experimental é elevada à condição de 
teoria. Embora a força explanatória e 
preditiva de uma teoria tenha sido 
demonstrada, ela nunca pode ser 
considerada definitivamente provada. 
A essência da Ciência é que nenhuma 
explicação, não importa a quão 
acreditada ou atraente, é exatamente 
concordante com o problema. Se 
evidências novas e convincentes 
indicam que uma teoria está errada, os 
cientistas podem modificá-Ia ou 
descartá-Ia. 
 3 
Um modelo científico é a representação de algum aspecto da natureza com 
base em um conjunto de hipóteses (incluindo, geralmente, algumas teorias bem 
estabelecidas). A comparação entre as predições do modelo e as observações 
feitas é uma maneira eficaz de testar se as hipóteses discutidas pelo modelo são 
mutuamente consistentes com ele. Atualmente, os modelos costumam ser 
formulados em termos de programas computadorizados, que procuram simular o 
comportamento de sistemas naturais por meio de cálculos numéricos. As 
simulações computadorizadas são importantes, por permitirem que se entendam 
aspectos do comportamento de sistemas de longa duração que nem as 
observações de campo nem os experimentos laboratoriais sozinhos poderiam 
elucidar. 
Para encorajar a discussão de suas ideias, os cientistas as compartilham 
com seus colegas, juntamente com os dados em que elas se baseiam. Eles 
apresentam suas descobertas em encontros profissionais, publicam-nas em 
revistas especializadas e explicam-nas em conversações informais com seus 
pares. Os cientistas aprendem com os trabalhos dos outros e, também, com as 
descobertas feitas no passado. A maioria dos principais conceitos da Ciência, que 
surgem tanto a partir de um lampejo da imaginação como de uma análise 
cuidadosa, é fruto de incontáveis interações dessa natureza. Albert Einstein assim 
se referiu sobre essa questão: "Na Ciência (...) o trabalho científico do indivíduo 
está tão inseparavelmente conectado ao de seus antecessores e 
contemporâneos, que parece ser quase um produto impessoal de sua geração". 
 
1.2. AS TEORIAS E AS PRÁTICAS MODERNAS DE GEOLOGIA 
Como em muitas outras ciências, a Geologia depende de experimentos em 
laboratórios e simulações computacionais para descrever as propriedades físicas 
e químicas dos materiais terrestres e modelar os processos naturais que ocorrem 
nas superfícies e no interior da Terra. Entretanto, a Geologia tem seu próprio 
estilo e visão particular. Ela é uma "ciência de campo" que se baseia nas 
observações e experimentos orientados no local do objetivo de estudo e 
coletados por dispositivos de sensoriamento, como o de satélites orbitais. O 
registro geológico é a informação preservada nas rochas originadas em vários 
tempos da longa história da Terra. 
 4 
No século XVIII, o médico e geólogo escocês James Hutton antecipou um 
princípio histórico da Geologia que pode ser assim resumido: "o presente é a 
chave do passado". O conceito de Hutton tornou-se conhecido como o princípio 
do uniformitarismo, o qual considera que os processos geológicos que vemos 
atuantes hoje também funcionaram de modo muito semelhante ao longo do tempo 
geológico. 
O princípio do uniformitarismo não significa que todo fenômeno geológico 
ocorre de forma lenta. Alguns dos mais importantes processos ocorrem como 
eventos súbitos. Um meteoroide grande que impacta a Terra - um bólido - pode 
escavar uma vasta cratera em questão de segundos. Um vulcão pode explodir 
seu cume e uma falha pode rachar o solo num terremoto muito rapidamente. 
Outros processos ocorrem de maneira mais lenta. Milhões de anos são 
necessários para que continentes migrem, montanhas sejam soerguidas e 
erodidas, e sistemas fluviais depositem espessas camadas de sedimentos. Os 
processos geológicos ocorrem numa extraordinária gama de escalas tanto no 
espaço como no tempo (Figura 1). 
 5 
 
 
Figura 1. Os fenômenos geológicos podem estender-se durante milhares de séculos ou ocorrer com velocidades 
estupendas. (Esquerda) O Grand Canyon, no Arizona (EUA). (Direita) Cratera do Meteorito, Arizona (EUA). 
 6 
 
Figura 2. Evolução do sistema solar 
 
Processos não têm sido diretamente 
observados nos últimos dois séculos e 
meio. No registro histórico, os humanos 
nunca presenciaram o impacto de um 
grande bólido, mas sabemos que tais 
eventos aconteceram muitas vezes no 
passado geológico e que certamente 
acontecerão de novo. O mesmo pode ser 
dito de vastos derrames vulcânicos, que 
cobriram com lavas áreas maiores que o 
Texas e envenenaram a atmosfera global 
com gases. A longa evolução da Terra é 
pontuada por muitos eventos extremos, 
ainda que infrequentes, envolvendo 
mudanças rápidas no sistema Terra. 
 
A ORIGEM DO NOSSO SISTEMA 
PLANETÁRIO 
A busca da origem do Universo e de nossa 
própria e pequena parte contida nele 
remonta às mais antigas mitologias 
registradas. Atualmente, a explicação 
científica mais aceita é a teoria da Grande 
Explosão (Big Bang), a qual considera que 
nosso Universo começou entre 13 a 14 
bilhões de anos atrás a partir de uma 
"explosão" cósmica. Antes desse instante, 
toda a matéria e energia estavam 
concentradas num único ponto de 
densidade inconcebível. Embora saibamos 
pouco do que ocorreu na primeira fração 
de segundo após o início do tempo, os 
astrônomos obtiveram um entendimento 
geral dos bilhões de anos que e seguiram. 
Desde aquele instante, num processo que 
ainda continua, o Universo expandiu-se e 
diluiu-se para formar galáxias e estrelas. 
Os geólogos ainda analisam os últimos 4,5 
bilhões de anos dessa vasta expansão, um 
tempo durante o qual o no sistema solar - 
a estrela que nós chamamos de Sol e os 
planetas que nela orbitam - formou-se e 
evoluiu. Mais especificamente, os 
geólogos examinam a formação do 
sistema solar para entender a formação da 
Terra. 
 7 
 
