Geologia Básica

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UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARÁ
CENTRO DE CIÊNCIAS
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
GEOLOGIA GERAL – TURMA A
NOTAS DE AULA
Prof. Dr. David Lopes de Castro
Fortaleza – CE
1
Índice
1. A Geologia como Ciência da Terra
1.1. Conceitos básicos
1.2. Áreas das Geociências
2. Introdução ao Sistema Terra
2.1. O Planeta Terra e sua Estrutura Interna
2.2. A Escala de Tempo Geológico
3. Materiais Terrestres (Minerais e Rochas)
3.1. Minerais
3.2. Rochas
4. Dinâmica Interna do Sistema Terra
4.1. Magmatismo: Vulcanismo e Plutonismo
4.2. Terremotos
4.3. Epirogênese
4.4. Deformação dos Materiais Geológicos
4.5. Conceito de Tectônica de Placas
5. Dinâmica Externa do Sistema Terra
5.1. Intemperismo
5.2. Águas Continentais
5.3. Atividades Geológicas Superficiais
Referências Bibliográficas
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1. A GEOLOGIA COMO CIÊNCIA DA TERRA
1.1. CONCEITOS BÁSICOS
Geologia é a ciência que estuda a Terra. O termo Geologia vem do grego:
Geo = Terra e logos = Ciência
Definição: As Ciências Geológicas procuram decifrar a composição, estrutura e evolução do Globo
Terrestre, bem como os processos que ocorrem no seu interior e superfície.
Identificar Matérias terrestres
Geologia Classificar e
Mapear Estruturas geológicas
Conceitos Científicos Básicos:
a) Física: - Propriedades físicos dos materiais terrestres
- Esforços físicos de deformação mecânica
- Movimentos superficiais e internos
b) Química: - Propriedades químicas dos minerais e rochas
 - Cristalização e recristalização dos minerais
 - Condições de Pressão e Temperatura
 - Idades radiométricas dos minerais e rochas
c) Biologia: - Estudo de fosseis de vegetais e animais
 - Ações construtivas destrutivas dos organismos
 - Formação de rochas de origem orgânica
d) Matemática: - Modelos numéricos
 - Procedimentos estatísticos
 - Resolução de equações matemáticas
Aplicações:
Exploração de recursos minerais
Prospecção de jazidas petrolíferas e de carvão
Gestão de águas superficiais e subterrâneas
Controle e monitoramento do meio ambiente
Suporte ao desenvolvimento de obras civis
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1.2. ÁREAS DAS GEOCIÊNCIAS
a) Geofísica - reconhece as propriedades físicas da Terra para estudar sua estrutura interna. Por
exemplo, estudando o campo magnético terrestre (intensidade, configuração e variação), o fluxo de
calor interno da Terra, o movimento das ondas sísmicas, que estão associadas aos terremotos. A
geofísica combina geologia com física para solucionar problemas como encontrar reservas de gás,
óleo, metais, água.
b) Geoquímica - trata do quimismo do planeta. Atualmente, esta área pode ser dividida em geo-
química sedimentar, geoquímica orgânica, o novo campo da geoquímica ambiental, e muitos outros.
O grande interesse da geoquímica está na origem e evolução das principais classes de rochas e mi-
nerais. O geoquímico estuda especificamente os elementos da natureza - por exemplo, os ciclos
geoquímicos do carbono, nitrogênio, fósforo e enxofre; distribuição e abundância de isótopos na
natureza e a exploração geoquímica, também chamada de prospecção geoquímica, que é aplicada
para a exploração mineral.
c) Petrologia - trata da origem, estrutura, ocorrência, e da história das rochas ígneas, metamórficas
e sedimentares. Os petrólogos estudam as mudanças que ocorrem nas rochas e são capazes de fazer
um detalhado mapeamento mostrando os tipos de rochas existentes em uma área.
d) Mineralogia - trata dos minerais encontrados na crosta terrestre, e até mesmo os encontrados ou
originados fora dela. A cristalografia estuda a forma externa e a estrutura interna dos cristais natu-
rais ou sintéticos. Há quem considere a mineralogia a arte de identificar os minerais baseando-se
nas suas propriedades físicas e químicas. A mineralogia econômica focaliza os processos responsá-
veis pela formação dos minerais, especialmente os de uso comercial.
e) Geologia estrutural - estuda atualmente as distorções das rochas em geral. Usualmente compa-
rando as formas obtidas e as classificando. Essas distorções podem ser vistas tanto macroscopica-
mente quanto microscopicamente. Os geólogos estruturais são capacitados para localizar armadilhas
estruturais que podem conter petróleo.
