Apostila de Gênese do Solo

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UNIVERSIDADE FEDERAL DE CAMPINA GRANDE 
CENTRO DE CIÊNCIAS E TECNOLOGIA AGROALIMENTAR 
UNIDADE ACADÊMICA DE CIÊNCIAS AGRÁRIAS 
 
 
 
FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA E 
PEDOLOGIA 
(Material em fase de elaboração) 
 
Notas de aula para o Curso de Agronomia do CCTA/UFCG 
 
 
 
 
Josinaldo Lopes Araujo Rocha 
(Organizador) 
Pombal, maio de 2014 
 
 
2 
 
SUMÁRIO 
UNIDADE I- FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA GERAL..................................... 4 
1. A origem do universo....................................................................................... 4 
2. TERRA: ORIGEM, CARACTERÍSTICAS E HISTÓRIA................................... 6 
2.1 Evolução do planeta Terra............................................................................. 6 
2.2 Características do globo terrestre.................................................................. 8 
2.3 Eras geológicas............................................................................................. 11 
2.4 Datação absoluta .......................................................................................... 18 
3 DINÂMICA INTERNA DA TERRA..................................................................... 20 
3.1 Evolução dos conceitos................................................................................. 20 
UNIDADE II- MINERAIS E ROCHAS 25 
1. MINERAIS 25 
1.1 Definição 25 
1.2 Conceitos relacionados 26 
1.3 Importância 26 
1.4 Sistemas cristalinos 26 
1.5 Origem dos minerais 27 
1.6 Características físicas dos minerais 28 
1.7 Polimorfismo e isomorfismo 31 
1.8 Classificação dos minerais quanto a constituição química 32 
1.8.1 Classificação dos minerais silicatados 33 
2. ROCHAS 37 
2.1 Classificação das rochas quanto á origem 37 
UNIDADE III- DINÂMICA EXTERNA DA TERRA E INTEMPERISMO 46 
1. PROCESSOS GEOLÓGICOS EXTERNOS 46 
1.1 Ação geológica das águas 46 
1.2 Ação geológica dos ventos 48 
1.3 Relação entre processos externos e internos 49 
2. INTEMPERISMO 49 
2.1 Intemperismo físico 50 
2.1.1 Intemperismo físico termal 50 
2.1.2 Intemperismo físico mecânico 51 
2.2 Intemperismo químico 53 
2.3 Intemperismo biológico 57 
UNIDADE IV: MINERAIS SECUNDÁRIOS 58 
1. MINERAIS SECUNDÁRIOS SILICATADOS 58 
1.1 Minerais 1:1 61 
1.2 Minerais 2:1 62 
2 ÓXIDOS DE Fe E DE Al 65 
UNIDADE V - FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 68 
1. BREVE HISTÓRICO 68 
2. OS FATORES DE FORMAÇÃO 69 
2.1 Material de origem 69 
2.2 Relevo 71 
2.3 Clima 72 
2.4 Organismos 73 
2.5 Tempo 74 
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
3 
 
UNIDADE VI- PROCESSOS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS 75 
1 PROCESSOS GERAIS 75 
1.1 Adição 75 
1.2 Remoção ou perda 76 
1.3 Translocação 76 
1.4 Transformação 76 
2 PROCESSOS ESPECÍFICOS 76 
2.1 Gleização 77 
2.2 Sulfetização 77 
2.3 Sulfurização 78 
2.4 Calcificação 78 
2.5 Salinização, sodificação e solodização 79 
2.6 Deposição eólica e deposição antrópica 80 
2.7 Pedoturbação 80 
2.8 Eluviação e Iluviação 81 
2.9 Latossolização 82 
2.10 Plintilização 83 
2.11 Coluviação 84 
2.12 Aluviação 85 
UNIDADE VII- MORFOLOGIA DO SOLO 86 
1.O PERFIL DO SOLO 86 
2. DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA DO PERFIL DO SOLO 90 
2.1 Aspectos gerais 90 
2.2 Escolha do local para a descrição do perfil 90 
2.3 Sequência para exame morfológico 90 
2.4 Descrição dos atributos morfológicos 91 
2.5 Identificação e nomenclatura dos horizontes 100 
BIBLIOGRAFIA CONSULTADA 104 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
Iuri Carvalho
Realce
4 
 
UNIDADE I- FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA GERAL 
1. A ORIGEM DO UNIVERSO 
Tudo começou com um pontinho de 1,6x10-35 m = ocorreu o fiat lux e a 
temperatura era cerca de 1032 K. Durante um milionésimo de segundo havia uma 
explosão, havia muita energia e não havia matéria. Dez segundos após a explosão 
começam a surgir os prótons, nêutrons e elétrons, um milésimo de segundos depois 
a temperatura caiu bastante, para 1,4x1010 K com essa queda de temperatura, parte 
da energia se transformou em matéria. Quase um minuto depois (100 seg.) a 
temperatura já estava a 1,5x109 K e começaram a surgir os átomos de hélio e 
hidrogênio, formou-se uma nuvem de poeira de cerca de 3x1010 m. Essa nuvem de 
poeira não era homogênea, com o passar do tempo essa nuvem foi se expandindo e 
se agregando em regiões específicas (esse estágio era mais ou menos 800.000 
anos após o BIG BANG) e formando pequenas nuvens de poeira que foram se 
aproximando em si mesmas e quanto mais próximas ficavam, mais elas atraiam os 
grãozinhos de areia que estavam a sua volta. A temperatura a 3000 K já era baixa o 
suficiente para permitir a formação da 1ª molécula de hidrogênio, o hélio por ser um 
gás nobre não se mistura, então já era uma nuvem de poeira com hélio e hidrogênio. 
Essas nuvens de poeira foram se juntando, ficando cada vez maior, até que chegou 
um ponto em que as partículas que estavam no interior (no centro) dessas nuvens e 
estavam frias começaram a se aquecer porque as outras partículas a sua volta 
impediram que seu calor fosse dissipado. À medida que elas foram se aquecendo e 
ultrapassando a marca de 107 K, o hidrogênio e o hélio começaram a se fundir, 
formando, então, vários outros elementos (resultados de calor e luz que escapa e 
como subprodutos têm-se cálcio, magnésio, potássio etc, até chegar ferro). Essa 
estrela à medida que vai queimando vai concentrando seus resíduos, seus 
elementos mais pesados no seu exterior e no interior vai queimando hidrogênio e 
hélio, ela queima hidrogênio e hélio e vai produzindo os outros elementos mais 
pesados (ex: ferro). Pouco a pouco esses elementos vão se concentrando na casca, 
do lado exterior da estrela. No momento em que o conteúdo de hidrogênio e hélio do 
centro da estrela acaba a estrela colapsa e o exterior “cai” para o interior. Quando 
isso acontece os elementos (mais pesados junto com um pouco de hidrogênio e 
hélio) que estavam no exterior da estrela e “caem” para o interior, ao encontrarem 
5 
 
ainda um resto da energia devida ao colapso interno da estrela ocorre uma explosão 
que recebe o nome de supernova. Essa súbita explosão faz com que os elementos 
ali presentes se combinem gerando novos elementos (até mais pesados que o 
ferro), a estrela morre, volta-se, então, para a poeira estelar, mas essa poeira é 
enriquecida com novos elementos. 
 O elemento mais comum no universo é o hidrogênio seguido do hélio na 
sequência os outros elementos aparecem de acordo com as seguintes “ordens”: 
elementos de (Z) nº atômico par são mais abundantes que os elementos de Z ímpar 
e à medida que aumenta o nº atômico a abundância do elemento diminui (qnt > o Z 
< a presença do elemento no universo). O Ferro é uma exceção à regra, uma 
anomalia, tendo em vista o seu peso atômico, sendo um dos elementos mais 
abundantes devido ao mesmo ser formado através da fusão do hidrogênio e do hélio 
no momento em que o núcleo da estrela se aquece devido a não conseguir dissipar 
o calor e ultrapassa a temperatura de 107 K (Figura 1). O ferro é o elemento mais 
pesado a ser produzido antes da estrela entrar em colapso e explodir, gerando, 
então, novos elementos. O Ferro é um elemento químico chave para o entendimento 
da gênese dos solos tropicais, e talvez o elemento mais importante pra gênese dos 
nossos solos é também o elemento mais abundante no universo tendo em vista o 
seu pesoatômico. 
 
 
Figura 1. Abundância relativa dos elementos químicos. 
6 
 
2. TERRA: ORIGEM, CARACTERÍSTICAS E HISTÓRIA 
2.1 Evolução da Terra 
A cerca de 5 bi de anos atrás uma supernova explodiu e tudo o que há em 
nós veio dessa supernova que deu origem ao Sistema Solar. Com a explosão dessa 
supernova foi gerada uma enorme quantidade de poeira, já contendo todos os 
elementos que existem. Essa poeira começou a se condensar em pontos de maior 
concentração e, à medida que a temperatura diminuía esses grãozinhos de poeira 
começaram a formar ligações químicas, essas partículas foram ficando cada vez 
maiores e à medida em que foram ganhando peso elas começaram a girar em torno 
da partícula de maior tamanho. Mantendo esse processo as partículas continuaram 
a agregar tamanho e começaram a ter a aparência de rochas. Essas rochas, por 
vezes, se chocavam e as vezes rompiam-se em vários pedaços que comumente 
ficavam no todo ou em parte juntos. Em um determinado ponto a maior de todas as 
partículas ficou tão grande e tão quente, ultrapassando a temperatura de 107 K e 
não teve mais a possibilidade de dissipar o calor do seu interior, começando, 
portanto, a queimar hidrogênio e hélio (fundiu hidrogênio e hélio originando o ferro) e 
a brilhar = Sol. O Sol brilhava e atingia as outras partículas que a essa altura já eram 
amontoados de rochas. O calor gerado pelo Sol fez com que aqueles elementos 
mais voláteis e gasosos fossem varridos (por aquecimento) da proximidade da 
estrela e os “planetas” próximos da estrela ficaram sendo conhecidos como 
“planetas” rochosos e os distantes como gasosos. (o calor do Sol fez com que os 
elementos mais voláteis fossem projetados para as zonas mais distantes do Sistema 
Solar) 
Os poucos meteoritos que ainda circulam no universo são parte da poeira 
estelar e estão a 5 bi de anos escapando da força gravitacional dos planetas, ou 
seja, os meteoritos representam as condições dos planetas antes dos mesmos 
serem formados. 
Mercúrio – Vênus – Terra – Marte – Cinturão de asteróides (planetésimos que nunca 
chegaram a acrear-se) – Júpiter – Saturno – Urano – Netuno – Plutão 
Lei de Titius-Bode = lei que define as distâncias dos planetas ao Sol. 
7 
 