1.3. A hipótese da nebulosa 
Em 1755, o filósofo alemão Immanuel Kant sugeriu que a origem do 
sistema solar poderia ser traçada pela rotação de uma nuvem de gás e poeira 
fina. Descobertas feitas há poucas décadas levaram os astrônomos de volta a 
essa antiga idéia, agora chamada de hipótese da nebulosa. Equipados com 
telescópios modernos, eles descobriram que o espaço exterior além do sistema 
solar não está vazio como anteriormente era pensado. Os astrônomos registraram 
muitas nuvens do mesmo tipo, tendo denominado as mesmas de nebulosas. Eles 
também identificaram os materiais que formam essas nuvens. Os gases são 
predominantemente hidrogênio e hélio, os dois elementos que constituem tudo, 
exceto uma pequena fração do nosso Sol. As partículas do tamanho do pó são 
quimicamente similares aos materiais encontrados na Terra. 
Como pode o nosso sistema solar ter ficado com a forma que tem, a partir 
de tal nuvem? Essa nuvem difusa em rotação lenta contraiu-se devido à força da 
gravidade, a qual resulta da atração entre os corpos por causa de suas massas 
(Figura 2). A concentração, por sua vez acelerou a rotação das partículas 
(exatamente como os patinadores sobre o gelo, que giram mais rápido quando 
contraem os braços) e essa rotação mais rápida achatou a nuvem na forma de 
um disco. 
A formação do Sol. Sob a atração da gravidade, a matéria começou a 
deslocar-se para o centro, acumulando-se como uma proto-estrela, a precurssora 
do nosso Sol atual. Comprimido sob seu gigante peso, o material do proto-Sol 
tornou-se mais denso e quente. A temperatura interna do proto-Sol elevou-se 
para milhões de graus, iniciando-se então uma fusão nuclear. A fusão nuclear do 
sol, que continua até hoje, é a mesma reação nuclear queacontece em uma 
bomba de hidrogênio. Em ambos os casos, átomos de hidrogênio sob intensa 
pressão e em alta temperatura combinam-se (fundem-se) para formar hélio. 
Nesse processo, parte da massa é convertida em energia. Essa conversão é 
representada pela famosa equação de Albert Einstein, E = mc2, na qual E é a 
quantidade de energia emitida pela conversão de massa (m) e c é a velocidade 
da luz. Como e é um número muito grande (cerca de 300.000 km/s) e c2 é 
imensa, uma pequena quantidade de massa pode gerar uma grande quantidade 
de energia. O Sol emite parte dessa energia como luz. 
 8 
A formação dos planetas. Embora a maior parte da matéria da nebulosa 
original tenha sido concentrada no proto-Sol, restou um disco de gás e poeira, 
chamado de nebulosa solar, envolvendo-o. A nebulosa solar tornou-se quente 
quando se achatou na forma de um disco e ficou mais quente na região interna, 
onde mais matéria se acumulou, do que nas regiões externas menos densas. 
Uma vez formado, o disco começou a esfriar e muitos gases condensaram-se. Ou 
seja, eles mudaram para suas formas líquidas ou sólidas, assim como o vapor 
d'água condensa em gotas na parte externa de um copo gelado e a água solidifica 
em gelo quando esfria até o ponto de congelamento. A atração gravitacional 
causou a agregação de poeira e material condensado por meio de colisões 
"pegajosas" em pequenos blocos ou planetesimais de 1 km. Por sua vez, esses 
planetesimais colidiram e se agregaram, formando corpos maiores, com o 
tamanho da Lua. Num estágio final de impactos cataclísmicos, uma pequena 
quantidade desses corpos maiores - cuja atração gravitacional é também maior – 
arrastou os outros para formar os nossos nove planetas em suas órbitas atuais. 
Quando os planetas se formaram, aqueles cujas órbitas estavam mais 
próximas do Sol desenvolveram-se de maneira marcadamente diferente daqueles 
com órbitas mais afastadas. A composição dos planetas interiores é muito 
diferente daquela dos planetas exteriores. 
Os planetas interiores Os quatro planetas interiores, em ordem de 
proximidade do Sol, são: Mercúrio, Vênus, Terra e Marte (Figura 3). Eles também 
são conhecidos como planetas terrestres ("parecidos com a Terra"). Em contraste 
com os planetas exteriores, os quatro planetas interiores são pequenos e 
constituídos de rochas e metais. Eles cresceram próximos ao Sol, onde as 
condições foram tão quentes que a maioria dos materiais voláteis - aqueles que 
se tornaram gases e evaporaram em temperaturas relativamente baixas - não 
pôde ser retida. O fluxo de radiação e matéria proveniente do Sol impeliu a maior 
parte do hidrogênio, do hélio, da água e de outros gases e líquidos leves que 
havia nesses planetas. Metais densos, como o ferro e outras substâncias pesadas 
constituintes das rochas que formaram os planetas interiores, foram deixados 
para trás. A partir da idade dos meteoritos, que ocasionalmente golpeiam a Terra 
e são tidos como remanescentes do período pré-planetário, deduzimos que os 
planetas interiores começaram a acrescer há cerca de 4,56 bilhões de anos. 
Cálculos teóricos indicam que eles teriam crescido até o tamanho de planeta num 
 9 
intervalo de tempo impressionantemente curto, de menos de 100 milhões de 
anos. 
 
Figura 3. O sistema solar. A figura mostra o tamanho relativo dos planetas e o cinturão de asteróides que separa os 
planetas interiores dos planetas exteriores. 
 
Os planetas exteriores gigantes A maioria dos materiais voláteis varridos 
da região dos planetas interiores foi impelida para a parte mais externa e fria da 
nebulosa. Isso possibilitou ao sistema solar formar os planetas exteriores 
gigantes, constituídos de gelo e gases - Júpiter, Saturno, Urano e Netuno -, e 
seus satélites. Os planetas gigantes, suficientemente grandes e com forte atração 
gravitacional, varreram os constituintes mais leves da nebulosa. Assim, embora 
tenham núcleos rochosos, eles (como o Sol) são compostos predominantemente 
por hidrogênio e hélio, além de outros constituintes leves da nebulosa original. 
 
1.4. A TERRA PRIMITIVA: FORMAÇÃO DE UM PLANETA EM CAMADAS 
Como, a partir de uma massa rochosa, a Terra evoluiu até um planeta vivo, 
com continentes, oceanos e uma atmosfera? A resposta reside na diferenciação: 
a transformação de blocos aleatórios de matéria primordial num corpo cujo interior 
é dividido em camadas concêntricas, que diferem umas das outras tanto física 
como quimicamente. A diferenciação ocorreu nos primeiros momentos da história 
da Terra, quando o planeta adquiriu calor suficiente para se fundir. 
 
1.4.1. Aquecimento e fusão da Terra primordial 
Para entender a atual estrutura em camadas da Terra, devemos retornar 
ao tempo que ela foi exposta aos violentos impactos dos planetesimais e de 
corpos maiores. O movimento de objetos carrega energia cinemática ou de 
 10 
movimento. (Pense no modo como a energia do movimento comprime um carro 
numa colisão). Um planetesimal colidindo com a Terra numa velocidade típica de 
15 a 20 km/s liberará uma energia equivalente a 100 vezes o seu peso TNT1 
Quando planetesimais e corpos grandes colidiram com a Terra primitiva, a maior 
parte da energia cinética foi convertida em calor, outra forma de energia. A 
energia de um impacto de um corpo, com aproximadamente o tamanho de Marte, 
colidindo com a Terra seria equivalente a explodir vários trilhões de bombas 
nucleares de 1 megaton = energia de 1milhão de toneladas de TNT. Isso seria 
suficiente para ejetar no espaço uma grande quantidade de detritos e gerar calor 
suficiente para fundir a maior parte do que restou da Terra. 
Muitos cientistas agora pensam que tal cataclismo de fato ocorreu durante 
os estágios tardios de acrescimento da Terra. O grande impacto criou uma chuva 
de detritos tanto da Terra como do corpo impactante, que se propalou para o 
espaço. A Lua agregou-se a partir desses detritos (Figura 4). 
 
Figura 4. Ilustração de uma simulação computadorizada da origem da Lua por meio do impacto de um corpo do 
tamanho de Marte. (Solid Earth Sciences and Society, National Research Council, 1993.) 
 
A Terra teria se reconstituído como um corpo em grande parte fundido. 
Esse monumental impacto acelerou a velocidade de rotação da Terra e mudou 
seu eixo rotacional, golpeando-o da posição vertical em relação ao plano orbital 
 
1
 TNT é a sigla de trinitrotolueno, C7H506N3 
1. Durante os estágios intermediários e finais do 
acrescimento da Terra, ha cerca de 4,5 bilhões de anos, 
um corpo do tamanho de marte impactou a Terra... 
2. ...e o impacto gigante ejetou para o 
espaço uma chuva de detritos tanto do 
corpo impactante como da terra.. 
3. O impacto acelerou a rotação 
da Terra e inclinou o seu plano 
orbital para 23º. 
4. A Terra reconstitui-se como 
um grande corpo fundido... 5. ...e a Lua agregou-se 
a partir dos detritos. 
6. Rochas da Lua com 4,47 bi de anos, 
trazidas pelos astronautas da Apollo, 
confirmaram essa hipótese do impacto. 
 11 
da Terra para sua atual inclinação de 23º. Tudo isso há cerca de 4,5 bilhões de 
anos, entre o período de inicio de acrescimento da Terra (4,56 bilhões de anos) e 
a idade das rochas mais antigas da Lua (4,47 bilhões de anos) trazidas pelos 
astronautas da Apollo. 
Além do impacto colossal, uma outra força de calor teria causado a fusão 
nos primórdios da história da Terra. Vários elementos (uranio, por exemplo) são 
radioativos, o que significa que se desintegram espontaneamente com a emissão 
de partículas subatômicas. Como essas partículas são absorvidas pela matéria do 
entorno, sua energia de movimento é transformada em calor. O calor radioativoteria contribuído para aquecer e fundir materiais da então jovem Terra. Elementos 
radioativos, embora apenas presentes em pequenas quantidades, tiveram um 
efeito considerável na evolução da Terra e continuam a manter o calor interior. 
 