f) Sedimentologia - refere-se ao estudo dos depósitos sedimentares e das suas origens. Os sedi-
mentólogos estudam inúmeras feições apresentadas nas rochas que podem indicar os ambientes que
existiam no local no passado e assim entender os ambientes atuais.
g) Paleontologia - estuda a vida pré-histórica, tratando do estudo de fósseis de animais e plantas
micro e macroscópicos. Os fósseis são importantes indicadores das condições de vida existentes no
passado geológico, sendo preservados por meios naturais na crosta terrestre.
h) Geomorfologia - trabalha com a evolução das feições observadas na superfície da Terra, identi-
ficando os principais agentes formadores dessas feições e caracterizando a progressão da ação de
agentes como o vento, gelo, água... que afetam bastante o relevo terrestre.
i) Geologia Econômica - envolve a aplicação de princípios geológicos para o estudo do solo, ro-
chas, água subterrânea para saber como devem influir no planejamento e construção de estruturas
de engenharia.
j) Hidrogeologia - trata do gerenciamento de recursos hídricos, localização de lençóis freáticos e a
construção de poços.
l) Geocronologia – desvenda as idades das rochas e ventos geológicos a partir da desintegração de
elementos radioativos.
m) Geologia Ambiental - esse é um campo relativamente novo responsável pela coleta e análise de
dados geológicos para evitar ou solucionar problemas oriundos intervenção humana no meio ambi-
4
b
a
ente. Um dos seus ramos é o da Geologia Urbana, que trata dos impactos, geralmente caóticos, ge-
rados sobre o meio ambiente, quando o incontrolável crescimento das cidades agride o ambiente
ocasionando catástrofes que afetam diretamente a qualidade de vida da população. Atualmente o
geólogo ambiental tem trabalhado bastante na elaboração de RIMAS (Relatórios de Impacto Ambi-
ental), exigidos antes da execução de grandes obras.
n) Geotêcnia – estudos geológicos com aplicações em construções civis de pequenos e grandes
portes.
2. INTRODUÇÃO AO SISTEMA TERRA
2.1. O PLANETA TERRA E SUA ESTRUTURA INTERNA
A) Forma do Planeta Terra: pode ser representada por um elipsóide de revolução com o eixo equa-
torial maior que o eixo polar.
a > b ⇒ a = 6.378 km
≠
 b = 6.357 km
 
≠ 21 km
- Distância do Sol: 150.000 km
- Velocidade média em torno do Sol: 29 km/h
- Rotação da Terra: No Equador = 1666 km/h = Distância percorrida: 40.000 km / dia
 Nos Pólos = 0 km/h
 Provoca uma intensa aceleração centrífuga = Achatamento dos pólos
- Gravidade d Terra: No Equador = 9,78 m/s2
 Nos Pólos = 9,81 m/s2
B) Densidade da T
- Densidad
- Densidad
C) Massa da Terra
D) Composição da
Várias cam
 1. Parte Externa:
 
 
 
Estas cama
err
e m
e m
: M
 Te
ad
 - L
 - H
 - A
 - B
da
a 
a:
édia da Terra: ρ = 5,527 g/cm3
édia da Crosta: ρ = 2,76 g/cm3
 = 6.1024 kg
rra:
as concêntricas com propriedades físicas e químicas distintas.
itosfera: camada sólida superficial (superfície rochosa)
idrosfera: camada líquida (oceanos)
tmosfera: camada gasosa
iosfera: espaço onde ocorre vida (camadas sólida, líquida e gasosa)
s trocam matéria e energia entre si. Por exemplo, o Ciclo Hidrológico.
5
 2. Parte Interna:
 2.1. O reconhecimento das camadas internas da Terra se dá com base nos seguintes métodos:
a) Observações da densidade e da gravidade da Terra
b) Estudos sismológicos através da propagação das ondas sísmicas no subsolo terrestre (Fig.1)
c) Análise de amostras meteoritos que atingiram a superfície terrestre.
1.2. Estrutura Interna da Terra (Fig. 2)
Tabela 1. Camadas Internas.
Profundidade
(km)
Camada rochosa
Constituição Litológi-
ca
Densidade
(g/cm3)
Tempera-
tura (°C)
15 a 25 Crosta Superior Granítica 2,7 600
Litosfera 30 a 50 Inferior Basáltica 2,95 750
1200 Manto Superior Peridotito 3,3 2000
Astenosfera 2900 Inferior
Silicatos com sulfetos
e óxidos metálicos
4,7 3000
Mesosfera 5100 Núcleo Externo Ferro e Níquel 10 4500
6371 Interno Ferro e Níquel 12,2 5000
Tabela 2. Estrutura interna – Aspectos Químicos e Físicos.