d = 0,4 + 0,3 x 2n a distância da Terra ao Sol é definida como 1 UA (Unidade 
Astronômica = 15 x 106 Km), ou seja, n = 1 
A 4,5 bi de anos a Terra era um planeta frio e gelado que se formou pela 
acreção de vários planetésimos. A Terra era um amontoado de rochas, todas iguais, 
com 12.000 km de diâmetro. Como aconteceu com o Sol, aconteceu com a Terra, 
mas em menor proporção, ou seja, a temperatura não chegou nem perto de 107 K. 
As rochas centrais começaram a se aquecer, essas rochas eram formadas por 
vários elementos, urânio, tório, ferro, cálcio, magnésio, enfim, todos os elementos 
que existem hoje já existiam, e alguns deles são radioativos e, ao emitirem radiação, 
essa interagia com a rocha do lado e gerava calor. 
Quando o planetésimo é pequeno o calor se dissipa para a atmosfera, quando 
o planetésimo é grande o calor vai se concentrando até começar a derreter as 
rochas que estavam em volta. Como essas rochas eram formadas por vários 
elementos químicos ocorreu um fracionamento em função da densidade desses 
elementos. Os elementos químicos mais pesados ficaram no centro e os mais leves 
ficaram do lado externo. Alguns milhões de anos depois esse material que era 
homogêneo começou a ficar estratificado, dividindo-se em crosta, manto e núcleo. 
Possuindo um diâmetro de 6.000 km, a Terra tinha (tem) cerca de 2.900 km de 
núcleo, 3.000 km de manto e 100 km de crosta. Elementos mais leves em cima e 
mais pesados embaixo. 
 A Lua foi um planetésimo que se chocou com a Terra quando essa 
diferenciação estava começando, e “pegou” um pedaço da crosta e do manto de 
Terra. 
 Na crosta também ocorreu uma diferenciação e os elementos mais leves, 
representados por silício e alumínio (Sial = continentes) ficaram por cimas dos 
elementos mais pesados representados por silício e magnésio (Sima = “oceanos” 
rochas da crosta de maior densidade). Esse fracionamento (do Sial e do Sima) 
ocorreu antes da solidificação do material ficando, então, muito Sima com algumas 
protuberâncias de Sial. A crosta era sólida e o manto era fluído e quente e devido à 
crosta, o manto não conseguia dispersar o seu calor, começou a ocorrer no manto 
correntes de convecção, o calor da parte de baixo do manto forçou o mesmo a subir, 
chegando em cima ele desprendeu um pouco de calor e esfriou, voltando 
novamente para baixo (começando a circular). Como a crosta era muito fina e 
8 
 
devido a energia do movimento de convecção do manto a crosta começou a se 
rachar (fraturar) e consequentemente a se movimentar carregada pelo manto, 
afastando-se em alguns pontos e colidindo em outros. Nos movimentos de colisão 
parte da crosta mergulhou e se aproximou do manto, ao aproximar do manto essa 
crosta derreteu-se, nessa parte derretida da crosta ocorre um novo fracionamento 
com os elementos mais pesados ficando embaixo e os mais leves subindo e 
originando processos de vulcanismo que foram responsáveis pela diferenciação do 
Sial (composição semelhante ao granito = protocontinentes) e do Sima (composição 
semelhante ao basalto). Têm-se, portanto, a crosta formada por placas de “ilhas de 
granito (Sial)” sob um “oceano de basalto (Sima)”. A movimentação das placas (que 
contém blocos de granito em cima de basalto) vai fazer com que essas ilhas 
graníticas (= protocontinentes) se choquem e, a medida que elas vão coalescendo 
(aumentam seu tamanho) originam os continentes através de um mecanismo 
chamado tectônica de placas. Hoje 30% da Terra é granito e a tendência é que o 
granito aumente mais, até que a crosta esteja inteiramente coberta por uma camada 
granítica. 
 
2.2 Características do globo terrestre 
A Terra tem forma quase esférica, sendo na verdade um elipsóide de 
revolução (mais achatada nos pólos). O seu raio médio é de 6370 km (Figura 1). O 
relevo da superfície terrestre mostra um desnível máximo da ordem de 20 km (maior 
altitude: Monte Everest - 8850 m, e maior depressão: fossa das Filipinas – 11510 m). 
Considerando-se que os continentes têm uma altitude média de 800 m e os mares 
uma profundidade média de 3800 m, o desnível médio na crosta terrestre é de 
apenas 4,6 km, o que é insignificante em termos do raio terrestre. 
 
Composição química 
A densidade média do nosso planeta é de 5.53, sendo que as rochas que 
ocorrem com maior frequência, próximo à sua superfície apresentam densidades em 
torno de 2.7, o que indica que a sua densidade varia em profundidade. Isso mostra 
que a composição química do globo terrestre não é homogênea, concentrando-se os 
elementos mais pesados no seu interior. Os elementos mais abundantes no globo 
9 
 
terrestre são (% em peso): Fe - 36.9; 0 - 29.3; Si - 14.9; Mg - 6.7; Al - 3.0; Ca - 3.0; 
Ni - 2.9 
 
 
Figura 2. Zoneamento interno do Globo Terrestre (SBPC, 2000. Ciência Hoje na 
Escola, vol. 10: Geologia) 
 
Estrutura 
A distribuição heterogênea de elementos no planeta (evidenciada pela 
variação da densidade) mostra que o globo terrestre não é homogêneo física e 
quimicamente. As informações hoje existentes sobre o seu zoneamento interno 
foram obtidas através da sismologia e da meteorítica, estudo de meteoritos 
(meteoritos são corpos celestes que atingem a Terra esporadicamente). 
A sismologia consiste no estudo de terremotos, particularmente do estudo das 
ondas elásticas produzidas por um terremoto, que se propagam na Terra em todas 
as direções. Dentre os diversos tipos de ondas sísmicas, interessam ao 
estudo do interiorda Terra, as ondas P e as ondas S. 
As ondas P são ondas longitudinais do tipo das ondas sonoras que se 
propagam através de compressões e distensões do meio material. Sua velocidade 
cresce com o aumento da densidade e diminui bruscamente ao passar para um 
meio líquido. As ondas S são ondas transversais cuja velocidade aumenta com a 
10 
 
densidade do meio não se propagando em meios líquidos. Através do estudo do 
comportamento dessas ondas, observou-se que: 
- A velocidade das ondas P aumenta gradualmente até + 35 km de profundidade, a 
partir de onde aumenta rapidamente até atingir 2870 km de profundidade, quando 
então sofre uma brusca diminuição e mantém-se mais ou menos constante. 
- A velocidade das ondas S se comporta de forma análoga às ondas P, 
desaparecendo entretanto a 2870 km de profundidade e reaparecendo a 5100 kmde 
profundidade.Tais variações mostram que há diferenças na composição do material 
atravessado pelas ondas, daí sendo inferidas zonas distintas no interior do Globo. 
A meteorítica fornece informações sobre as geosferas internas da Terra, 
considerando que os meteoritos sejam pedaços de planetas que iniciaram a sua 
evolução à mesma época da Terra, mas não a completaram, tendo se desintegrado. 
Em termos de composição química são reconhecidos os meteoritos metálicos 
(sideritos e siderólitos), compostos por Fe (~92%) e Ni (~8%), e os meteoritos 
rochosos (condritos e acondritos), de composição muito similar às rochas terrestres 
básicas e ultrabásicas. Os primeiros correspondem a 1/3 e os últimos a 2/3 dos 
meteoritos encontrados na Terra, sugerindo que o núcleo desse proto-planeta era 
menor que o seu manto, o que é também observado na Terra. 
As camadas do globo terrestre são denominadas crosta, manto e núcleo. 
Núcleo: é a porção mais interna do globo terrestre, sendo composto por uma parte 
interna sólida e uma parte externa líquida. A sua densidade inferida é de 10.7, sendo 
composto de Fe (90.5%), Ni (8.5%) e Co (0.6%). 
Manto: é a mais espessa das zonas internas do planeta, sendo ovavelmente 
constituído de silicatos magnesianos ou sulfetos e óxidos. A sua densidade média é 
de 4.5. O manto está separado do núcleo pela descontinuidade de Wiechert-
Gutemberg e da crosta pela descontinuidade de Mohorovicic (Figura 2). Crosta: é a 
zona mais externa do globo, apresentando uma espessura média de 35 km. A sua 
densidade média é 2.76 e sua composição química básica é (% em peso): O - 45.2; 
Si - 27.2; Al - 8.0; Fe - 5.8; Ca - 5.1; Mg - 2.8; Na - 2.3; K - 1.7. 
Atualmente são também utilizados os termos Litosfera, Astenosfera e 
Mesosfera, onde a primeira é rígida e consiste da crosta e uma porção do manto 
11 
 
superior variando de 50 a 150 km, a segunda é plástica e compreende a parte do 
manto superior abaixo da litosfera, se situando entre 50 e 250 km de profundidade, e 
a última é rígida (pela maior pressão a despeito da temperatura) e compreende o 
manto inferior. Há controvérsia sobre a natureza física da astenosfera. Para alguns o 
material é sólido, mas se comporta como líquido no decorrer do tempo geológico; 
para outros é um fluído de características não determinadas. Admite-se, entretanto, 
 
Figura 3. Corte esquemático da crosta, mostrando a diferença de espessura entre 
crosta oceânica e continental (Leinz et al., 1975. Geologia Física, Geologia Histórica, 
pág. 5). 
 
Temperatura 
A temperatura da Terra aumenta com a profundidade. Denomina-se Grau 
Geotérmico, a profundidade em metros, necessária para aumentar a temperatura 
em 1o C. O Grau Geotérmico é variável de região para região, sendo que o valor de 
30 m é tomado como valor médio mundial. 
 