1.4.2. Começa a diferenciação 
Embora a Terra provavelmente tenha iniciado como uma mistura não-
segregada de planetesimais e outros remanescentes da nebulosa, ela não 
manteve essa forma durante muito tempo. Uma fusão de grande proporção 
ocorreu como resultado de um gigantesco impacto. Alguns trabalhos sobre esse 
tema especulam que cerca de 30 a 65% da Terra fundiram-se, formando uma 
camada externa de centenas de quilômetros de espessura, a qual chamaram de 
"oceano de lava" (rocha derretida). Da mesma forma, o interior aqueceu-se até 
um estado "leve" (menos denso), no qual seus componentes podiam mover-se de 
um lado para outro. O material pesado mergulhou para o interior para tornar-se o 
núcleo e o material mais leve flutuou para a superfície e formou a crosta. A 
emersão do material mais leve carregou consigo calor interno para a superfície, 
de onde ele poderia irradiar-se para o espaço. Dessa forma, a Terra resfriou-se e 
grande parte dela solidificou-se e foi transformada em um planeta diferenciado ou 
zoneado em três camadas principais: um núcleo central e uma crosta externa 
separados por um manto (Figura 5). Um resumo dos períodos de tempo que 
descrevem a origem da Terra e sua evolução num planeta diferenciado é 
mostrado na Figura 11. 
Núcleo da Terra O ferro, que é mais denso que a maioria dos outros 
elementos, correspondia a cerca de um terço do material do planeta primitivo. O 
ferro e outros elementos pesados, como o níquel, mergulharam para formar o 
 12 
núcleo central. Os cientistas consideram que o núcleo, o qual começa numa 
profundidade de cerca de 2.900 km, é líquido na parte externa, mas sólido numa 
região chamada de núcleo central, que se estende desde uma profundidade de 
cerca de 5.200 krn até o centro da Terra, a cerca de 6.400 krn. O núcleo interno é 
sólido porque a pressão no centro é muito alta para o ferro fundir-se (a 
temperatura em que qualquer material se funde eleva-se com o aumento da 
pressão). 
Crosta da Terra Outros materiais líquidos e menos densos separaram-se 
das substâncias geradoras flutuando em direção à superfície do oceano de 
magma. Aí resfriaram-se para formar a crosta sólida da Terra, uma fina camada 
externa com cerca de 40 km de espessura. A crosta contém materiais 
relativamente leves com temperaturas de fusão baixas. A maioria desses 
materiais, que facilmente se fundem, é composta de elementos de silício, 
alumínio, ferro, cálcio, magnésio, sódio e potássio combinados com oxigênio. 
Todos eles, com exceção do ferro, estão entre os elementos sólidos mais leves. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5. A diferenciação da Terra primitiva resultou num planeta zoneado com um denso núcleo de ferro, uma 
crosta de rochas leves e um manto residual entre ambos. 
 
Manto da Terra Entre o núcleo e a crosta encontra-se o manto, uma região 
que forma a maior parte da Terra sólida. O manto é o material deixado na zona 
intermediária depois que grande quantidade da matéria pesada afundou e a 
 
Figura 5. 
 
 13 
matéria mais leve emergiu. O manto abrange profundidades que vão desde 40 até 
2.900 km. Ele consiste em rochas com densidade intermediária, em sua maioria 
compostos de oxigênio com magnésio, ferro e silício. 
Existem mais de cem elementos, mas as análises químicas das rochas 
indicam que apenas oito constituem 99% da massa da Terra (Figura 6). De fato, 
cerca de 90% da Terra consistem em apenas quatro elementos: ferro, oxigênio, 
silício e magnésio. Quando comparamos a abundância relativa dos elementos 
constituintes da crosta com sua abundância em relação a toda a Terra, podemos 
constatar que o ferro soma 35% da massa desta. Devido à diferenciação, 
entretanto, há pouco ferro na crosta, onde os elementos leves predominam. Como 
se pode ver na Figura 1.7, as rochas crustais sobre as quais estamos são 
constituídas por quase 50% de oxigênio. 
 
 
Figura 6. A abundância relativa dos elementos da Terra inteira comparada com a dos elementos da crosta é dada em 
percentuais de peso. A diferenciação criou uma crosta leve, empobrecida de ferro e rica em oxigênio, silício, 
alumínio, cálcio, potássio e sódio. 
 
1.4.3. A formação dos continentes, dos oceanos e da atmosfera da Terra 
A fusão primitiva promoveu a formação da crosta da Terra e, fortuitamente, 
dos continentes. Ela fez com que os materiais mais leves se concentrassem nas 
camadas externas e permitiu que pelo menos os gases mais leves escapassem 
do interior. Esses gases formaram grande parte da atmosfera e dos oceanos. Até 
hoje, remanescentes retidos da nebulosa solar original continuam a ser emitidos 
como gases primitivos em erupções vulcânicas. 
Continentes A feição mais visível da crosta da Terra são os continentes. O 
crescimento dos continentes começou logo após a diferenciação e continuou ao 
longo do tempo geológico. Tem-se, quando muito, apenas uma noção geral do 
que levou à sua formação. Imaginamos que o magma partiu do interior derretido 
 14 
da Terra e ascendeu à superfície, onde esfriou e se solidificou para formar a 
crosta rochosa. Essa crosta primitiva fundiu-se e solidificou-se repetidamente, 
fazendo com que os materiais mais leves se separassem dos mais pesados e 
ascendessem ao topo, para formar os núcleos primitivos dos continentes. A água 
da chuva e outros constituintes da atmosfera erodiram as rochas, levando-as a 
decomporem-se e desintegrarem-se. Água, vento e gelo desprenderam, então, os 
detritos rochosos se moveram-nos para lugares de deposição mais baixos. Aí se 
acumularam em camadas espessas, formando praias, deltas e os assoalhos dos 
mares adjacentes. A repetição desse processo durante muitos ciclos estruturou os 
continentes. 
Oceanos e a atmosfera Alguns geólogos pensam que a maior parte do ar 
e da água da Terra atual vieram de fora do sistema solar por meio de materiais 
ricos em voláteis que impactaram o planeta depois que ele foi formado. Por 
exemplo, os cometas que vemos são compostos predominantemente de gelo 
mais dióxido de carbono e outros gases congelados. Incontáveis cometas podem 
ter bombardeado a Terra nos primórdios de sua história, fornecendo água e gases 
que, subsequentemente, deram origem aos oceanos e à atmosfera primitivos. 
Muitos outros geólogos acreditam que os oceanos e a atmosfera podem ter 
sua origem rastreada no "nascimento úmido" da própria Terra. De acordo com 
essa hipótese, os planetesimais que se agregaram para formar nosso planeta 
tinham gelo, água e outros voláteis. Originalmente, a água estava aprisionada 
(quimicamente ligada como oxigênio e hidrogênio) em certos minerais trazidos 
pela agregação dos planetesimais. De forma similar, nitrogênio e carbono também 
estavam quimicamente ligados nos minerais. Quando a Terra se aqueceu e seus 
materiais fundiram-se parcialmente, o vapor d'água e outros gases foram 
liberados e levados para a superfície pelos magmas, sendo lançados na 
atmosfera pela atividade vulcânica. 
Os gases emitidos pelos vulcões há cerca de 4 bilhões de anos consistiam, 
provavelmente, nas mesmas substâncias que são expelidas dos vulcões atuais 
(embora não necessariamente na mesma quantidade relativa): fundamentalmente 
hidrogênio, dióxido de carbono, nitrogênio, vapor d'água e alguns outros gases 
(Figura 7). Quase todo o hidrogênio escapou para o espaço exterior, enquanto os 
gases pesados envolveram o planeta. Essa atmosfera primitiva era destituída de 
 15 
oxigênio,elemento que constitui 21% da atmosfera atual. O oxigênio não fazia 
parte da atmosfera até que organismos fotos sintéticos evoluíssem. 
 