Camadas Características Químicas Estado Físico
Atmosfera N2, O2, H2O, CO2, outros Gasosa
Biosfera H2O, CO2, Metano, O, N Sólido / Líquido
Hidrosfera H2O Líquido
Crosta Silicatos (SiO2) Sólido
Manto Mg, Fe, SiO2 Sólido
Núcleo Fe, Ni Sólido / Líquido
E) Magnetismo Terrestre: A Terra funciona como um grande imã de baixa intensidade (Fig. 3). O
Campo Geomagnético estende-se pelo espaço a distâncias de 10 a 13 vezes o raio da Terra, forman-
do a Magnetosfera. Sua origem está no Núcleo Externo, gerado pela movimentação do material
rochoso, rico em ferro e parcialmente líquido, devido a correntes de convecção e a rotação da Terra
(Teoria do Geodínamo).
F) Relevo da Terra:
 - Superfície terrestre: 510 milhões de km2 = 30% de terras emersas e 70% de mares e oceanos
6
7
- Maior elevação da Terra: Monte Everest = 8.840m
 - Maior depressão: Fossa Mariana (Filipinas) = -11.516 m
 - Desnível máximo de ≈ 20.000 m
 - Altura média dos continentes: 825 m
 - Profundidade média dos oceanos: 3.800 m
O relev em constante modificação e depende d icionantes: a)
Densid
sia.
Epirog
Isostas
G) Idad
 - Histó
da Terr
resfriam
quantid
lhões d
origem
na supe
 - Méto
riais te
elemen
átomos
o terrestre está
ade e Idade das rochas; b) Condições climáticas; c) Movimentos epi Isosta-
ênese: movimentos verticais de vastas áreas continentais, determina ia.
ia: estado de equilíbrio da Litosfera rígida sobre a Astenosfera fluida
e da Terra:
rico resumido: Em 1654, o arcebispo irlandês Ussher baseou-se n
a em 4.004 anos A.C. Em 1862, Lorde Kelvin calculou a idade da
ento em torno de 20 a 40 milhões de anos. Já John Joly, em 189
ade de cloreto de sódio existente na água dos oceanos, chegando a 
e anos. Com os estudos da desintegração radioativa, no início do séc
 da Terra tenha ocorrido a aproximadamente 4,5 bilhões de anos. A 
rfície terrestre foi encontrada na Groelândia com idade de 3,9 bilhõe
dos Radiométricos: Cálculo do tempo de desintegração de elemen
rrestres, tais como Potássio (K), Rubídio (Rb), Urânio (U), Tório 
tos estáveis, Argônio (Ar), Estrôncio (Sr), Chumbo (Pb) e Nitrogêni
K40 = Ar39 Rb87 = Sr87
U238 = Pb206 Th236 = Pb208
Tempo de Meia-Vida (T): é o tempo decorrido para que a metade d
 instáveis se transforme em átomos estáveis.
Meia-vida do Urânio 4,6 x 109 anos:
1g U 0,50g U
0g Pb 4,6 x 109 anos 0,43g Pb 4,6 x 109 anos
0g He 0,07g He
100 %
50 %
50 %
Elemento - Pai
Energia 
 
dos pela Isostas
a
v
r
(
o
 
 
rogenéticos; e d)
e vários fatores cond
 (Fig. 4).
 Bíblia e inferiu a idade
 Terra com base em seu
9, tomou como base aa
alores de 100 a 200 mi-
ulo 20, acredita-se que a
ocha mais antiga datada
s de anos (Ga).
tos radioativos de mate-
Th) e Carbono (C), em
 (N), respectivamente.
a quantidade original de
0,25g U
0,65g Pb
0,10g He
Elemento - Pai
Elemento - Filho
 Radiação
 Calor
8
Razão U/Pb da rocha: 1,16 0,38
As idades obtidas pelos métodos radiométricos são as idades de cristalização dos minerais e,
conseqüentemente, das rochas. Esta cristalização se dá através de processos magmáticos e metamór-
ficos. As rochas sedimentares, cujos minerais dificilmente sofrem cristalização durante sua forma-
ção, são datados a partir do seu conteúdo fóssil.