2.3 Eras geológicas 
Da mesma maneira que o historiador faz a reconstituição da história do homem, 
a geologia histórica, que é um ramo da ciência geológica, faz a reconstituição da 
história da Terra (Tabela 1). Para o historiador fazer a reconstituição da história do 
12 
 
homem, ele se baseia nas fontes históricas. Por exemplo, os objetos, os 
documentos e ruínas de aldeias e cidades são fontes históricas. Através do estudo 
desses materiais ou elementos, o historiador faz a reconstituição da história do 
homem. Para o geólogo realizar a reconstituição da história da Terra, ele se baseia 
nos estudos das rochas e dos fósseis. O estudo das rochas possibilitou ao geólogo 
conhecer: 
 a antiguidade da Terra, calculada através do estudo das rochas radioativas, 
como por exemplo o urânio; 
 os climas de épocas passadas, existentes em várias partes da Terra; 
 os terremotos e vulcanismos do passado; 
 as distribuições dos continentes e oceanos à superfície da Terra e suas 
variações através do tempo geológico. 
O estudo dos fósseis, isto é, dos restos ou vestígios de seres orgânicos (vegetais 
ou animais) que deixaram suas marcas nas rochas sedimentares da crosta terrestre, 
permite ao estudioso saber também várias coisas do passado da Terra. Por 
exemplo, as espécies animais e vegetais que existiram em épocas passadas e as 
variações do clima, pois cada animal ou vegetal apresenta um tipo de estrutura para 
cada tipo de clima. Baseados nesses elementos, rochas e fósseis, os geólogos 
admitem que a Terra se formou há cerca de 5 bilhões de anos. Da mesma maneira 
que podemos dividir a nossa vida em etapas (infância, juventude, maturidade e 
velhice), a existência da Terra também pode ser dividida em vários momentos. A 
cada um dos momentos ou divisões da história da Terra os estudiosos deram o 
nome de era geológica. 
 
 
 
 
 
13 
 
Tabela 1. Divisão do tempo geológico do Planeta Terra. 
 Éon Era Período Época Anos (milhões) Principais acontecimentos 
P
ré
-C
a
m
b
ri
a
n
o
 A
rq
u
e
a
n
o
 > 2500 Formação da terra; consolidação da 
crosta terrestre e formação do 
embasamento cristalino dos primeiros 
continentes; surgimento da vida na forma 
de bactérias procariontes. 
P
ro
te
ro
z
ó
ic
o
 
P
a
le
o
 1600-2500 Bactérias eucariontes, e algas 
unicelulares com início da fotossíntese; 
deposição de minérios de ferro; 
supercontinente Gondwana; Rochas 
metamórficas e sedimentares mais 
antigas; Oceanos invadem grande parte 
do Brasil, inclusive o vale do São 
Francisco, Formação das Serras das 
vertentes, Canastra, espinhaço e Geral. 
M
e
s
o
 
 1000-1600 
N
e
o
 
 
 540-1000 
P
ó
s
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F
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a
 
Cambriano 500-540 Enorme diversificação da vida 
multicelular, chamada de “explosão 
Cambriana” em invertebrados, peixes 
(Siluriano) e amfíbios (Carbonífero), 
pteridófitas (samambaias, p.e.) colonizam 
a terra a partir do Devoniano; insetos 
aparecem no Carbonífero e no permiano 
surgem os primeiros répteis. 
Ordovician
o 
 435-500 
Siluriano 410-435 
Devoniano 355-410 
Carbonífero 295-355 
Permiano 250-295 
M
e
z
o
z
ó
ic
a
 
Triássico 203-250 
 
 
Gimnospermas (pinheiros, p.e.) 
substituem pteridófitas como plantas mais 
abundantes; répteis, especialmente 
dinossauros, dominam a Terra; pássaros 
surgem no Jurássico; supercontinente 
Gondwana quebra-se; derramamentos 
basálticos na Bacia do Paraná no fim, do 
Jurássico; clima semi-desértico e 
aplainamento de grande parte do Brasil; 
Expansão das dicotiledôneas no cretáceo; 
Extinção dos dinossauros abre caminho 
para os mamíferos, os quais surgem 
timidamente no Triássico. 
Jurássico 135-203 
 
 
Cretáceo 65-135 
C
e
n
o
z
ó
ic
a
 
Paleógeno 
 
 
 
Paleoce
no 
53-65 Mamíferos de grande porte dominam a 
Terra; Mastodontes no Brasil; 
monocotiledôneas;Latossolos começam 
a forma-se; Oscilações climáticas e ciclos 
erosivos esculpem o relevo; Serras da 
Mantiqueira e do Mar. 
Eoceno 34-53 
Oligoce
no 
24-34 
Neógeno Mioceno 5-24 
Plioceno 1,75-5 
Quaternário 
Pleistoc
eno 
0,01-1,75 Hominídeos; Depósitos aluviais em 
várzeas e baixadas; glaciações; 
Expansão e retração do cerrado e das 
florestas em função do clima; chegada do 
homem à América (fim do Pleistoceno: 
Tecnologia; Agricultura (Holoceno). 
Holocen
o 
< 0,01 (< 10.000 
anos) 
 
 
 
 
14 
 
Era Proterozóica 
Também chamada de Era Primitiva ou Era Pré-Cambriana. A mais antiga e 
mais vasta divisão do tempo geológico (gr. proteros = primeiro + zoé= vida). O seu 
início não é ainda definitivamente conhecido, ultrapassando, entretanto, a casa dos 
quatro bilhões de anos (estimativa baseada na radioatividade); o seu término deu-se 
aproximadamente há 500 milhões de anos. Designam-se comumente como pré-
cambrianos os terrenos formados durante essa era. Constituem-se de rochas 
metamórficas (gnaisses, xistos) intensamente dobradas e falhadas e rochas ígneas 
(granitos, etc.). A sua importância econômica é muito grande, porque nos terrenos 
dessa era estão as maiores reservas de ferro conhecidas, manganês, etc., sem 
mencionar-se ouro, cobre, níquel, prata, pedras preciosas, material de construção, 
etc. Distribuem-se os terrenos pré-cambrianos largamente pelo mundo, sendo as 
suas áreas maiores de ocorrência chamadas "escudos". Na Austrália constituem o 
Escudo Australiano; na África, o Escudo Etiópico; na Ásia, o Escudo Angárico; na 
Europa, o Escudo Báltico; e, na América do Sul formam dois escudos principais: o 
Escudo Guianense, ao norte do Rio Amazonas, e o Escudo Brasileiro, ao sul 
daquele rio. Fósseis de idade pré-cambriana são comparativamente raros: estruturas 
possivelmente originadas por algas (Collenia, etc.), moldes de medusas, etc. A 
ocorrência de rochas grafitosas em terrenos desta era sugere vida orgânica, 
enquanto os depósitos de ferro e de calcário são considerados por muitos autores 
como sendo resultantes da atividade de bactérias. 
Era Paleozóica 
Também chamada de Era Primária. Divisão do tempo geológico seguinte à 
Era Proterozóica e a antecedente à Era Mesozóica. A sua duração foi de 
aproximadamente 380 milhões de anos. Embora a vida já se achasse presente na 
Era Proterozóica, é nos terrenos mais antigos da Era Paleozóica que os vestígios de 
organismos se mostram mais abundantes. Divide-se em seis períodos que, na 
ordem dos mais antigos para os mais modernos, são os seguintes: Cambriano, 
Ordoviciano, Siluriano, Devoniano, Carbonífero e Permiano. De acordo com os 
dados paleontológicos, no cambriano achavam-se presentes todos os grandes 
grupos de invertebrados. As formas ancestrais da fauna cambriana são 
desconhecidas ou porque o elevado metamorfismo e os dobramentos a que foram 
15 
 
sujeitas as rochas da Era Proterozóica as destruíram, ou porque a erosão apagou 
grande parte dessa documentação antes da deposição dos sedimentos cambrianos. 
Os animais do início da Era Paleozóica viveram dominantemente em 
ambiente marinho: graptólitos, trilobites, moluscos, briozoários, braquiópodes, 
equinodermos, corais, etc. Os peixes surgiram no Ordoviciano, nas águas doces. As 
plantas terrestres mais antigas conhecidas datam do Siluriano (Austrália). No 
Carbonífero e também no Permiano constituíram grandes florestas das quais se 
originaram carvões em várias partes do mundo. Daí a designação de Antracolítico 
dada em esses dois períodos conjuntamente. Especialmente curiosas foram as 
Pteridospermae, vulgarmente conhecidas como "fetos com sementes". Os insetos 
mais antigos datam do Devoniano. Os anfíbios surgiram no Devoniano e os répteis 
no Carbonífero. Angiospermas, aves e mamíferos apareceram mais tarde, na Era 
Mesozóica. 
A paleogeografia da Era Paleozóica é a matéria de controvérsia. As similaridades 
demonstradas entre a geologia da parte meridional da América do Sul, África do Sul, 
Índia e Austrália- flora fóssil comum, designada flora de Glossopteris, vestígios de 
glaciação tipo inlandsis, aparentemente da mesma idade, levaria, segundo certos 
autores, à aceitação de um antigo continente, Continente de Gonduana, reunindo 
tais regiões, ou, segundo outros, à suposição de que elas estiveram diretamente 
unidas até o fim da Era Mesozóica (teoria de Wegener). Dois ciclos orogenéticos 
importantes ocorreram na Era Paleozóica: dobramentos coledonianos do Siluriano e 
dobramentos hercinianos do Carbonífero. Vários grupos de animais e de plantas 
foram privativos da Era Paleozóica: Psilophytales, vegetais que desapareceram no 
Devoniano; trilobites, euripterídeos, granptólitos, corais dos grupos tetracorais e 
tabulados; briozoários dos grupos Trepostomados e Criptostomados; foraminíferos 
da família dos Fusulinídeos; equinodermos dos grupos cistóides, blastóides e 
heterostelados; peixes dos grupos Ostracodermas e Placodermas. 
Era Mesozóica 
Também chamada de Era Secundária. Penúltima das eras em que se divide a 
história da Terra. Conhecida como a Idade dos Répteis ou Idade dos Amonides, pela 
importância que esses dois grupos atingiram durante os 140 milhões de anos da sua 
duração. O nome vem do grego mesos que significa meio, e zoé que indica vida, isto 
16 
 