 
Figura 7. A atividade vulcânica primitiva contribuiu com o lançamento, para a atmosfera e os oceanos, de grandes 
quantidades de vapor d'água, dióxido de carbono e outros gases e, para os continentes, de materiais sólidos. A 
fotossíntese dos microrganismos remove o dióxido de carbono e adicionou oxigênio à atmosfera primordial. O 
hidrogênio, devido à sua leveza, escapou para o espaço exterior. 
 
1.5. O BOMBARDEAMENTO VINDO DO ESPAÇO 
As superfícies salpicadas por crateras da Lua, Marte, Mercúrio e outros 
corpos são evidências de um importante intervalo da história primordial do 
sistema solar: o período de Bombardeamento Pesado (ver Figura 2). Durante 
esse período, que deve ter durado desde a formação dos planetas até 600 
milhões de anos depois, os planetas varreram e colidiram com a matéria residual 
deixada para trás na época em que foram agregados. A atividade geológica na 
Terra obliterou os efeitos desse bombardeamento. 
O espaço está cheio de asteróides, meteoróides, cometas e outros detritos 
abandonados desde o início do nosso sistema solar. Pequenos blocos de detritos 
aqueceram-se e vaporizaram-se na atmosfera da Terra antes de alcançar a sua 
superfície, enquanto blocos maiores atravessaram-na por completo. Atualmente, 
 16 
cerca de 40 mil toneladas de material extraterrestre caem na Terra a cada ano, 
sobretudo como poeira e pequenos objetos não observados. Embora a atual taxa 
de impacto seja, em várias ordens de magnitude, menor que aquela do período 
de Bombardeamento Pesado, um grande bloco, de 1 a 2 km de diâmetro, ainda 
pode colidir com a Terra em intervalos aproximados de poucos milhões de anos. 
Embora tais colisões tenham se tomado raras, telescópios estão sendo 
programados para localizar os maiores corpos no espaço e, assim, possibilitar 
que sejamos antecipadamente advertidos da potencialidade de alguns deles 
virem a se chocar com a Terra. Recentemente, os astrônomos da NASA previram, 
"com uma probabilidade nada negligenciável" (uma chance em 300), que um 
asteróide de 1km de diâmetro colidirá com a Terra março de 2880. Um evento 
como esse constituiria uma ameaça à civilização. 
 
Tabela 1. Impactos de bólitos e seus efeitos na Terra 
Tamanho 
(R = raio) 
Exemplo 
Última ocorrência 
(em anos) 
Efeitos planetários Efeitos na vida 
Supercolossal 
R> 2.000 km 
Evento de 
formação da Lua 
4,45 x 10
9
 
Fusão do planeta Extinção da vida 
Colossal 
R> 700 km 
Plutão 4,3 x 10
9
 
Fusão da crosta Extinção da vida 
Imenso 
R> 200 km 
Um asteroide grande 4,0 x 10
9
 
Vaporização dos 
oceanos 
A vida pode 
sobreviver na 
superfície 
Extragrande 
R> 70 km 
Chiron (maior cometa 
em movimento) 
3,8 x 10
9
 
Vaporização do topo 
dos oceanos ate 
100m 
Cozimento sob 
pressão, pode 
cessar a 
fotossíntese 
Grande 
R> 30 km 
Cometa Hale-Bopp 2,0x 10
9
 
Aquecimento da 
atmosfera e da 
superfície até 727ºC 
Cauterização dos 
continentes 
Médio 
R> 10 km 
O maior asteroide 
próximo a Terra 
65 x 10
6
 
Incêndios, poeira, 
escuridão, 
mudanças químicas 
nos oceanos e 
atmosfera, grande 
oscilação de 
temperatura 
Extinção de 
metade da 
espécie, o evento 
levou a extinção 
dos dinossauros 
Pequeno 
R> 1 km 
Tamanho de 500 
asteroides próximos 
da Terra 
300.000 
Suspensão de 
poeira em toda a 
atmosfera durante 
meses 
Interrupção da 
fotossíntese, 
indivíduos 
morrem, mas 
poucas espécies 
são extintas, 
ameaça a 
civilização 
Mito pequeno 
R> 100 m 
Evento de Tunguska 
(Sibéria) 
1908 
Derrubou arvores 
num rastro de 
dezenas de km 
Manchetes de 
jornais 
 
 17 
1.6. A TERRA COMO UM SISTEMA DE COMPONENTES INTERATIVOS 
Embora a Terra tenha se esfriado desde seu início ardente, ela continua 
um planeta inquieto, mudando continuamente por meio de atividades geológicas, 
tais como terremotos, vulcões e glaciações. Essas atividades são governadas por 
dois mecanismos térmicos: um interno e o outro externo. Mecanismos de tal tipo 
como, por exemplo, o motor a gasolina de um automóvel- transformam calor em 
movimento mecânico ou trabalho. O mecanismo interno da Terra é governado 
pela energia térmica aprisionada durante a origem cataclísmica do planeta e 
gerada pela radioatividade em seus níveis mais profundos. O calor interior 
controla os movimentos no manto e no núcleo, suprindo energia para fundir 
rochas, mover continentes e soerguer montanhas. O mecanismo externo da Terra 
é controlado pela energia solar - calor da superfície terrestre proveniente do Sol. 
O calor do Sol energiza a atmosfera e os oceanos e é responsável pelo nosso 
clima e tempo. Chuva, vento e gelo erodem montanhas e modelam a paisagem e, 
por sua vez, a forma da superfície muda o clima. 
Todas as partes do nosso planeta e todas suas interações, tomadas juntas, 
constituem o sistema Terra. Embora os cientistas da Terra pensem já há algum 
tempo em termos de sistemas naturais, foi apenas nas últimas décadas do século 
XX que eles dispuseram de equipamentos adequados para investigar como o 
sistema Terra realmente funciona. Dentre os principais avanços, estão as redes 
de instrumentos e satélites orbitantes de coleta de informações do Sistema Terra 
numa escala global e o uso de computadores eletrônicos com potência suficiente 
para calcular a massa e a energia transferidas dentro do sistema. 
A Terra é um sistema aberto, no sentido de que troca massa e energia com 
o restante do cosmos. A energia radiante do Sol energiza o intemperismo e a 
erosão da superfície terrestre, bem como o crescimento das plantas, as quais 
servem de alimento a muitos outros seres vivos. Nosso clima é controlado pelo 
balanço entre a energia solar que chega até o sistema Terra e a energia que o 
planeta irradia de volta para o espaço. As transferências de massa entre a Terra e 
o espaço decresceram marcadamente depois do período de Bombardeamento 
Pesado, mas ainda desempenham um papel ativo no sistema Terra – é só 
perguntar aos dinossauros. 
 18 
 
 
Figura 8. Principais componentes e subsistemas do sistema Terra. As interações entre os componentes são 
governadas pela energia do Sol e do interior do planeta e organizadas em três geossistemas globais: o sistema do 
clima, o sistema das placas tectônicas e o sistema geodínamo 
 