 2.2. A ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO
- Tempo Relativo e Eventos Geológicos: Para determinar se uma rocha é mais antiga que outra se
utiliza a Lei da Superposição. Quanto mais antiga uma rocha maior deverá ser o número de
eventos geológicos (falhamentos, dobramentos, intrusões, erosão, etc) que ela sofreu, bem como
mais antigos o seu conteúdo fóssil (para rochas sedimentares) e suas idades radiométricas.
- Escala do Tempo Geológico: é uma seqüência cronológica empregada para dispor os aconteci-
mentos geológicos e da evolução da vida na Terra de forma ordenada, ao longo da historia do
planeta. Este tempo geológico foi dividido com base em estudos estratigráficos e geotectônicos
de correlação mundial apoiados, em grande parte, nos registros fossilíferos e em datações geo-
cronológicas. A Escala do Tempo Geológico é dividida em Eons subdivididos em Eras; estas di-
vididas em Períodos que, por sua vez, são divididos em Épocas (Fig. 5).
- A Escala do Tempo Geológico e a Vida na Terra (Tabela 3).
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Síntese: A Terra é um planeta do sistema solar, formado por várias camadas concêntricas, com
composições químicas e propriedades físicas distintas, que evoluíram por 4,5 Bilhões de anos.
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Tabela 3. A Escala do Tempo Geológico e a Vida na Terra.
Eon
Período /
Época
Idade
(Milhões de anos)
Fatos Importantes
Pré- 4500 a 4000 Hidrosfera e Atmosfera
Cambriano 4000 a 3000 bactérias unicelulares
3000 a 2000 Oxigenação da atmosfera
2000 a 1000 Vida dependente de O2 nos oceanos
Fanerozóico Cambriano 600 a 500 Organismos multicelulares
Ordoviciano 500 a 440 Animais marinhos e conhas
Siluriano 440 a 400 Corais e primeiras plantas terrestres
Carbonífero 400 a 350 Anfíbios
Permiano 350 a 280 Insetos e répteis antigos
Triássico 280 a 230 Dinossauro ancestral
Jurássico 230 a 190 Pássaros, coníferas
Cretácio 190 a 135 Apogeu dos dinossauros, flores
Paleoceno 135 a 60 Idade dos mamíferos (morcegos)
Eoceno 60 a 54 Cavalo ancestral
Oligoceno 54 a 35 Cetáceos
Mioceno 35 a 23 Pássaros modernos, mamíferos peludos
Plioceno 23 a 12 Hominídeos
Holoceno 11 mil anos
Surgimento do homem moderno e des-
envolvimento da agricultura
3. MATERIAIS TERRESTRES (MINERAIS E ROCHAS)
3.1. MINERAIS
A) Definição:
Minerais são elementos ou compostos químicos com composição definida dentro de certos
limites, cristalizados e formados naturalmente por meio de processos geológicos inorgânicos, na
Terra ou em outros corpos extraterrestres. A composição química e as propriedades cristalográficas
fazem com que ele seja único dentro do reino mineral e,assim, receba um nome característico.
Os minerais são os principais formadores de rochas, ocorrendo em estado sólido, com exce-
ção do mercúrio e a água (líquidos em Condições Normais de Temperatura e Pressão – CNTP).
Mineralóides: vidro vulcânico e compostos de origem orgânica (Carvão e Petróleo).
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- Fatores que influenciam a formação de minerais:
- Disponibilidade de material pra a formação do mineral (elementos químicos)
- Condições de pressão e temperatura do meio
- Processos geológicos (magmatismo, metamorfismo, entre outros)
B) Propriedades físicas dos minerais:
1. Estrutura cristalina 4. Fratura 7. Peso Específico 10. Cor*
2. Clivagem 5. Dureza 8. Hábito 11. Diafaneidade*
3. Partição 6. Tenacidade 9. Brilho* * Propriedades óticas
1. Estrutura cristalina: Agrupamento de átomos dispostos regularmente, segundo sistemas fixos e
constantes (Sistemas Cristalinos). Todas as propriedades físicas são decorrentes da estrutura crista-
lina. Exemplo: Sal de cozinha – Halita (NaCl) (Fig. 6).
2. Clivagem: propriedade dos cristais em subdividir-se em planos paralelos.Há uma menor coesão
da rede cristalina entre estes planos (Fig. 7).
3. Partição: Planos de fraqueza desenvolvidos pelos minerais sob pressão.
4. Fratura: Os minerais sem clivagem quebram-se em fraturas irregulares. Pode ser conchoidal, fi-
brosa ou serrilhada.