é, vida intermediária. Dos répteis mesozóicos os dinossauros são os mais 
conhecidos. Atingiram tamanhos gigantescos e se extinguiram no fim da Era 
Mesozóica. Alguns répteis adaptaram-se ao e outros à vida aquática. Nos mares, 
proliferaram cefalópodes do grupo dos Amonites, que igualmente se extinguiram no 
ocaso desta era. Surgiram os peixes teleósteos, as primeiras aves (criaturas 
exóticas dotadas, no início, de dentes e de cauda), os primeiros mamíferos, as 
primeiras plantas do grupo dos angiospermas. A Era Mesozóica recebeu também o 
nome de Idade das Cicadófitas, graças à importância que tal grupo de vegetais 
alcançou nesta era. 
Divide-se em três períodos, do mais antigo para o mais moderno: Triásico, Jurássico 
e Cretáceo. 
Movimentos orogenéticos importantes afetaram durante a Era Mesozóica a 
região andina e a região das Montanhas Rochosas. Mas as presentes cadeias são 
devidas inteiramente a movimentos subseqüentes. 
No Brasil, os terrenos mesozóicos cobrem vastas áreas do interior do país, 
ocorrendo ainda na orla marítima no nordeste. No sul, no início da Era Mesozóica, o 
clima foi árido, originando-se vasto deserto com deposição abundante de áreas 
eólicas. Tal deposição foi entremeada de intenso vulcanismo, responsável por 
derrames de lava de grande extensão. Seguiu-se a deposição no Período Cretáceo, 
de areias que mais tarde foram consolidadas por cimento calcário e que encerraram 
restos de dinossauros e de outros répteis. Nos terrenos cretáceos do nordeste, boa 
parte dos quais marinhos, ocorrem importantes jazidas de calcário, fosforita e 
petróleo. 
Era Cenozóica 
O princípio da Era Cenozóica marca a abertura do capítulo mais recente da 
história da Terra. O nome desta era provém de duas palavras gregas que 
significavam vida recente. Durante a Era Cenozóica, que principiou há cerca de 60 
milhões de anos, a face da Terra assumiu sua forma atual. A vida animal 
transformou-se lentamente no que hoje se conhece, porque nela se desenvolveu o 
ser humano. A Era Cenozóica divide-se em dois períodos principais, dos quais os 
mais antigo, denominado Período Terciário, subdivide-se em cinco épocas: 
Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno e Plioceno. O Período Quaternário, 
17 
 
sucedente, subdivide-se em Pleistoceno e Holoceno ou Atual. Durante todo o 
Período Terciário houve muita atividade vulcânicae formaram-se os grandes 
maciços montanhosos do mundo, como os Andes, os Alpes e o Himalaia. 
Com efeito a Era Cenozóica foi marcada pelo aparecimento de 28 ordens de 
mamíferos, 16 das quais ainda vivem. No paleoceno e no Eoceno viveram 
mamíferos de tipo arcaico que no fim do Eoceno e no Oligoceno foram substituídos, 
exceto na América do Sul, pelos ancestrais dos mamíferos modernos. No decorrer 
de milhões e milhões de anos deu-se a modernização das faunas que culminou na 
produção de mamíferos adiantados, especializados, do mundo moderno. Os 
processos que conduziram à elaboração das faunas modernas datam do 
Pleistoceno e do pós-Pleistoceno. Distingue-se a fauna atual da fauna do 
Pleistoceno, principalmente pelo empobrecimento, advindo da extinção de várias 
formas. 
A América do Sul achava-se unida à América do Norte no início da Era 
Cenozóica; tal união manteve-se interrompida durante grande parte dessa era, 
voltando a ser restabelecida no fim do Terciário. Isso explica certas peculiaridades 
faunísticas do nosso continente. Por outro lado, a América do Norte manteve ligação 
com a Ásia através da região de Bering (hoje interrompida pelo Estreito de Bering) 
durante grande parte da Era Cenozóica, o que explica o porquê da homogeneidade 
faunística da América do Norte, Ásia Setentrional e Europa. As peculiaridades 
faunística da Austrália, por sua vez, são devidas ao isolamento que manteve desde 
o Cretáceo em relação à Ásia. 
A forma ancestral do cavalo data do Eoceno e recebeu o nome de Eohippus; 
viveu no hemisfério norte. O Equus, isto é, cavalo propriamente dito, surgiu na 
América do Norte bem mais tarde, donde migrou para a Ásia, no Pleistoceno. No 
Pleistoceno, também chamado época Glacial ou Idade do Gelo, ocorreu uma vasta 
glaciação no hemisfério norte. Glaciação de muito menores proporções deu-se 
também no hemisfério sul. Datam do Pleistoceno os mais antigos restos do homem 
(cerca de 450.000 anos). Acredita-se que o mais antigo deles seja o Homo 
heidelbergensis. Há controvérsia sobre a idade do Homo sapiens; segundo alguns 
autores o seu aparecimento deu-se há cerca de 250.000 anos, isto é, antes mesmo 
do Homo neanderthtalensis. No Pleistoceno inferior vivem hominídeos vários: 
Australopithecus, da África do Sul; Pithecanthropus erectus ou homem de Java; 
Sinanthropus pekinensis ou homem de Pequim. Inúmeras localidades brasileiras 
18 
 
forneceram ossadas de mamíferos pleistocênicos. Os achados mais famosos são os 
das grutas de Minas Gerais, pacientemente pesquisados por Peter Lund no século 
passado. Outra localidade curiosa é a de Águas do Araxá, também em Minas 
Gerais, onde parte do material obtido acha-se exposta. Aí foram descobertos cerca 
de 30 indivíduos de mastodontes fósseis (Haplomastodonwaringi). Megatérios, 
gliptodontes, tigres dentes-de-sabre (Smilodon) e toxodontes figuram entre os 
mamíferos pleistocênos mais comuns. A ligação entre as duas Américas no 
Pleistoceno trouxe como conseqüência uma imigração de carnívoros que não 
existiam por aqui, os chamados tigres dente-de-sabre. A antigüidade do homem no 
Brasil é matéria de controvérsia. Não foi ainda cabalmente provada a Idade 
Pleistoceno do homem da Lagoa Santa cujos ossos aparecem nas mesmas grutas 
em que ocorrem animais extintos. 
 
2.4 Datação absoluta 
A atribuição de idade aos eventos geológicos ocorridos ao longo da história 
da Terra constitui a cronologia geológica. Esta tanto pode ser relativa, como 
absoluta. A cronologia relativa é bastante utilizada em trabalhos de estratigrafia e se 
baseia em princípios simples que serão discutidos no capítulo 12. A cronologia 
absoluta (datação absoluta) se fundamenta principalmente nos métodos 
radiométricos desenvolvidos no século XX. Tais métodos se baseiam na 
desintegração radioativa espontânea para um estado de menor energia que ocorre 
com átomos de elementos radioativos. 
Como a desintegração radioativa envolve apenas o núcleo de um átomo pai, 
a taxa é independente da pressão e da temperatura. Existem elementos que se 
desintegram em frações de segundo, enquanto outros levam milhares de anos para 
se transformar, estes últimos interessando particularmente à Geologia. Quando um 
átomo radioativo pai se desintegra, ele se transforma em um outro tipo de átomo, 
denominado filho. Assim, os métodos de datação radiométrica são baseados na 
acumulação de filhos atômicos produzidos por um pai radioativo. Quando se formou 
a rocha ou grão mineral contendo o nuclídeo radioativo, não existia qualquer filho 
radiogênico. 
19 
 
A razão filho/pai era zero e a idade indicada era zero. Com o tempo, a 
desintegração progressiva de átomos pais (radioativos), produziu átomos filhos 
(radiogênicos) no mineral. Conhecendo-se a constante de desintegração do pai 
radioativo, necessita-se apenas medir a proporção de filhos e pais no sistema de 
modo a se calcular o tempo, em anos antes do presente, gasto na transmutação de 
um elemento em outro. 
A taxa de desintegração ou meia-vida é constante e define-se como sendo o 
tempo necessário para que metade da quantidade inicial do elemento radioativo pai 
tenha se transformado no elemento filho. Os diferentes elementos dão origem a 
diversos métodos, que comumente são utilizados em pares, para aferição. Os 
radionuclídeos mais usados são encontrados na tabela 2 abaixo. 
 
Tabela 2. Meia vida de alguns elementos químicos em anos. 
Isótopo -pai Isótopo-filho Meia-vida 
Potássio-40 Argônio -40 1,39 x 109 
Rubídio-87 Estrôncio-87 40,80 x 109 
Urânio-235 Chumbo-206 0,71 x 109 
Urânio-238 Chumbo-206 4,51x 109 
Tório-232 Chumbo -208 13,90 x 109 
Samário- 147 Neodímio- 143 106,00 x 109 
 
A idade do material pode ser calculada pela expressão 
t = (1/λ). ln [1 + (F/N)], onde: 
t = idade do objeto em anos 
λ = constante de desintegração do elemento pai 
F = número de átomos do elemento –filho na amostra (hoje) 
N = número de átomos do elemento – pai na amostra (hoje) 
 
 
 
20 
 
3 DINÂMICA INTERNA DA TERRA 
 Ao longo dos anos, novos métodos de estudo de como as forças internas e 
externas moldam a Terra, tem gerado abundantes novas informações e excitantes 
questões. Nas três últimas décadas do século XX, geólogos desenvolveram uma 
nova teoria unificadora que relaciona os processos dinâmicos da Terra aos 
movimentos de grandes placas que constituem a capa externa do planeta, teoria 
esta chamada de Tectônica de Placas. Esta teoria oferece um modelo abrangente 
para explicar como a Terra funciona. 
3.1 Evolução dos conceitos 
A similaridade de contornos entre África e América do Sul já era há muito 
observada, até que Alfred Wegener, metereologista alemão, se dispôs a buscar 
outras evidências que mostrassem a antiga união continental, publicando em 1915 o 
trabalho intitulado “A Origem dos Continentes e Oceanos”. Neste trabalho, Wegener 
advogava a Deriva Continental baseada em evidências estruturais (cadeias 
montanhosas) e paleontológicas (fauna e flora similares em locais distantes). 
Inicialmente esta ideia, que revolucionava os conceitos geológicos, foi pouco aceita, 
até que a intensa exploração do fundo oceânico, a partir da 2a Guerra Mundial, 
trouxe novas descobertas. Constatou-se a existência de uma cadeia Inicialmente 
esta ideia, que revolucionava os conceitos geológicos, foi pouco aceita, até que a 
intensa exploração do fundo oceânico, a partir da 2ª Guerra Mundial, trouxe novas 
descobertas. Constatou-se a existência de uma cadeia montanhosa de 73000 km de 
extensão ao longo do Oceano Atlântico (sentido N-S), com altitudes de até 3000 m e 
um vale central. Na amostragem dessas montanhas foram obtidas rochas comidades inferiores a 150 milhões de anos, quando acreditava-se que ali se 
encontrariam as rochas mais antigas da Terra. Daí surgiu a ideia de que o vale 
central do Atlântico pudesse ser uma imensa fenda de onde surgia rocha em fusão, 
formando e expandindo o assoalho oceânico. Com o estudo das propriedades 
magnéticas das rochas (paleomagnetismo) constatou-se que os basaltos do 
assoalho oceânico mostram um padrão de magnetização em bandas, revelador das 
já conhecidas inversões ocorridas com o campo magnético terrestre, padrão este 
que é simétrico em relação à cadeia meso-oceânica. 
21 
 