1.6.1. O sistema do clima 
Tempo é o termo que usamos para descrever a temperatura, a 
precipitação, a nebulosidade e os ventos observados num ponto da superfície 
terrestre. Todos sabem o quanto o tempo pode ser variável - quente e chuvoso 
num dia, frio e seco no outro -, dependendo dos movimentos de sistemas de 
tempestades, frentes frias e quentes e outras mudanças rápidas dos distúrbios 
atmosféricos. Como a atmosfera é muito complexa, mesmo os melhores 
meteorologistas têm dificuldades em prever o tempo com antecedência de mais 
1 
2 3 
4 
5 6 
 19 
de quatro ou cinco dias. Entretanto, podemos inferir como ele será, em termos 
gerais, num futuro bem mais distante, pois o tempo predominante é governado 
principalmente pelas variações do influxo de energia solar nos ciclos sazonais e 
diários: verões são quentes e invernos, frios; dias são quentes e noite, mais 
frescas. O clima é a descrição desses ciclos de tempo em termos das médias de 
temperatura e outras variáveis obtidas durante muitos anos de observação. Além 
dos valores médios, uma descrição completa do clima também inclui medidas de 
quanto tem sido a variação do tempo meteorológico, tais como as temperaturas 
mais altas ou mais baixasjá registradas num certo dia. 
O sistema do clima inclui todas as propriedades e interações dos 
componentes dentro do sistema Terra necessárias para determinar o clima numa 
escala global e descobrir como ele muda com o tempo. O problema é 
incrivelmente complicado porque o clima não é apenas o comportamento da 
atmosfera sozinha. Ele é sensível a muitos outros processos envolvendo a 
hidrosfera, a biosfera e a Terra sólida (ver Figura panorâmica 8). Para entender 
essas interações, os cientistas elaboram modelos numéricos - sistemas climáticos 
virtuais - em supercomputadores e comparam os resultados de suas simulações 
com os dados observados. (Em março de 2002, o Japão anunciou o maior e mais 
rápido computador do mundo, o Simulador da Terra - Earth Simulator -, dedicado 
à modelagem do clima terrestre e outros geossistemas). 
 
1.6.2. O sistema das placas tectônicas 
Alguns dos mais dramáticos eventos geológicos do planeta erupções 
vulcânicas e tenemotos, por exemplo - também resultam de interações dentro do 
sistema Terra. Esses fenômenos são controlados pelo calor interno do globo, que 
escapa por meio da circulação de material no manto sólido, em um processo 
conhecido como convecção. 
Vimos que a Terra é quimicamente zoneada: sua crosta, manto e núcleo 
são camadas quimicamente distintas que se segregaram durante a diferenciação 
primordial. A Terra é também zoneada pela reologia, ou seja, pelos diferentes 
comportamentos materiais que apresenta ao resistir à deformação. Por sua vez, a 
deformação do material depende da composição química (tijolos são frágeis; 
barras de sabão, dúcteis) e da temperatura (cera fria é frágil; cera quente, dúctil). 
De certa forma, a parte externa da Terra sólida comporta-se como uma bola de 
 20 
cera quente. O resfriamento da superfície torna frágil a casca mais externa ou 
litosfera (do grego lithos, "pedra"), a qual envolve uma quente e dúctil 
astenosfera (do grego asthenes, "fraqueza"). A litosfera inclui a crosta e o topo 
do manto até uma profundidade média de cerca de 100 km. Quando submetida a 
uma força, a litosfera tende a se comportar como uma casca rígida e frágil, 
enquanto a astenosfera sotoposta flui como um sólido moldável ou dúctil. 
De acordo com a notável teoria da tectônica de placas, a litosfera não é 
uma casca contínua; ela é quebrada em 12 grandes "placas" que se movem 
sobre a superfície terrestre com taxas de alguns centímetros por ano. Cada placa 
atua como uma unidade rígida distinta que se move sobre a astenosfera, a qual 
também está em movimento. Ao formar uma placa, a litosfera pode ter uma 
espessura de apenas alguns quilômetros nas áreas com atividade vulcânica e, 
talvez, de até 200 km ou mais nas regiões mais antigas e frias dos continentes. 
As descobertas das placas tectônicas na década de 1960 forneceu aos cientistas 
a primeira teoria unificada para explicar a distribuição mundial dos terremotos e 
dos vulcões, a deriva dos continentes, o soerguimento de montanhas e muitos 
outros fenômenos geológicos. 
Por que as placas se movem na superfície terrestre ao invés de se fixarem 
completamente numa casca rígida? As forças que empurram e arrastam as 
placas ao redor da superfície originam-se do motor térmico do manto sólido da 
Terra, o qual causa convecção. Em termos gerais, a convecção é um mecanismo 
de transferência de energia e de massa no qual o material aquecido ascende e o 
resfriado afunda. 
A convecção pode ocorrer em qualquer material que flui, seja um fluido ou 
um sólido dúctil, quando é aquecido na base e resfriado no topo. A matéria quente 
da base sobe sob a força do empuxo, pois se tornou menos densa que a matéria 
que está sobre ela no topo. Quando alcança a superfície, ela perde calor e esfria 
a partir do que se move lateralmente e se torna mais densa. No momento em que 
adquire mais densidade que o material subjacente, ela afunda pela atração da 
gravidade, como ilustrado na Figura 9. A circulação continuará durante o tempo 
necessário para que o calor existente no interior seja transferido para a superfície 
fria. 
O movimento das placas é a manifestação superficial da convecção do 
manto e nos referimos a todo esse sistema como o sistema das placas 
 21 
tectônicas. Controlado pelo calor interno da Terra, o material quente do manto 
sobe onde as placas se separam, e então começa a endurecer a litosfera. À 
medida que se move para longe desse limite divergente, a litosfera esfria e torna-
se mais rígida. Porém, ela pode eventualmente afundar na astenosfera e arrastar 
material de volta para o manto, nos bordos onde as placas convergem (Figura 9). 
Assim como no sistema do clima (que envolve uma ampla variedade de 
processos convectivos na atmosfera e nos oceanos), os cientistas estudam as 
placas tectônicas usando simulações computadorizadas para representar o que 
pensam ser os mais importantes componentes e interações. Eles revisam os 
modelos cujas implicações estão em desacordo com os dados reais. 
 
Figura 9. A água fervendo é um exemplo familiar da convecção. (b) Uma visão simplificada das correntes de 
convecção no interior da Terra. 
 