5. Dureza: Resistência do mineral à abrasão. É caracterizada pela maior ou menor facilidade de fa-
zer um risco em sua superfície.
Tabela 4. Escala de Mohs de Dureza dos minerais.
Mineral Padrão Dureza Padrão Secundário
Talco 1 Unha
Gipsita 2 (2,5)
Calcita 3
Fluorita 4 Vidro
Apatita 5 (5,5)
Ortoclásio 6 Lâmina de aço (6,5)
Quartzo 7 Risca o vidro
Topázio 8
Coríndon 9 Cortam o vidro
Diamante 10
12
13
6. Tenacidade: Resistência do mineral ao rompimento, esmagamento e encurtamento.
 - Materiais competentes: dobram sem partir ou quebrar = caráter plástico (maleáveis)
 - Materiais incompetentes: quebram facilmente = caráter frágil (rígidos)
7. Peso Específico: Número que indica quantas vezes um certo volume de mineral é mais pesado do
que um mesmo volume de água destilada à temperatura de 4°C.
Tabela 5. Densidade de alguns minerais em g/cm3.
Mineral Densidade Mineral Densidade
Halita 2,2 Ferro 7,3 – 7,9
Quartzo 2,65 Mercúrio 13,6
Calcita 2,75 Ouro 19
Galena 7,5 Formadores de rochas 2,5 – 4,0
8. Hábito: Forma geométrica dos minerais, que reflete a sua estrutura cristalina. Pode ser: laminar,
prismático, fibroso, acicular, botroidal, dentrítico e maciço.
9. Brilho: Capacidade de absorver, refletir e refratar a luz incidente. Pode ser: a) Brilho metálico,
reflete mais de 75% da luz; e b) Brilho não-metálico: adamantino (17%), vítreo (1,5 a 4%), sedoso,
gorduroso e resinoso.
10. Cor: Absorção seletiva da luz. Um mineral verde absorve todos os comprimentos de onda do
espectro com exceção daqueles que associados, dão a sensação de verde. Exemplos:
 - Minerais metálicos: vermelho - cobre nativo; amarelo - ouro, pirita; branco - prata nativa.
 - Minerais não-metálicos: preto - biotita; azul - cianita; verde - esmeralda; amarelo - enxofre; ver-
melho - limonita.
 - Minerais com várias cores: quartzo: incolor - cristal de rocha; amarelo - citrino; violeta - ametista.
11. Diafaneidade: Propriedade dos minerais que permite a travessia da luz. Pode ser: Transparente,
Translúcido e Opaco.
C) Propriedades Químicas dos minerais:
 - Minerais formados por apenas um elementos químico = Ouro (Au), Diamante (C), Enxofre (S)
 - Minerais formados por compostos químicos = Quartzo (SiO2), Pirita (FeS2)
 - Polimorfismo: diferentes minerais com a mesma composição química, mas com estruturas cris-
talinas e propriedades físicas distintas. Ex.: Diamante e Grafita = Carbono (C)
Calcita e Dolomita = CaCO3
 - Isomorfismo: vários minerais possuem composições químicas diferentes, mas a mesma forma
cristalina. Ex.: Grupo dos Feldspatos
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Albita Oligoclásio Andesina Labradorita Bitownita Anortita
Na2O Al2O3 SiO2 CaOAl2O3 SiO2
D) Uso econômico dos minerais:
 - Gemas: minerais valiosos como pedras preciosas devido a cor, brilho dureza, etc.Ex.: Diamante;
Coríndon: vermelho (Rubi), azul (Safira); Berilo: verde (Esmeralda); azul/verde (Água Mari-
nha), rosa (Morganita); Turmalina: rosa (Rubelita), verde (Esmeralda brasileira); Granada
(avermelhada); Zircão (incolor); Feldspato: verde (Amazonita).