Além disso, com o aperfeiçoamento dos métodos radiométricos, ao final dos 
anos 60, pôde-se constatar que o fundo oceânico é tanto mais velho quanto mais 
afastado estiver da cadeia meso-oceânica, confirmando dessa forma a ideia da 
Expansão do Assoalho Oceânico. 
Estas observações e as teorias a elas associadas –da Deriva Continental e da 
Expansão do Assoalho Oceânico- forneceram o arcabouço para a elaboração da 
Teoria da Tectônica de Placas. Esta teoria considera a Litosfera como sendo 
composta por vários pedaços, que se encontram em movimento. Estes pedaços são 
denominados Placas Tectônicas. Atualmente consistem de 7 grandes placas e 
outras tantas menores (Figura 2.4). Elas se comportam como blocos rígidos que se 
movem por correntes de convecção existentes na astenosfera. As placas se 
movimentam de 3 a 11 cm por ano em diferentes direções e apresentam tipos de 
contatos distintos. Os contatos entre placas tectônicas são áreas extremamente 
instáveis da litosfera, aí se concentrando episódios vulcânicos e terremotos. Os 
diferentes tipos de contatos entre placas tectônicas são resultantes de esforços 
distintos e são descritos a seguir (Figura 2.5): 
- Zonas de subducção: zonas onde uma placa mergulha sob outra, resultando em 
esforços compressivos, formando assim tanto fossas oceânicas, como a fossa das 
Filipinas, como cadeias de montanhas, tais como a Cordilheira dos Andes; - Zonas 
de expansão: zonas onde há formação e expansão da litosfera, caracterizadas por 
esforços de tensão, formando as cadeias meso-oceânicas, como a cadeia meso-
Atlântica, e mesmo áreas continentais como a área do Golfo da Califórnia. 
- Zonas de falhas transformantes: zonas onde forças atuando em planos distintos, e 
em sentidos contrários, causam deslocamento relativo entre os blocos adjacentes. 
Este é o caso da Falha de Santo André, na costa oeste da América do Norte. 
 
22 
 
 
Figura 3. Principais placas tectônicas que formam a crosta terrestre (SBPC, 2000. 
Ciência Hoje na Escola, vol. 10: Geologia, pág. 20). 
 As placas tectônicas apresentam três possíveis movimentos: movimentos 
convergentes, quando duas placas se movimentam uma em direção a outra. Neste 
caso ambas as podem ser do mesmo tipo ou de tipos diferentes conforme ilustra a 
Figura 2.5. Este tipo de movimento explica em parte a formação de cadeias de 
montanhas com as do Himalaia e a cordilheira dos Andes na América do Sul. 
23 
 
 
Figura 4. Limites convergentes entre placas tectônicas. Fonte: Teixeira et al. (2004). 
Extraído do Livro "Decifrando a Terra". 
 Quando uma placa se afasta da outra, os limites são chamados de 
divergentes (Figura 2.6). Esse tipo de movimento explica a formação do Oceano 
Atlântico à cerca de 140 milhões de anos. 
 Quando as placas apenas deslizam lateralmente uma na outra, os limites são 
denominados conservativos. Neste tipo de movimento, pode ocorrer a formação de 
vulcões e terremotos. 
 
Crosta continental Crosta continental 
24 
 
 
Figura 5. Limites divergentes entre placas tectônicas. Fonte: Teixeira et al. (2004). 
Extraído do Livro "Decifrando a Terra". 
 
 
 
Figura 6. Correntes de convecção de explicam o movimento das placas tectônicas. 
Fonte: Teixeira et al. (2004). Extraído do Livro "Decifrando a Terra". 
 
 
25 
 
Estimativas da velocidade das placas tectônicas associadas à outras evidências 
como fósseis, contorno dos continentes e marcas deixadas pelo movimento de 
geleiras apontam que os continentes se juntam e se separam a cada 250 milhões de 
anos. Assim como ilustra a figura 1.7 a cerca de 160 milhões de anos os 
continentes de nosso planeta estavam unidos num super continente denominado de 
Pangea 
 
Figura 7. O super continente PANGEA. Fonte: Teixeira et al. (2004). Extraído do 
Livro "Decifrando a Terra". 
 
UNIDADE II- MINERAIS E ROCHAS 
1. MINERAIS 
1.1 Definição 
 "Minerais são substâncias sólidas homogêneas, inorgânicas com composição 
química e estrutura cristalina bem definida (EX. Halita, Silvita)". Contudo, sobre este 
conceito há de se considerar as exceções como o mercúrio que é um mineral 
líquido, assim como alguns minerais isomorfos que não tem composição química 
definida. Deste conceito excluem-se substâncias como petróleo, carvão mineral, 
conchas, etc. que, geralmente são referidos como minerais, por não fazem parte do 
reino animal ou vegetal, entretanto, não se enquadram na definição acima. Da 
mesma forma não faz sentido o termo mineral sintético. 
 
26 
 
1.2 Conceitos relacionados 
a) Minério: Substâncias (minerais ou não) que podem ser exploradas 
comercialmente (ex.: petróleo, ferro, carvão mineral, ouro, bauxita). 
b) Mineralóide: Substâncias inorgânicas que não apresentam estrutura cristalina 
(carvão, vidro vulcânico, betume, recifes de corais, pérola). Em sentido amplo, os 
mineralóides pertencem ao reino mineral, mas não são recursos minerais 
 
1.3 Importância 
 Os minerais estão presente em diversos setores dia indústria, agricultura e 
no ambiente. Muitos minerais como a calcita (CaCO3), a gipsita (CaSO4.2H2O) a 
silvita (KCl), a apatita (fosfatos de cálcio) e diversos outros são matéria prima para a 
produção de diversos fertilizantes empregados para garantir a produção agrícola. 
Além disso, minerais como bauxita (Al2O3) e hilmenita (TiO4) são empregados pela 
indústria para a produção de diversas matérias primas. No ambiente, os minerais 
exercem funções muito importantes como o fornecimento de nutrientes às plantas 
quando de decompõem e ao mesmo tempo, são responsáveis pela retenção de 
nutrientes liberados por matéria orgânica, fertilizantes e outros minerais. Esses 
minerais são conhecidos como minerais secundários, e devido sua importância na 
Gênese do Solo, serão abordados em um tópico a parte, desta apostila 
1.4 Sistemas cristalinos 
 O que determina a estrutura cristalina dos minerais é a presença da célula 
unitária. Célula unitária é a unidade fundamental que forma o sistema cristalino do 
mineral como ilustra a figura abaixo. Assim, inicialmente as moléculas formam a 
célula unitária pela repetição ordenada destas moléculas seguindo determinado 
padrão. As células unitárias formam os sistemas cristalinos ou cristais (Figura 2.2) 
para então formar o mineral visível ao olho nú. 
27 
 
 
Figura 1. Célula unitária e sistema cristalino. 
 
 
Figura 2. Principais sistemas cristalinos dos minerais 
1.5 Origem dos minerais 
a) Cristalização do magma 
 A partir de um pequeno núcleo („semente‟) que vai aglutinando materiais em 
sua volta, durante o resfriamento do magma. Quanto mais profundo for o 
resfriamento do magma, ou seja, quanto mais abaixo da crosta terrestre maior será 
o mineral formado. Vários minerais são formados por esse processo a exemplo do 
quartzo e ortoclásio. 
SISTEMAS CRISTALINOS E CÉLULA UNITÁRIA
Visível a olho nú
Visível Microscópio 
eletrônico
Sistema cristalino
 
28 
 
b) Condensação de materiais 
 Materiais na forma gasosa se condensam e se solidificam (Exs.: nebulosas 
formandorochas, enxofre elementar formado nas fumarolas dos vulcões). 
c) Precipitação 
 Formados pela Precipitação de substâncias em soluções aquosas a exemplo 
do sulfato de cálcio e do carbonato de cálcio. A precipitação de alguns minerais são 
mostrados abaixo. A precipitação ocorre quando a concentração de uma substância 
ultrapassa de coeficiente de solubilidade. 
Ca2+ + SO4
2- + H2O ↔ CaSO4 . 2H2O (gipsita) 
Ca2+ + CO3
2- ↔CaCO3 (calcita)
 
NaCl ↔ Na+ + Cl- (halita) 
 
d) Transformação de minerais 
 Minerais já existentes podem sofrer alta pressão e temperatura e se 
modificarem em outros minerais. Esse processo geralmente ocorre em minerais 
constituintes de rochas metamórficas como o mineral granada. 
 
1.6 Características físicas dos minerais 
a) Relação massa/volume 
 Indica quantas vezes o mineral é mais pesado que a água. Essa propriedade 
é muito útil na identificação de minerais quando estes apresentam muito similar, mas 
com distintas relações massa/volume, como ilustra a tabela abaixo. 
 
Tabela 1. Densidade de alguns minerais comuns na crosta terrestre. 
 