1.6.3. A evolução da vida 
Todos os o organismos vivos e a matéria orgânica que produzem, 
considerados como uma coisa só constituem a biosfera (do grego bios, "vida") da 
Terra. A evolução da vida envolveu interações complexas entre biosfera, 
atmosfera, hidrosfera e litosfera. 
O inicio da vida, há pouco mais de 4 bilhões de anos, a atmosfera e a 
hidrosfera primitivas da Terra já tinham se formado. Gases leves, como o 
hidrogênio, escaparam para o espaço, deixando para trás gases mais pesados, 
como vapor d' água, dióxido de carbono e dióxido de enxofre. Essa atmosfera 
primitiva permitiu que quase todos os componentes da luz solar alcançassem a 
superfície terrestre - incluindo os raios ultravioleta (UV), dos quais são danosos 
para a vida. Na mesma época, havia dióxido de carbono e vapor d'água suficiente 
para aprisionar o calor que se irradiava da superfície, mantendo a Terra quente. 
 22 
Esse fenômeno é conhecido como efeito estufa, pois guarda analogia com o 
aquecimento de uma estufa, onde o vidro deixa a luz passar, enquanto pouco 
calor consegue sair. 
De algum modo, a vida iniciou no efeito estufa da Terra, apesar da intensa 
radiação UV e da atmosfera hostil, pobre em oxigênio. Evidências diretas, embora 
atualmente questionadas, residem na preservação dos primeiros fósseis (traços 
de organismos da época geológicas passadas preservados na crosta). Fosseis de 
bactérias primitivas foram encontrados em rochas datadas de 3,5 bilhões de anos. 
Uma linha de evidências mais efetiva, embora indireta, é fornecida pela 
composição da matéria orgânica preservada nas rochas dessa idade. Esses 
remanescentes químicos dos organismos antigos estão rapidamente 
ultrapassando a evidência fóssil como sendo a principal base para o 
entendimento da evolução primitiva da vida na Terra. 
Há uma forte probabilidade, entretanto, de que a vida tenha originado-se 
em época anterior, talvez há 4 bilhões de anos ou mesmo antes. O primeiro 
degrau até a evolução da bactéria primitiva é pensado como sendo a reunião de 
grandes moléculas de gases, como o metano e a amônia. A energia para essas 
transformações foi suprida pela forte radiação UV. Esse degrau tem sido 
explorado em muitos experimentos químicos que mostram como esses diversos 
tijolos fundamentais da vida poderiam ter se formado. De alguma maneira, essas 
moléculas orgânicas agregaram-se e formaram sistemas capazes de crescer e 
metabolizar. Esses sistemas não eram propriamente a vida, pois não se 
reproduziam, de sorte que são chamados de protovida. Alguns cientistasargumentam que a protovida foi concentrada em nascentes quentes alimentadas 
por vulcões no assoalho do oceano. 
O próximo degrau critico foi o desenvolvimento da primeira molécula 
verdadeiramente auto-replicável: o ácido ribonucleico (RNA). Essa molécula com 
uma única cadeia de nucleotídeos - assim como seu primo com duas cadeias, o 
ácido desoxirribonucleico (DNA) - é envolvida intimamente no processo de auto-
replicação. O “mundo do RNA" foi transitório e logo evoluiu para o "mundo do 
DNA", mais complexo, o qual caracterizou a biosfera pelo resto da história 
geológica. 
Nem todos os cientistas aprovam essas hipóteses. Poucos deles acreditam 
que o impacto de cometas trouxe para a Terra não apenas os gases da atmosfera 
 23 
e os oceanos, mas também a própria vida. De acordo com essa visão, a vida na 
Terra iniciou quando cometas caíram - bolas de gelo e gases congelados – e 
"colonizaram" o planeta. Um cientista propôs que o constante bombardeamento 
da Terra nesses tempos iniciais pode muito bem ter destruído a vida logo depois 
que ela fora sintetizada. Se isso de fato ocorreu, a vida teria reiniciado diversas 
vezes. 
Esses estágios primitivos da origem da vida, provavelmente, não afetaram 
de modo importante a atmosfera, a qual permaneceu composta dominantemente 
por nitrogênio e dióxido de carbono. 
O oxigênio torna-se o principal gás da atmosfera. Os organismos 
primitivos devem ter fornecido quantidades relativamente pequenas de matéria 
orgânica produzida por processos químicos inorgânicos ou reciclada de outros 
organismos. A principal mudança ocorreu quando a vida evoluiu para fazer seu 
próprio alimento por meio da fotossíntese. Esse é o processo pelo qual as plantas 
e outros organismos verdes utilizam a clorofila (que os colore de verde) e a 
energia da luz solar para produzir carboidratos a partir do dióxido de carbono e da 
água. 
A evolução da fotossíntese no início da história geológica da Terra teve 
imensas consequências. Um produto derivado da fotossíntese é o oxigênio (O2). 
À medida que a matéria orgânica da vida fotossintética era soterrada, o carbono 
era removido da atmosfera e o oxigênio, acumulado. A partir das evidências 
fósseis, parece que processos semelhantes ocorreram há 2,5 bilhões de anos. Os 
geólogos encontraram rochas de ferro bandeado muito antigas, com idade de 2,5 
bilhões de anos, que foram oxidadas ("enferrujadas") durante sua formação, 
indicando que havia mais oxigênio na atmosfera naquele tempo. O aumento para 
os atuais níveis de oxigênio atmosférico é agora pensado como o resultado de 
uma série de etapas crescentes ocorridas num período de tempo de pelo menos 2 
bilhões de anos . 
Quando as moléculas de oxigênio atmosférico difundiram-se para a 
estratosfera (atmosfera superior), foram transformadas pela radiação solar em 
ozônio (O3) criando uma camada estratosférica de ozônio. A camada de ozônio 
absorve certas porções de radiação UV antes que atinjam a superfície, onde 
poderiam prejudicar e causar mutações nas células de animais e plantas. Sem 
esse escudo protetor, a vida não teria florescido na Terra. 
 24 
O "Big Bang" biológico. Comparada com a vida atual, a vida no início da 
Terra era uma coisa primitiva, consistindo basicamente em pequenos organismos 
unicelulares que flutuavam próximo à superfície dos oceanos ou viviam no fundo 
dos mares. Entre 1 e 2 bilhões de anos atrás, a vida tomou-se multicelular, 
quando algas e algas marinhas foram originadas. Então, por razões não muito 
bem entendidas, os primeiros animais entraram em cena há cerca de 600 milhões 
de anos, evoluindo numa sequência de ondas. A primeira onda produziu formas 
simples, semelhantes a águas-vivas e a samambaias com corpos leves, bem 
como seres de corpo duro com formas lembrando taças de vinho com buracos 
(Figura 10). Muito rapidamente foram extintas, embora poucas possam ter servido 
como protótipos para uma segunda onda, a qual constituiu a maior diversificação 
de novas formas de vida na história da Terra. 
 
Figura 10. Os fósseis que registram a explosão do Cambriano incluem fósseis calcificados do Pré-Cambriano 
(esquerda), que foram os primeiros organismos a utilizar caleita na produção da concha. Eles foram extintos no limite 
Pré-Cambriano-Cambriano, junto com outros organismos, e abriram caminho para outro estranho grupo de novos 
organismos, incluindo o Hallucigenia (centro) e os mais familiares trilobitas (direita). Esses dois últimos formaram 
carapaças frágeis de material orgânico similar às unhas 
 
Num breve período iniciado há 543 milhões de anos e, provavelmente, com 
uma duração menor que 10 milhões de anos, oito ramos (filas) inteiramente novos 
do reino animal foram estabelecidos, incluindo os ancestrais de quase todos os 
animais que conhecemos hoje. Formas mais familiares incluem vermes terrestres 
 25 
e seus correlativos marinhos, estrelas-do-mar e bolachas-da-praia,12 moluscos, 
insetos, crustáceos e os cordados que, finalmente, evoluíram para os animais 
superiores (inclusive nós). Outros tipos de animais, agora extintos, tais como os 
trilobitas, com sua aparência primitiva (ver Figura 10), também passaram a existir. 
Foi durante essa explosão evolutiva, às vezes refelida como "Big Bang" ("grande 
explosão") da biologia, que animais cujo corpo continha partes duras e ricas em 
cálcio deixaram pela primeira vez carcaças fósseis no registro geológico. 
Extinções em massa por eventos extremos. Embora a evolução 
biológica seja comumente vista como um processo muito lento, as tendências 
evolutivas mais amplas foram frequentemente pontuadas por breves períodos de 
mudança rápida. Um primeiro exemplo notável é o da explosão evolutiva que 
acabamos de descrever. Igualmente espetaculares foram as extinções em massa 
durante as quais muitos tipos de animais e plantas desapareceram subitamente 
do registro geológico. Cinco dessas imensas reviravoltas estão indicadas na 
Figura 9. A última, já discutida neste capítulo, foi causada pelo impacto de um 
grande bólido há 65 milhões de anos. Esse evento extremo encerrou a Idade dos 
Dinossauros. 
As causas das outras extinções ainda estão sendo debatidas. Além do 
impacto de bólidos, os cientistas têm proposto outros tipos de eventos extremos, 
como variações climáticas rápidas ocasionadas por glaciações e enormes 
erupções de material vulcânico. As evidências são frequentemente ambíguas ou 
inconsistentes. Por exemplo, o maior evento de extinção de todos os tempos 
ocorreu há cerca de 250 milhões de anos, varrendo 95% de todas as espécies. 
Um impacto de um bólido tem sido proposto por alguns investigadores, mas o 
registro geológico mostra que as capas de gelo se expandiram nessa época e que 
houve mudança da composição química da água do mar, o que seria consistente 
com uma grande crise climática. Simultaneamente, uma enorme erupção 
vulcânica cobriu uma área na Sibéria com quase a metade do tamanho dos 
Estados Unidos, com 2 ou 3 milhões de quilômetros cúbicos de lava. Essa 
extinção em massa foi batizada de "Assassino do Expresso Oriente", pois existem 
suspeitos! 
 