 - Minerais de valor econômico / financeiro: Ouro; Platina; Prata
 - Minerais ornamentais: Calcita (Mármores); Feldspato; Gipsita
 - Abrasivos: Diamante; Coríndon; Sílex
 - Cerâmica: argilas
 - Fertilizantes: Apatita
 - Aparelhos óticos: Fluorita; Quartzo
 - Refratários: Magnesita; Bauxita; Zircão; Argila, Mica
 - Minerais metálicos de uso industrial: Bauxita (Al); Arsenopirita (Arsênico); Galena (Pb); Calco-
cita e Calcopirita (Cu); Cromita (Cr); Cassiterita (Estanho); Hematita e Magnetita (Fe), Pirolu-
sita (Mn); Uraninita (U); Rutilo (Ti); Scheelita (W); Ouro e Prata
 - Minerais não-metálicos de uso industrial: Calcita (cimento); Bentonita e argilo-minerais (cons-
trução civil); Diatomita (tintas); Areia e Argila (construção civil)
E) Sistemas Cristalinos:
Os minerais são constituídos por átomos dispostos de maneira regular, ordenada e periodi-
camente repetida. A Rede Cristalina representa um arranjo organizado dos átomos, formado pela
repetição sistemática de uma célula unitária. Há sete sistemas cristalinos classificados pelas dimen-
sões das células unitárias (a,b e c) e pelos ângulos entre seus eixos (α, β, e γ) (Fig. 8).
1. Sistema Cúbico (Isométrico): (a = b = c) e (α = β = γ = 90°); Diamante, Granada
c
b
a
γ β
α
15
2. Sistema Tetragonal: (a = b ≠ c) e (α = β = γ = 90°); Zircão, Rutilo
3. Sistema Ortorrômbico: (a ≠ b ≠ c) e (α = β = γ = 90°); Quartzo β, Berilo
4. Sistema Hexagonal: ([a1 = a2 = a3] ≠ c) e (α = β = δ = 90° e γ = 120°); Quartzo α
5. Sistema Trigonal: ([a1 = a2 = a3] ≠ c) e (α = β = δ = 90° e γ = 120°); Olivina, Topázio
6. Sistema Monoclínico: (a ≠ b ≠ c) e (α = γ = 90° e β ≠ 90°); Ortoclásio, Mica
7. Sistema Triclínico: (a ≠ b ≠ c) e (α ≠ β ≠ γ); Microclínio, Plagioclásio
F) Classificação dos minerais:
1. Elementos Nativos: existem na forma isolada na natureza. Metálicos: Ouro (Au), Prata (Ag), Pla-
tina e Cobre (Cu); Não-Metálicos: Enxofre (S), Diamante (C) e Grafita (C).
2. Silicatos (SiO2): 95% em volume da Crosta terrestre. Formados por tetraedros de sílica, 4 íons de
Oxigênio e um de Silício (Fig. 9). Cada íon de Oxigênio tem potencialidade de se ligar com ou-
tro íon de Silício e de entrar em outro agrupamento tetraédrico (Polimerização). Ex.: Nesossili-
catos (Olivinas, Granadas); Sorossilicatos (Epidoto, Pumpelita); Ciclossilicatos (Cordierita,
Turmalina, Berilo); Inossilicatos (Piroxênio, Anfibólios); Filossilicatos (Micas, Cloritas, Argi-
las); Tectossilicatos (Quartzo, Feldspatos).
3. Carbonatos (CO2): Calcita (CaCO3). Forma as rochas calcárias e os mármores.
4. Óxidos: Grande valor econômico. Hematita (Fe2O3); Cromita (FeCr2O4).
5. Sulfetos: Minerais mais importantes do ponto vista econômico. Ex: Pirita (FeS); Galena (PbS).
6. Sulfatos: Grande interesse econômico. Barita (BaSO4); Gipsita (CaSO4 2H2O).
7. Sais halógenos: Halita (NaCl) - Sal Gema.
8. Outras classes: Tungstatos (Scheelita), Sulfossais (Proustita), Hidróxidos (Limonita), Nitratos
(Salitre), Boratos (Bórax) e Fosfatos (Monazita).
G) Principais minerais formadores de rochas: Das mais de 4.000 espécies minerais conhecidas,
apenas 30 ocorrem mias freqüentemente na Crosta terrestre. Os principais minerais formadores de
rochas são os silicatos e, secundariamente, os carbonatos:
1. Feldspatos: > 50% da quantidade de minerais presentes na Crosta. K-Feldspatos e Plagioclásios.
2. Quartzo: Alta dureza e bastante resistente ao intemperismo. (SiO2)
3. Piroxênios: minerais escuros ricos em Fe e Mg, formados em altas temperaturas e pressões.
4. Anfibólios: cor escura e densidade elevada. 15% dos minerais da Crosta.
5. Micas: minerais placosos, com clivagem expressiva. Biotitas e Muscovitas.
6. Argilas: minerais formados pela alteração dos silicatos. Minerais muito pequenos < 0,0004 mm.
7. Olivinas: minerais escuros esverdeados com densidade superior a 3,3 g/cm3.
8. Outros silicatos comuns: Clorita, Granada, Cianita, Sillimanita e Andalusita.
16
9. Não-Silicatos: - Carbonatos: Calcita (CaCO3) e Dolomita [CaMg(CO3)2].
3.2. ROCHAS
A) Definição: Rocha é um agregado natural e multigranular, formado por um ou mais minerais.