 
Mineral Densidade relativa (g/cm3)
Pirita 5,0 - 5,2
Magnetita 5,20
Hematita 4,95 - 5,12
Diamante 3,47 - 3,55
Turmalina 3,02 - 3,26
Apatita 3,17 - 3,23
Berilo 2,65 - 2,75
Calcita 2,71
Talco 2,60 - 2,80
Ortoclásio 2,56 - 2,60
Gipsita 2,30
29 
 
b) Clivagem 
 É a propriedade que alguns minerais apresentam de se partir segundo 
superfícies planas e paralelas, relacionadas à sua estrutura cristalina (normalmente 
planos de fraqueza na estrutura). Pode ocorrer segundo uma ou várias direções e 
gerar superfícies de qualidade variável (mais, ou menos lisas). Destacam-se a 
clivagem excelente em uma direção da muscovita (mica branca), a clivagem perfeita 
em três direções não ortogonais da calcita, a clivagem boa em duas direções e má 
em uma direção dos feldspatos 
 
Figura 3. Clivagem da mica muscovita 
 
 
Figura 4. Planos de clivagem em minerais. 
 
c) Fratura 
 Forma com que o mineral se quebra, com direção de quebra diferente da 
direção da clivagem. O mineral quebra-se sem obedecer planos pré-estabelecidos. 
O quartzo apresenta fratura conchoidal. 
30 
 
d) Cor e brilho 
 Estas duas propriedades estão relacionadas à absorção e/ou reflexão da luz 
pelos minerais. A cor resulta da absorção seletiva de comprimentos de onda da luz 
branca pelos minerais. Normalmente a cor é variável para uma mesma espécie 
mineral, sendo entretanto uniforme e diagnóstica para alguns minerais (pex. sodalita: 
azul). A cor variável, em alguns casos, dá origem a variedades do mineral, tais como 
as variedades azul (safira) e vermelha (rubi) do coríndon. 
 O brilho está relacionado com a quantidade de luz que o mineral reflete. O 
brilho é determinado de forma descritiva, caracterizando-se dois grupos principais: 
os minerais que apresentam brilho de metal (brilho metálico), e aqueles que não o 
apresentam (brilho não metálico). Neste segundo grupo, que engloba a maior parte 
dos minerais, o brilho é descrito por analogia a substâncias comuns: vítreo (do 
vidro), adamantino (do diamante), resinoso, sedoso, gorduroso ou graxo, nacarado 
(da pérola), ceroso, terroso, etc. 
 
 
d) Traço 
 É a cor do mineral reduzido a pó. É muito característico em algumas espécies 
minerais, como é o caso dos óxidos hematita (avermelhado), goethita (amarelado) e 
magnetita (preto). O traço é determinado utilizando-se a parte fosca de uma placa de 
porcelana branca, sobre a qual fricciona-se o mineral e observa-se a cor do pó (o 
traço). Considerando-se que a porcelana tem dureza 6, não se determinam os traços 
de minerais com dureza ≥ 6. A hematita (Figura 2.2) por exemplo 
 
Figura 5. Traço vermelho da hematita. 
 
31 
 
f) Magnetismo 
 Alguns minerais apresentam atração pelo imã tais como a magnetita, pirrotita, e 
manganês quando aquecido. Esta característica resulta da configuração eletrônica dos 
átomos de alguns elementos como o ferro presente em minerais como a magnetita que 
desenvolve a capacidade de atração por alguns metais. 
 
g) Forma (hábito) e agregado 
 É a configuração externa do mineral (forma) ou do conjunto de indivíduos da 
mesma espécie mineral (agregado). A forma de um mineral é função de sua 
estrutura cristalina. Alguns minerais apresentam formas e agregados muito 
característicos tais como as micas (lâminas), a pirita (cubos), os asbestos (forma 
capilar, agregado fibroso), etc. Para que um mineral desenvolva faces, são 
necessárias algumas condições, como por exemplo, tempo e espaço para crescer. 
Isso explica porque os minerais nas rochas normalmente apresentem formas 
irregulares e raras faces planas. 
i) Dureza 
 É a resistência do mineral ao risco. A tabela abaixo mostra a dureza de 
alguns minerais de referência para fins de comparação da dureza. A sequência é 
conhecida como escala de Mohs. 
 
Tabela 2. Escala de Mohs e padrões secundários. 
 
 
 
 
 
Mineral Padrão Padrão secundário
talco 1
gipsita 2 unha
calcita 3 Alfinete 
fluorita 4
apatita 5 Lâmina de aço
ortoclásio 6
quartzo 7 Porcelana
topázio 8
corídon 9
diamante 10
32 
 
1.7 Polimorfismo e isomorfismo 
 Minerais polimorfos são aqueles que têm essencialmente a mesma 
composição química, mas estruturas cristalinas diferentes, o que se reflete nas suas 
propriedades físicas distintas. Por exemplo, grafita e diamante são polimorfos de 
carbono (C). Minerais isomorfos são aqueles que possuem estrutura cristalina 
semelhante, mas composição química diferente ou variável dentro de determinados 
limites. O isomorfismo tem como causa principal a substituição isomórfica, ou seja a 
substituição de átomos ou íons na estrutura cristalina do mineral. É um fenômeno 
que ocorre em muitos minerais, principalmente naqueles que formam as séries 
isomórficas ou séries de soluções sólidas como a série das olivinas, dos 
plagioclásios cálcio-sódicos, etc. Nesses casos há uma variação contínua e 
recíproca nas proporções de um par, ou mais de um par, de elementos da sua 
composição química. É também importante em alguns minerais como os feldspatos 
e os minerais de argila silicatadas, onde nos primeiros explicam a sua presença 
dentro do grupo dos tectossilicatos, e nos segundos explicam as suas cargas de 
superfície. As substituições mais comuns envolvendo elementos maiores, são Al3+ 
por Si4+ em altas temperaturas, e Fe2+ por Mg2+; Fe3+, Al3+ e Cr3+ entre si, em 
qualquer temperatura. Este assunto será abordado com maiores detalhes em 
unidades posteriores. 
 
1.8 Classificação dos minerais quanto a constituição química 
a) Elementos nativos: são minerais formados por apenas um tipo de átomo a 
exemplo ouro, cobre do mercúrio, do manganês e diversos outros elementos. 
Particularmente são de grande importância na indústria ou às vezes como metal 
precioso com o ouro. 
b) Carbonatos: minerais de baixa dureza (3) (ex.: calcita, Dolomita, siderita). 
Produzem efervescência em contato com ácido, propriedade esta muito utilizada 
para separá-los de outros tipos de minerais. São importantes na formação de rochas 
sedimentares. 
c) Fosfatos: São minerais que possuem um ânion PO4. O mineral mais comum 
desse grupo é a apatita (fosfato de cálcio), que formam cristais hexagonais, sendo 
muito explorado como matéria-prima para a produção de adubos fosfatados. 
33 
 
d) Sulfatos: Apresentam SO4 como ânion fundamental. A barita (BaSO4) é o mineral 
mais comum. Também é comum a gipsita (gesso), muito utilizado na agricultura 
como fonte de enxofre e de cálcio. 
e) Sulfetos: Minerais compostos de metaise metalóides combinados com enxofre, 
bismuto, telúrio e outros. A pirita é um dos minerais mais conhecidos deste grupo. 
f) Óxidos: minerais que apresentam constituição química do tipo XYOn (ex.: H2O, 
CuO, Fe2O3). A hematita, goethita e gibsita são minerais de solos muito importantes 
em termos de gênese do solo. 
g) Silicatos: São minerais que apresentam silício na sua constituição. Como mostra 
a tabela abaixo, são os minerais com maior abundância na crosta terrestre (58% do 
volume de minerais), por isso a eles geralmente é dado muita ênfase em termos de 
classificação. 
 
 Tabela 3. Proporção de minerais silicatados em relação aos demais tipos de 
minerais. 
Classe de mineral Espécie ou grupo mineral % em volume 
Silicatados feldspatos 58 
Piroxênios e anfibólios 13 
Quartzo 11 
Micas, clorita, argilominarais 10 
Olivina 3 
Epídoto, cianita, andaluzita, 
silimanita, granadas, zeólitas, etc. 
2 
Carbonatos, Óxidos, 
Sulfetos, Halóides,.. 
 
3 
 
 
100 
Total 
 
1.8.1 Classificação dos minerais silicatados 
 A base da formação dos minerais silicatados é o tetraedro de silício como ilustra a 
figura abaixo. 
34 
 
 
 
 
 
 
 
 De acordo com o arranjo de tetraedros, os minerais silicatados podem ser 
classificados como: 
Nesossilicatos: neso = ilha (ex.: olivina), são formados por tetraedros isolados. 
Estes tetraedros isolados podem unir-se a outros tetraedros por meio de ligações 
eletrostáticas intermediadas por cátions como Fe, Ca, Mg, etc. 
 
 
 
 
Sorossilicatos: São formados pela união de um par (soro = par) de tetraedros. 
Exemplo: Epídoto. 
 
 
 
 
Ciclossilicatos: Os minerais são formados pelo agrupamento de tetraedros que 
formando um ciclo, a exemplo da turmalina. 
 
 
35 
 
 
 
 
 
Inossilicatos (ino = corrente) de cadeia simples e de cadeia dupla. 
 
 Os inossilicatos de cadeia simples corresponde ao grupo dos piroxênios: Ex. 
augita. 
 
 
 
 
 Os inossilicatos de cadeia dupla corresponde ao grupo dos amfibólios: Ex: 
Hornblenda. 
 
Tectossilicatos e filossilicatos: os tetraedros se organizam em arranjos 
tridimensionais, onde um tetraedro central encontra-se unido pelo ápice a outros 
quatro tetraedros. São exemplos de tectossilicatos os quartzos e os feldspatos. 
Apesar dos feldspatos fazerem parte do grupo dos tectossilicatos, estes são menos 
resistentes do que os quartzos devido a substituição isomórfica que ocorre na 
estrutura dos mesmos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
36 
 
As substituições mais comuns envolvendo elementos maiores, são Al3+ por Si4+ em 
altas temperaturas, e Fe2+ por Mg2+; Fe3+, Al3+ e Cr3+ entre si, em qualquer 
temperatura. 
 
 
 
Filossilicatos (filo = folha): Os minerais deste grupo se organizam em folhas ou 
camadas a exemplo das micas como muscovita e biotita. As lâminas são unidas 
umas as outras por meio de cátions. 
 
 
 
 Na tabela abaixo encontra-se os grupos de minerais silicatados com suas 
principais características e alguns exemplos. Nestes minerais é importante notar a 
relação Si:O, que é uma das propriedades que influenciam sobremaneira a 
resistência desses minerais. 
 