 26 
CAPÍTULO 2. MINERAIS. CONSTITUINTES BÁSICOS DAS 
ROCHAS 
Os minerais são os constituintes básicos das rochas: na maioria dos 
casos, com ferramentas apropriadas, pode-se separar cada um dos minerais que 
as constituem. 
Poucos tipos de rochas, como os calcários, contêm apenas um mineral 
(nesse caso, a calcita). Outros tipos, como o granito, são constituídos de vários 
minerais diferentes. Para identificar e classificar os diversos tipos de rochas que 
compõem a Terra e entender como se formaram, devemos conhecer os minerais. 
Os geólogos definem um mineral como uma substânciade ocorrência 
natural, sólida, cristalina, geralmente inorgânica, com uma composição química 
específica. Os minerais são homogêneos: não podem ser divididos, por meios 
mecânicos, em componentes menores. Vamos examinar detalhadamente a seguir 
cada parte da nossa definição de mineral. 
De ocorrência natural... Para ser qualificada como um mineral, uma 
substância deve ser encontrada na natureza. Os diamantes que são retirados das 
minas da África do Sul são minerais. Os exemplares sintéticos, produzidos em 
laboratórios industriais, não são considerados minerais, nem os milhares de 
produtos inventados pelos químicos. 
Substância sólida cristalina ... Os minerais são substâncias sólidas - 
não são líquidos nem gases. Quando dizemos que um mineral é cristalino, 
queremos nos referir ao fato de que as minúsculas partículas de matéria, ou 
átomos, que o compõem estão dispostas em um arranjo tridimensional ordenado 
e repetitivo. Os materiais sólidos que não têm um arranjo ordenado desse tipo são 
considerados vítreos ou amorfos (sem forma) e por convenção não são 
considerados minerais. O vidro de janela é amorfo, como também alguns vidros 
naturais formados durante as erupções vulcânicas. 
Geralmente inorgânico... Os minerais são definidos como substâncias 
inorgânicas, excluindo assim os materiais orgânicos que formam os corpos das 
plantas e dos animais. A matéria orgânica é composta de carbono orgânico, que é 
a forma de carbono encontrada em todos os organismos vivos ou mortos. A 
vegetação em decomposição em um pântano pode ser transformada, por 
processos geológicos, em carvão, que também é feito de carbono orgânico, mas, 
 27 
embora forme depósitos naturais, o carvão não é tradicionalmente considerado 
um mineral. Muitos minerais são, entretanto, secretados por organismos. Um 
desses minerais, a calcita (Figura 11), forma as conchas de ostras e de muitos 
outros organismos e contém carbono inorgânico. A calcita dessas conchas, que 
constitui a parte principal de muitos calcários, satisfaz a definição de mineral, por 
ser inorgânica e cristalina. 
 
Figura 11. O mineral calcita é encontrado nas conchas de muitos organismos, como os foraminíferos. 
 
...Com uma composição química específica A chave para entendermos 
a composição dos materiais que formam a Terra reside em conhecer como os 
elementos químicos estão organizados nos minerais. O que torna cada mineral 
único é a sua composição química e a forma como estão dispostos os átomos na 
sua estrutura interna. A composição química de um mineral, dentro de limites 
definidos, tanto pode ser fixa como variável. O quartzo, por exemplo, tem uma 
proporção fixa de quatro átomos de oxigênio para um de silício. Essa proporção 
nunca muda, embora o quartzo possa ser encontrado em muitos tipos de rochas. 
Os componentes da olivina - ferro, magnésio e silício sempre ocorrem em uma 
proporção fixa. Embora a razão entre o número de átomos de ferro e magnésio 
possa variar, a proporção entre a soma dos mesmos e o total de átomos de silício 
sempre permanece constante. 
 
2.1. A ESTRUTURA ATOMICA DA MATÉRIA 
Os dicionários modernos listam muitos significados para a palavra átomo 
e seus derivativos. Uma das primeiras definições encontradas é "...algo 
considerado como a menor parte possível de qualquer material". Para os gregos 
antigos, átomo significava "indivisível". John Dalton (1766-1844), um químico 
 28 
inglês, considerado o pai da teoria atômica moderna, propôs que os átomos 
fossem partículas de matéria de vários tipos, tão pequenas que não poderiam ser 
vistas com qualquer microscópio e tão universais que comporiam todas as 
substâncias. Em 1805, Dalton formulou a hipótese de que cada elemento químico 
consiste em diferentes tipos de átomos, todos os átomos de um dado elemento 
químico são idênticos e os compostos químicos são formados por várias 
combinações de átomos de diferentes elementos em proporções definidas. 
No início do século XX, os físicos, químicos e mineralogistas, trabalhando 
a partir das idéias de Dalton, conseguiram entender a estrutura da matéria de 
uma forma muito próxima daquela aceita atualmente. Sabemos hoje que um 
átomo é a menor parte de um elemento que conserva as propriedades físicas e 
químicas deste. Também sabemos que os átomos são as menores unidades de 
matéria que se combinam nas reações químicas e que os próprios átomos são 
divisíveis em unidades ainda menores. 
 
2.1.1. A estrutura de um átomo 
O conhecimento da estrutura dos átomos permite-nos predizer como os 
elementos químicos irão reagir uns com os outros, formando novas estruturas 
cristalinas. 
 29 
 
Figura 12. Estrutura eletrônica do átomo de carbono (carbono-12). Os elétrons, cada um com carga -1, são 
representados como uma nuvem carregada negativamente, que circunda o núcleo; este contém seis prótons, cada 
qual com carga +1, e seis nêutrons, cada qual com carga +1, e seis nêutrons, cada qual com carga zero. No desenho, o 
tamanho do núcleo está representado numa escala muito exagerada em relação ao da nuvem eletrônica, sendo, na 
realidade, muito menor. 
 
Elétrons Circundando o núcleo há uma nuvem de partículas em 
movimento, os elétrons, cada qual com uma massa tão pequena que, por 
convenção, é considerada de valor zero. Cada elétron tem uma carga elétrica -1. 
O número de prótons de qualquer átomo é balanceado pelo mesmo número de 
elétrons da nuvem que circunda o núcleo; portanto, um átomo é eletricamente 
neutro. Assim, o núcleo de um átomo de carbono é circundado por seis elétrons 
(ver Figura 12). 
 
2.1.2. Número atômico e massa atômica 
O número de prótons do núcleo de um átomo é chamado número 
atômico. Como todos os átomos de um mesmo elemento tem igual número de 
prótons, então, eles também têm o mesmo número atômico. Todos os átomos 
com seis prótons, por exemplo, são átomos de carbono (número atômico 6). De 
fato, o número atômico de um elemento pode nos dizer tantas coisas sobre o seu 
O núcleo: prótons e 
nêutrons No centro de cada átomo 
há um núcleo denso, no qual está 
contida virtualmente toda a massa 
do átomo, e que é composto de dois 
tipos de partículas: prótons e 
nêutrons (Figura 12). O próton tem 
uma carga elétrica positiva +1. O 
nêutron é eletricamente neutro - isto 
é, sem carga. Os átomos de um 
mesmo elemento químico podem ter 
diferentes números de nêutrons, 
mas o número de prótons não varia. 
Por exemplo, todos os átomos de 
carbono têm seis prótons. 
 30 
comportamento, que a tabela periódica foi organizada de acordo com esse 
número (Figura 13). Por exemplo, os elementos de uma mesma coluna, tais como 
carbono e silício, tendem a reagir de forma similar. 
 
Figura 13. A tabela periódica organiza os elementos em ordem crescente de número atômico (nas linhas, da esquerda 
para a direita), Os elementos de particular importância geológica estão realçados. 
A massa atômica de um elemento é a soma das massas de seus prótons 
e nêutrons. (Os elétrons, por terem uma massa muito pequena, não são incluídos 
nessa soma.) Embora o número de prótons seja constante, os átomos de um 
mesmo elemento químico podem ter diferentes números de nêutrons e, portanto, 
diferentes massas atômicas. Esses vários tipos de átomos são chamados de 
isótopos. Todos os isótopos do elemento carbono, por exemplo, têm seis prótons, 
podendo ter 6, 7 e 8 nêutrons, cujas massas atômicas serão, portanto, 12, 13 e 
14, respectivamente. 
Na natureza, os elementos químicos existem como misturas de isótopos 
e, assim, suas massas atômicas nunca são números inteiros. A massa atômica do 
carbono, por exemplo, é 12,011. É próxima a 12, porque o isótopo carbono-12é, 
de longe, muito mais abundante. A abundância relativa entre os diferentes 
isótopos de um elemento na Terra é determinada por processos específicos que 
causam o aumento da quantidade de alguns isótopos em relação aos outros. A 
 31 
maior abundância do carbono 12, por exemplo, é favorecida por algumas reações, 
tais como a fotossíntese, nas quais os compostos de carbono orgânico são 
produzidos a partir de compostos de carbono inorgânico. 
 