Quanto ao seu conteúdo mineral, as rochas podem ser:
 - Monominerálicas: composta por um único tipo mineral. Ex.: Calcário Puro (Calcita); Quartzito
Puro (Quartzo); Piroxenito(Piroxênio); Argilito Puro (argilo-minerais).
 - Poliminerálicas: composta por várias espécies minerais. Ex.: Granitos, Gnaisses, Arenitos, etc.
 - Principais grupos de rochas: Ígneas ou Magmáticas, Metamórficas e Sedimentares
B) Ciclo das Rochas:
O ciclo das rochas representa as diversas possibilidades de transformação de um tipo de
rocha em outro. As setas que interligam as rochas ígneas, sedimentares e metamórficas indicam
processos relacionados às Dinâmicas Externa e Interna da Crosta terrestre (Figs. 10 e 11).
Fig. 10. Esquema ilustrativo do Ciclo das Rochas.
Os continentes se originaram ao longo do tempo geológico pela transferência de materiais
menos densos do manto para a superfície terrestre. As rochas, uma vez expostas à atmosfera e à
biosfera passam a sofrer a ação do intemperismo, através de reações de oxidação, hidratação,
solubilização, ataques por substâncias orgânicas, variações diárias e sazonais de temperatura, entre
outras. O intemperismo faz com que as rochas percam sua coesão, sendo erodidas, transportadas e
depositadas em depressões onde, após a diagênese, passam a constituir as rochas sedimentares. A
cadeia de processos de formação de rochas sedimentares pode atuar sobre qualquer rocha (ígnea,
metamórfica, sedimentar) exposta à superfície da Terra. (Dinâmica Externa)
17
18
Devido à deriva dos continentes, as rochas podem ser levadas a ambientes muito diferentes
daqueles onde elas se formaram. Qualquer tipo de rocha (ígnea, sedimentar, metamórfica) que sofra
a ação de, por exemplo, altas pressões e temperaturas, sofre as transformações mineralógicas e
texturais, tornando-se uma rocha metamórfica. Se as condições de metamorfismo forem muito
intensas, as rochas podem se fundir, gerando magmas que, ao se solidificar, darão origem a novas
rochas ígneas. (Dinâmica Interna)
O Ciclo das Rochas existe desde os primórdios da história geológica da Terra e, através dele,
a crosta de nosso planeta está em constante transformação e evolução. Por este processo geológico,
unidades rochosas de diferentes idades pode ser vistas lado a lado na superfície, como mostra o
Mapa Geológico do Brasil (Fig.12).
C) Rochas Ígneas ou Magmáticas:
Representam 80% da Crosta terrestre, sendo formadas diretamente pela solidificação de uma
fusão de silicatos (Magma). A fusão parcial ou total do material rochoso ocorre no Manto Superior
ou Crosta Inferior a temperaturas de 650° a 1300°C. O material parcialmente fundido ascende por
gravidade através de “dutos” finos abertos nas rochas cristalizadas (Rochas Encaixantes). Com o
resfriamento do magma ocorre a cristalização dos minerais e a formação de uma rocha ígnea.
1. Plutonismo: O magma se solidifica e se mobiliza antes de atingir a superfície terrestre. Neste
processo, podem ser formadas grandes massas de material magmático (corpos plutônicos ou intru-
sivos) como os plutões (ou plutons), batólitos e soleiras. Corpos menores são denominados diques e
veios. O deslocamento e alojamento dos corpos plutônicos provocam deformação e metamorfismo
nas rochas encaixantes. Devido ao seu resfriamento relativamente mais lento, os minerais são gera-
dos como cristais bem formados em uma matriz mais fina.
2. Vulcanismo: Ocorre quando o magma atinge a superfície ainda em estado líquido, com a forma-
ção de edifícios vulcânicos. Este processo gera as rochas magmáticas extrusivas, que apresentam
uma textura muito fina, já que com o rápido resfriamento do magma os minerais não têm tempo
para formarem cristais maiores. Há também a liberação de gases, cinzas e rochas piroclásticas.
Tabela 6. Exemplos de Rochas Ígneas.