 
 
 
 
K+
Ca+2
Mg+2
Mg+2
K+
37 
 
Tabela 4. Classificação de minerais silicatados e algumas características 
Classe Átomos de O 
compartilhados 
Arranjo de tetraedros Si:O Exemplos 
nesossilicatos 0 isolados 1:4 Olivina (Mg, Fe) SiO4 
sorossilicatos 1 duplos 1:3,5 Hemimorfita 
 Zn4 (Si2O7)(OH)2H2O 
Ciclossilicatos 2 anéis 1:3 Turmalina 
NaMg3Al6 (OH)4(BO3)3 Si6O18 
Inossilicatos 
simples 
2 Cadeia simples 1:3 Grupo dos piroxênios(Mg, 
Fe)2 Si2O6 
Inossilicatos 
duplos 
2,3 Cadeia dupla 1:2,75 Grupo dos amfibólios 
Ca2Mg5 (Si8O22)(OH)2 
Filossilicatos 3 Folhas, lâminas 1:2,5 Grupo das micas 
KAl2 (AlSi3O10)(OH)2 
Tectossicatos 4 Estruturas 
tridimensionais 
1:2 Grupo dos 
feldspatos(KAlSi3O8) e 
quartzo (SiO2) 
 
 
 
2 ROCHAS 
Conceito: Rochas é uma assembleia de minerais, em que há sempre um 
mineral principal junto a minerais chamados assessórios. 
 2.1 Classificação das rochas quanto á origem 
O estudo das rochas é objetivo da PETROLOGIA e como existem três 
grandes grupos de rochas (ÍGNEAS, METAMÓRFICAS e SEDIMENTARES), estes 
grupos constituem a divisão natural da petrologia. 
A origem das rochas existentes inicia com a solidificação da crosta, 
inicialmente originaram-se as rochas denominadas de ígneas ou magmáticas por 
serem originadas do magma. O desgaste destas rochas e o acúmulo de seus 
sedimentos originaram as rochas sedimentares. O resfriamento da crosta com 
dobras e fraturas, resultaram em pressões e temperaturas elevadíssimas, originado 
rochas com características próprias e denominadas de rochas metamórficas. 
As rochas magmáticas, intrusivas e as extrusivas, se originam da 
consolidação do magma, são de origem primária e delas se derivam por vários 
processos as rochas sedimentares e metamórficas. 
a) Rochas magmáticas, intrusivas ou plutônicas 
O magma pode se consolidar dentro da crosta terrestre, a vários quilômetros 
de profundidade, formando as rochas intrusivas, plutônicas ou abissais. Como o 
38 
 
resfriamento do magma ocorre lentamente possibilita a formação de cristais mais 
perfeitos (desenvolvidos) formando uma textura equigranular. São exemplos de 
rochas intrusivos: 
GRANITO: é a mais comum das rochas magmáticas, ocorre junto com as 
GNAISSES (metamórfica), no embasamento cristalino que forma os blocos 
continentais. A Serra da Mantiqueira, a Serra do Mar,... são exemplos de granito. 
Ocorre com várias cores: cinza claro a cinza bem escuro, amarelado, roxo ou 
vermelho. A variação de cor provém, em geral, da cor do FELDSPATO, que é o 
mineral mais frequente nos granitos. Compõe-se com predominância de ortoclásio, o 
quartzo é frequente e plagioclásio sódico é comum. Contém ainda biotita ou 
moscovita e anfibólio, mais comumente a HORNBLENDA e são rochas 
leucocráticas. Outros exemplos de rochas magmáticas plutônicas: sienito, diorito, 
gabro, peridotito e jacupiranguito. 
As rochas plutônicas (intrusivas) podem ocorrer de maneiras muito diversas, 
formando corpos e tamanho variado e que apresentam relações variadas com as 
rochas encaixantes, dentro das quais elas se solidificaram. As dimensões dessas 
formações podem ser relativamente pequenas como os diques, sill e lacólito ou 
bastante grandes como os batólitos e lopólitos. As formas de ocorrência das rochas 
magmáticas intrusivas podem ser dos seguintes tipos: 
 SILL: são corpos extensos, pouco espesso e de forma tabular quando visto 
em corte; 
LACÓLITO: o magma, é mais viscoso, formando massas intrusivas de forma 
lenticular, plano convexa; 
LAPÓLITO: tem a forma de uma bacia, de grandes dimensões e, ocorre 
sempre no fundo das dobras do tipo sinclinal; 
FACÓLITO: é um corpo intrusivo concordante, confinado nas cristas das 
dobras dos anticlinais ou no fundo dos sinclinais; 
 DIQUE: é uma massa magmática que preenche uma fenda de uma 
rocha;NECK: são corpos cilíndricos, verticais que cortam as rochas pré-existentes. 
São condutos antigos de vulcões cuja parte superior foi erodida; 
39 
 
BATÓLITO: são massas enormes de material magmático (granítico) que 
afloram numa extensão de pelo menos 100 Km2. Denomina-se STOCK quando 
ocupar uma área inferior a 100 km2; 
VEIOS: são massas produzidas pela injeção de magma em fraturas menores 
e menos regulares que os diques. 
b) Rochas magmáticas extrusivas, vulcânicasou efusivas 
São rochas em que o magma extravasa na superfície através da rachadura 
na crosta ou vulcões, passando rapidamente do estado líquido para o sólido, como 
não há tempo para a cristalização ocorre a formação da textura vítrea. Comumente 
ocorrem pequeníssimos cristais esparsos pela massa vítrea. São exemplos de 
rochas ígneas: basalto, diabásio, riólito, andesito, traquito, fonolito, obsidina e 
peridodito. 
BASALTO é a rocha efusiva mais comum. A sua textura é microcristalina, 
vítrea ou porfirítica. Pode ser às vezes altamente vesicular. Sua cor é geralmente 
preta, podendo ser cinza-escuro ou castanho, sendo sempre melanocrática. 
FENOCRISTAIS de plagioclásio cálcico e de piroxênios (às vezes olivinas) são 
comuns numa matriz AFANÍTICA. Nos basaltos vesiculares dá-se, muito 
freqüentemente, o preenchimento das vesículas, formando amígdalas, que podem 
constituir-se de ágata, quartzo, zeólitos, ou diversos outros minerais, que resultam 
dos últimos fluxos do magma recém consolidado que, escapando pela rocha, 
formam-se nos seus espaços vazios. Belos cristais de quartzo ametista são 
explorados no Rio Grande do Sul e outros estados do Brasil e vendidas em 
joalherias, casas comerciais e ao longo de rodovias. As rochas ígneas podem 
ocorrer na forma de lavas, de material piroclástico e de gases vulcânicos. As lavas 
são massas magmáticas, em estado parcial ou total de fusão e que atigindo a 
superfície se derramam e se solidificam. Exemplo: Derrame do Trapp. 
O material piroclástico é formado por fragmentos soltos que saem dos 
vulcões provocando explosões. Entre eles temos os tufos vulcânicos, os blocos, as 
bombas, as cinzas e os gases. As formas de ocorrência das rochas Ígneas 
extrusivas são as seguintes: 
TUFOS VULCÂNICOS são formados por material fino e de consistência fofa; 
40 
 
BLOCOS quando tem diâmetro acima de 5cm, com formas irregulares, 
ásperas, podendo ultrapassar 1m3. Saem do vulcão em estado sólido. 
BOMBAS: são massas de lava consolidada durante a trajetória no ar, com 
formas próprias, desde poucos centímetros de tamanho até um metro. Sua forma 
arredondada ou alongada, frequentemente retorcida mostra sua ejeção no estado 
plástico. Os casos de lava esponjosa de vidro vulcânico são denominados de pedra 
pome ou hume. 
LÓPOLI: são ejetólitos de lava com tamanhos de uma noz ao de uma ervilha. 
CINZAS: é um material de aspecto arenoso, constituído de fragmentos finos, 
de cerca de 4 a 1/4 de milímetros de tamanho. Pode ser menor e semelhante a um 
pó impalpável. 
GASES: a exalação de gases pode ocorrer antes, durante e depois da 
extinção das atividades vulcânicas. A quantidade de gases desprendida durante 
uma explosão pode danificar tecidos de roupas expostas a cinco mil quilômetros 
pelos gases ricos em ácido fluorídrico e clorídrico. Exemplo.: Gases do vulcão do 
Alasca (Katmai) causou danos em roupas em Chicago. 
b1) Composição química de rochas magmáticas 
À medida que o magma se resfria, os constituintes não voláteis associam-se 
para formar os cristais que irão constituir as rochas. São eles os mais abundantes: 
SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, K2O, Na2O e TiO2. 
A composição mineralógica da rocha depende da natureza e da proporção 
dos constituintes não voláteis do magma. 
Exemplos: 
K2O+Al2O3 + 6SiO2 = K2O.Al2O3.6 SiO2 = 2KAlSi3O8 ortoclásio 
Na2O+Al2O3 + 6 SiO2 = Na2O.Al2O3.6SiO2 = 2NaAlSi3O6 albita 
CaO+Al2O3 + 2SiO2 = CaO.Al2O3.2SiO = CaAl2Si2O8 anortita 
K2O+Al2O3 + 4SiO2 = K2O.Al2O3.4SiO2 = 2KAlSi3O6 leucita 
MgO+FeO + SiO2 = MgO.FeO.SiO2 = 2(MgFe)2SiO4 olivina 
Observe que todos os minerais possuem composição química semelhante. 
Isto ocorre devido ao pequeno número de elementos químicos presentes no magma, 
resultando em um número limitado de combinações entre estes constituintes, e 
41 
 
consequentemente é reduzido o número de minerais que constituem as rochas 
ígneas ou magmáticas. Os constituintes voláteis são importantes do ponto de vista 
físico-químico, o principal representante é a água, assim como CO2, CO, SiO2, SO3, 
S2, H2, Ne, HCl, H2S, HF, etc. 
Os produtos voláteis não interferem nos estágios iniciais de solidificação do 
magma, mas nos estágios posteriores, sobretudo nos finais. Sua ação é bastante 
acentuada, notadamente na manutenção dos minerais, tais como a turmalina, 
topázio, fluorita, berilo, etc, que só se formam na presença de elementos voláteis. 
b2) A acidez das rochas e a viscosidade do magma 
O SiO2 é responsável pela viscosidade do magma e pela sua acidez. Os 
magmas e as respectivas rochas originadas são classificados segundo a acidez 
como: 
 
Ácidas 65-80% de SiO2 
Sub-ácidas 60-65% de SiO2 
Sub-básicas 55-60% de SiO2 
Básicas 55-45% de SiO2 
Ultra-básicas  45% de SiO2 
 