2.1.3. Reações químicas 
A estrutura de um átomo determina suas reações químicas com os 
demais. As reações químicas são interações entre átomos de dois ou mais 
elementos químicos em certas proporções fixas, produzindo novas substâncias 
químicas - os compostos químicos. Por exemplo, quando dois átomos de 
hidrogênio combinam-se com um de oxigênio, formam um novo composto 
químico que chamamos de água (H2O). As propriedades de um composto químico 
formado no decorrer de uma reação podem ser inteiramente diferentes daquelas 
dos seus elementos constituintes. Por exemplo, quando um átomo de sódio, um 
metal, combina-se com um átomo de cloro, um gás nocivo, forma-se o composto 
químico cloreto de sódio, mais conhecido como sal de cozinha. Representa-se 
esse composto pela fórmula química NaCl, na qual o símbolo Na refere-se ao 
elemento sódio e o Cl, ao cloro (a cada elemento químico foi atribuído um símbolo 
próprio, que se usa à maneira de uma notação taquigráfica, para escrever 
fórmulas e equações químicas). 
Os compostos químicos, tais como os minerais, são formados por 
transferências de elétrons entre os átomos reagentes ou por 
compartilhamento de elétrons entre eles. Na reação entre os átomos de sódio 
(Na) e de cloro (CI), para formar cloreto de sódio (NaCI), o átomo de sódio perde 
um elétron, que é transferido para o cloro (Figura 14), Como o átomo de cloro 
recebeu um elétron com carga negativa, ficou agora carregado negativamente (Cl-
), Da mesma forma, a perda de um elétron dá ao sódio uma carga positiva (Na+). 
O composto NaCI permanece eletricamente neutro, pois a carga positiva do Na+ é 
exatamente balanceada pela carga negativa do Cl-. Um íon carregado 
positivamente é denominado de cátion, e um íon carregado negativamente é 
chamado de ânion. 
 32 
 
Figura 14. O sal de cozinha, NaCI, é formado pela reação entre átomos de cloro e de sódio 
 
Os átomos que não reagem por meio de perdas ou ganhos de elétrons 
combinam-se quimicamente por compartilhamento de elétrons. O carbono e o 
silício, dois dos mais abundantes elementos da crosta terrestre, tendem a formar 
compostos por meio de compartilhamento de elétrons. O diamante é um 
composto formado inteiramente por átomos de carbono que compartilham 
elétrons entre si (Figura 15). 
 
2.1.4. Ligações químicas 
Os íons ou átomos de elementos que formam os compostos são mantidos 
juntos por forças de atração entre elétrons e prótons, que chamamos de ligações 
químicas. As atrações químicas entre elétrons compartilhados ou elétrons cedidos 
ou ganhos podem ser fortes ou fracas e as ligações criadas por essas atrações 
podem ser consequentemente fortes ou fracas. As ligações fortes impedem que a 
substância decomponha-se quimicamente nos seus elementos constituintes ou 
em outros compostos. Elas também tornam os minerais duros e impedem que 
eles se quebrem ou se dividam em partes. Existem dois principais tipos de 
ligações nos minerais que formam as rochas: as ligações iônicas e as covalentes. 
 
 33 
 
Figura 15. O compartilhamento de elétrons no diamante. O mineral diamante é composto por um único elemento, o 
carbono. Cada átomo de carbono compartilha seus quatro elétrons com quatro átomos de carbono adjacentes. 
 
2.1.5. Ligações iônicas 
A forma mais simples de ligação química é a ligação iônica. As ligações 
desse tipo formam-se pela atração elétrica entre íons de cargas opostas, como o 
Na+ e o Cl- no cloreto de sódio (ver Figura 14). Essa atração é exatamente do 
mesmo tipo da eletricidade estática que faz com que as roupas de náilon ou de 
seda fiquem grudadas ao nosso corpo. A força de uma ligação iônica diminui 
muito à medida que a distância entre os íons aumenta e é mais forte se as cargas 
elétricas destes forem maiores. As ligações iônicas são predominantes nas 
estruturas cristalinas: cerca de 90% de todos os minerais são compostos 
essencialmente iônicos. 
 
2.1.6. Ligações covalentes 
Os elementos que não ganham nem perdem elétrons facilmente para 
formar íons e que, ao invés disso, formam compostos por compartilhamento 
eletrônico ligam-se uns aos outros por meio de ligações covalentes, que são, em 
geral, mais fortes que as ligações iônicas. Um exemplo de mineral com estrutura 
cristalina ligada por meio de covalência é o diamante, que se compõe unicamente 
do elemento carbono. Os átomos de carbono têm quatro elétrons na camada de 
valência e adquirem mais quatro por compartilhamento. No diamante, cada átomo 
 34 
de carbono (nesse caso, não se trata de íon) é circundado por quatro outros 
átomos, dispostos segundo um tetraedro regular, ou seja, uma forma piramidal de 
quatro faces triangulares (ver Figura 15). Nessa configuração, cada átomo de 
carbono compartilha um elétron com cada um de seus átomos vizinhos, o que 
resulta em uma configuração muito estável. A Figura 5 mostra um retículo 
formado por tetraedros de carbono ligados entre si. 
Os átomos de elementos metálicos, que têm forte tendência de perder 
elétrons, são empacotados como se fossem cátions e os elétrons, que 
permanecem livres para mover-se, são compartilhados e ficam dispersos entre os 
íons. Esse compartilhamento de elétrons livres resulta em um tipo de ligação 
covalente chamada de ligação metálica, que ocorre em poucos minerais, entre 
eles, o cobre metálico e alguns sulfetos. 
As ligações químicas de alguns minerais têm caráter intermediário entre 
ligações puramente iônicas e puramente covalentes, pois alguns elétrons são 
trocados, enquanto outros são compartilhados. 
 
2.2. A ESTRUTURA ATÓMICA DOS MINERAIS 
Os minerais podem ser estudados segundo dois pontos de vista 
complementares: como cristais (ou grãos) que podem ser vistos a olho nu, ou 
como agrupamentos de átomos submicroscópicos organizados segundo um 
arranjo tridimensional ordenado. De agora em diante, vamos estudar em detalhe 
as formas ordenadas que caracterizam a estrutura dos minerais e as condições 
em que são formados. 
2.2.1. Como se formam os minerais? 
Os minerais formam-se pelo processo de cristalização, que é o 
crescimento de um sólido a partir de um gás ou líquido cujos átomos constituintes 
agrupam-se segundo proporções químicas e arranjos cristalinos adequados 
(lembre-se de que os átomos dos minerais são organizados segundo um arranjo 
tridimensional ordenado). Um exemplo de cristalização e estrutura cristalina são 
as ligações de átomos de carbono do diamante, que é um mineral constituído por 
ligações covalentes. Os átomos de carbono juntam-se em tetraedros, cada qual 
ligado a outros, constituindo uma estrutura tridimensional regular a partir de um 
grande número de átomos. À medida que o cristal de diamante cresce, estende 
sua estrutura tetraédrica em todas as direções, sempre adicionando novos 
 35 
átomos e seguindo um arranjo geométrico próprio. Os diamantes podem ser 
sintetizados em altas temperaturas e pressões, que reproduzem as condições do 
manto terrestre. 
Os íons sódio e cloreto, que constituem o cloreto de sódio, minerais cujas 
ligações são iônicas, também cristalizam segundo um arranjo tridimensional 
ordenado. Na Figura 16a, podemos ver como é a geometria desse agrupamento, 
onde cada íon de um elemento é circundado