 Quanto maior o teor de SiO2 de uma rocha ou mineral, maior é a sua acidez e 
maior a sua resistência ao intemperismo. A viscosidade do magma é importante 
para a cristalização dos minerais. A movimentação do magma depende de sua 
viscosidade, podendo impedir ou facilitar o crescimento de minerais. Portanto, se o 
magma possuir baixa viscosidade irá formar rochas melhor cristalizadas do que 
rochas com elevada viscosidade, podendo ocorrer rochas com grande quantidade 
de material vítreo. 
b3) Cristalização do magma 
O magma é um conjunto de silicatos em fusão que ao resfriar-se torna 
possível o arranjo dos tetraedros (SiO4) 
- 4 que irão formar minerais do grupo dos 
silicatos. 
À medida que ocorre o resfriamento do magma, há uma seqüência de 
cristalização que no estudo de rochas permite prever quais minerais poderão ou não 
42 
 
se associar para a formação de uma rocha. Por exemplo, dificilmente teremos olivina 
e quartzo na mesma rocha (Figura 1). 
A sequencia de cristalização é válida para as rochas intrusivas. Para as 
rochas extrusivas não se aplica a sequencia de cristalização, com o mesmo rigor, 
devido ao relativamente rápido resfriamento do magma (Figura 1). 
Bowen estabeleceu para os magmas mais frequentes, duas séries de 
reações, contínuas e descontínuas, que se processam simultaneamente enquanto a 
temperatura decresce. 
Série Descontínua: é a série representada pelos minerais ferro magnesianos 
mais importantes: olivinas, piroxênios, anfibólio e biotita. À medida que a 
temperatura decresce, os minerais formados em temperatura mais elevadas, 
tornam-se instáveis e tendem a reagir com a sílica (SiO2), que está em fusão no 
magma para tornar-se mais estáveis. Por exemplo a olivina forma-se no início do 
resfriamento do magma, portanto em temperaturas mais elevadas. À medida que o 
magma se resfria, a olivina reage com a sílica: 
Forsterita (olivina) + Sílica  enstatita 
Mg2SiO4 + SiO2  2Mg2SiO3 
Observa-se que à medida que o magma resfria, os minerais se tornam mais 
ricos em sílica. Olivinas (SiO4), piroxênios (SiO3), anfibólios (SiO4), biotita (Si2O5), ou 
seja, os ferro magnesianos cristalizam-se no magma numa ordem crescente de 
acidez: 
SiO4  SiO3  Si4O4  Si2O5 
Série Contínua: é expressada pelos minerais do grupo dos plagioclásios 
(Figura 6). Ao contrário da série descontínua, as reações ocorrem continuamente 
com reajuste das composições à medida que a temperatura diminui. 
Os primeiros plágioclásios a se formarem são os cálcicos. Havendo no 
magma Ca e Na, à medida que se forma os plágioclásios cálcicos, vai sobrando o 
Na, aumentando o seu teor durante o resfriamento, passando a formar plagioclásios 
sódicos. Como o teor de SiO2 em anortita (CoAl2Si2O8) é menor do que da albita 
43 
 
(NaAlSi3O8), observa-se que também nos plagioclásios a ordem é crescente do seu 
teor de sílica. Quando ocorre o esgotamentode sílica no local de formação o 
resfriamento prossegue até o final com o plagioclásio já formado. 
As duas séries de reação processam-se simultaneamente, convergindo para 
uma única, como podemos observar na Figura 6. 
 
Figura 6. Série contínua e descontínua de Bowem a fnormação de minerais 
essenciais de rochas 
O quartzo (SiO2) é o último mineral a ser formado, só se formando depois de 
formado os minerais possíveis e ainda restar SÍLICA RESIDUAL. Se não restar sílica 
à rocha formada não terá quartzo. 
Uma rocha pode ser formada pela associação de olivina-plagiocásio sódico, 
pois são formadas ao mesmo nível de temperatura. Se houvesse, também, sílica 
suficiente para formar o plagioclásio sódico. A série descontínua não seria 
interrompida na olivina, mas se prolongaria até a biotita. 
A sequencia de cristalização de Bowen permite estabelecer algumas regras 
de associação de minerais, conhecidos como NORMAS DE COEXISTÊNCIA 
PARAGENÉTICA. O exame da seqüência permite afirmar que: 
 Quartzo e Olivina não ocorrem na mesma rocha; 
 Moscovita não se associa a piroxênios e olivina; 
 Quartzo normalmente não se associa a plagioclásios cálcicos; 
mesmo nível de temperatura. Se houvesse, também, sílica suficiente para formar o plagioclásio 
sódico. A série descontínua não seria interrompida na olivina, mas se prolongaria até a biotita. 
A seqüência de cristalização de Bowen permite estabelecer algumas regras de associação de 
minerais, conhecidos como NORMAS DE COEXISTÊNCIA PARAGENÉTICA. O exame da seqüência 
permite afirmar que: 
a) Quartzo e Olivina não ocorrem na mesma rocha; 
b) Moscovita não se associa a piroxênios e olivina; 
c) Quartzo normalmente não se associa a plagioclásios cálcicos; 
d) Em rochas ricas em sílica, os ferromagnesianos mais freqüentes são as micas, nas 
intermediárias os anfibólios e nas pobres os piroxênios. Quanto maior o teor de sílica, maior será a relação 
Si:O no mineral ferromagnesiano; 
e) Se o magma for muito deficiente em sílica, em vez de formar ALBITA (NaAlSi3O8) ou 
ORTOCLÁSIO (KAlSi3O8), que são feldspatos, forma LEUCITA (KAlSi2O6) no lugar do ORTOCLÁSIO e 
NEFELITA (NaAlSiO4) no lugar da ALBITA que são feldspatóides, silicatos mais pobres em sílica do que os 
feldspatos. Para isso deve haver K e Na em quantidades suficientes no magma; 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1 – Efeito de reações contínuas e descontínuas em função da temperatura e da acidez do magma na 
formação de minerais essenciais. 
Te
m
pe
ra
tu
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sc
en
te
 
A
ci
de
z 
cr
es
ce
nt
e 
Olivina
s 
Plagioclásio 
- sódio 
Anfibólios 
Biotita 
Moscovita 
Plagioclásio - 
sódio 
Plagioclásio – 
sódio – cálcio 
Piroxênio
s 
Plagioclásio – 
cálcio 
Quartzo 
Série Descontínua 
(Ferro-magnesianos) 
Série Contínua 
(Plágioclásios) 
44 
 
 Em rochas ricas em sílica, os ferromagnesianos mais frequentes são as micas, 
nas intermediárias os anfibólios e nas pobres os piroxênios. Quanto maior o teor 
de sílica, maior será a relação Si:O no mineral ferromagnesiano; 
 e) Se o magma for muito deficiente em sílica, em vez de formar ALBITA 
(NaAlSi3O8) ou ORTOCLÁSIO (KAlSi3O8), que são feldspatos, forma LEUCITA 
(KAlSi2O6) no lugar do ORTOCLÁSIO e NEFELITA (NaAlSiO4) no lugar da 
ALBITA que são feldspatóides, silicatos mais pobres em sílica do que os 
feldspatos. Para isso deve haver K e Na em quantidades suficientes no magma; 
 A associação mineralógica essencial dos basaltos (rochas básicas) é piroxênios 
- plagioclásios cálcicos (labradorita). É portanto uma associação compatível na 
sequencia de cristalização, própria dos estágios iniciais, correspondendo a 
magmas básicos. Não se pode esperar, portanto, a ocorrência de quartzo ou 
moscovita nessas rochas, mas é comum a presença de olivina ; 
 Os granitos são rochas ácidas devido à presença de elevada quantidade de 
sílica, portanto possuem quartzo. Sua associação mineralógica essencial é 
feldspato potássico plagioclásio sódico-quartzo. Um granito não possui 
plagioclásio cálcicos ou olivinas. É comum a ocorrência de BIOTITA, o que é 
esperado por ser o ferromagnesiano de maior relação Si:O; 
 Rochas ricas em plagioclásios cálcicos (gabro anortesitos) não apresentam 
quartzo; 
 Rochas ricas em plagioclásios sódicos (diorito) podem possuir quartzo (quartzo 
diorito). 
 
c) Rochas sedimentares 
São rochas resultantes do depósito e da sedimentação dos produtos do 
intemperismo de outras rochas. Os depósitos de sedimentos recém formados são 
moles e incoerentes como a areia de uma praia ou a argila de um manguezal. Com 
o passar do tempo e a evolução geológica, entretanto, novas camadas vão se 
acumulando e criando espessas formações de sedimentos que podem atingir 
centenas e até milhares de metros de espessura. 
Sob o efeito das novas camadas, a água é expulsa e os sedimentos mais 
antigos vão endurecendo, sofrem a litificação ou diagênese, até formar a rocha dura: 
a rocha sedimentar. As principais rochas sedimentares são: argilito, siltito, arenito, 
conglomerado, tilito, dolomito, calcário e silex. 
Argilito, argila e folhelho possuem cor de cinza até preta, amarela verde ou 
amarelada. A granulação é finíssima, por isto são untuosas ao tato. A presença de 
argila faz com que o sedimento tenha o cheiro característico de moringa nova, 
45 
 
quando umedecido. Quando endurecida, formam estratos finos e paralelos 
esfoliáveis e recebe o nome de FOLHELHO. 
Arenito, areia ou arcózio: as cores mais comuns são cinza, amarela ou 
vermelha. O arenito é a rocha sedimentar proveniente da consolidação de areia por 
um cimento qualquer. Ocorrem, comumente junto às areias, às vezes em alta 
concentração, a monazita, ilmenita, moscovita e outros minerais. O arcózio é um 
arenito que possui como constituinte uma grande quantidade de FELDSPATO. O 
arenito de Bauru é constituído principalmente de quartzo e o de Botucatu de quartzo 
e feldspato. 
O calcário e o marga são rochas de cor cinza, amarela, até preta, geralmente 
compacta e de granulação microscópica na maioria das vezes. É comum 
apresentarem impurezas de argila e de areia. Há tipos formados de restos de 
conchas ou de carcaças de microorganismos. A denominação de LUMAQUELA 
ocorre quando é grande a contribuição de conchas, e de MARGA quando possui ao 
redor de 50% de argila. Resulta um material que efervesce com HCl frio. 
Dolomito é semelhante ao calcário e como se constitui de dolomita efervesce 
com HCl quente. 
d) Rochas metamórficas 
São transformações que sofrem as rochas pré-existentes (metamórficas ou 
magmáticas), sob a ação de novas condições, como temperatura, pressão, presença 
de agentes voláteis ou fortes atritos. A adaptação a estas novas condições da 
origem as rochas metamórficas. 
A recristalização dos minerais preexistentes pode ocorrer com a formação de 
novos minerais. Devido à pressão dirigida num determinado sentido, a textura 
resultante é a orientada ou xistosa, caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns 
minerais segundo planos paralelos. As lâminas de mica ou os prismas de anfibólio 
seguem a mesma direção. 
Na recristalização pode ocorrer apenas o crescimento do mineral, como 
exemplo, o calcário passando a mármore, ou um arenito para quartzito. As principais 
rochas metamórficas são: quartzito, mármore, filito, micaxisto, clorita xisto e gnaisse. 
46 
 
Mármore: provém do calcário ou do dolomito. Os grãos de calcita 
recristalizam-se formando cristais macroscópicos, apresentando uma aparência 
sacaróide. A cor varia do branco, rósea, esverdeada e preta. As impurezas podem 
recristalizam-se como