Ácidas
(c/ quartzo)
Intermediárias
(sem quartzo)
Básicas Ultrabásicas
Teor em SiO2 > 65% 52 a 65% 45 a 52% <45%
Plutônicas Granito Sienito Gabro Peridotito
Vulcânicas Riolito Traquito Basalto -
D) Rochas Sedimentares:
19
Compõem apenas 5% da Crosta terrestre, porém cobrem aproximadamente 75% da superfí-
cie do planeta. Formam-se próximos à superfície, pelo acúmulo de grãos minerais oriundos de ro-
chas pré-existentes, precipitação de compostos químicos e atividade biológica.
- Processos de formação de Rochas Sedimentares
1. Intemperismo: decomposição química e física das rochas
2. Transporte: movimentação de materiais geológicos das áreas fontes para locais de deposição
3. Sedimentação: acúmulo de sedimentos em grandes depressões topográficas (bacias sedimentares)
4. Litificação: processos geológicos que transformam os materiais inconsolidados (sedimentos) em
rochas sedimentares. Os grãos minerais são compactados e cimentados em uma matriz mais fina.
(Rochas sedimentares de origem clástica)
5. Precipitação química de carbonatos, fosfatos, hidróxido de ferro e sílica. (Rochas sedimentares de
origem química)
Estes processos formam o Ciclo Sedimentar e influem na composição química e mineralógi-
ca das rochas sedimentares. Por exemplo:
a) Intemperismo pouco efetivo e Transporte restrito = Sedimentos clásticos de granulação grossa
b) Intemperismo forte e transporte amplo = Sedimentos clásticos de granulação fina
c) Precipitação química em ambiente calmo = Sedimentos químicos e granulação fina
d) Precipitação química em mar agitado = Sedimentos químicos de granulação grossa
- Classificação das Rochas Sedimentares: em função dos elementos constitutivos das rochas
1. Sedimentos Clásticos ou Mecânicos: são formados por fragmentos de rochas pré-existentes. Prin-
cipalmente, formados por quartzo (muito resistente à dissolução, alteração e ao transporte) e
feldspato (altera quimicamente para argilo-minerais). Sua sub-divisão é baseada no tamanho mé-
dio dos grãos minerais.
Tabela 7. Classificação das Rochas Sedimentares de Origem Clástica.
Não-consolidados Consolidados Tamanho do grão (mm)
Matacões Conglomerados > 256
Blocos ou < 256 a > 64
Seixos Brechas < 64 a > 4
Grânulos < 4 a > 2
Areia Grossa Arenito Grosso < 2 a > 1/4
Areia Fina Arenito Fino < 1/4 a > 1/16
Silte Siltito e Folhelho < 1/16 a > 1/256
Argila Argilito e Folhelho < 1/256
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- Conglomerados: seixos de quartzo e fragmentos de rochas arredondados
- Brechas: seixos de quartzo e fragmentos de rochas angulares
- Arenitos: minerais de quartzo e, subordinadamente, feldspato na fração 1/16 mm a 2 mm
- Siltito: predomínio de quartzo
- Argilito: predomínio de argilo-minerais
- Folhelhos: sedimentos clásticos nas frações silte e argila com aspecto folheado
2. Sedimentos Químicos: formados pela precipitação de elementos químicos presentes em solução
na água. Podem formar rochas monominerálicas. Os principais minerais são: Calcita = Calcários
e Dolomitas; Gipsita = Gipso; Halita = Sal gema. Principais rochas: a) Calcários; e b) Evapori-
tos.
3. Sedimentos Orgânicos: acúmulo e litificação de restos orgânicos. Principais rochas: a) Petróleo e
Carvão: decomposição de restos de organismos em ambiente aquoso; e b) Calcários: deposição
de carapaças e restos de esqueletos de organismos, principalmente marinhos.
- Fósseis: restos de animais e plantas ou seus vestígios preservados nas rochas, principalmente se-
dimentares. Podem ser formados pelas partes duras (dentes e ossos) ou moles (peles e pelos no
gelo); pegadas na lama; impressões em cavidades e lama; e ovos e excrementos. Sua formação
está ligada à deposição de sedimentos, cinzas vulcânicas e gelo. Sua importância para as Geo-
ciências encontra-se na datação de rochas sedimentares (idade da deposição), determinação do
paleoclima da região e localização paleogeográfica das rochas fossilíferas.
E) Rochas Metamórficas:
O Metamorfismo é a soma de processos geológicos de recristalização de minerais no estado
sólido, modificando as estruturas internas das rochas. Ele desencadeia uma série de reações quími-
cas, alterandoa composição mineralógica da rocha. A recristalização dos minerais pré-existentes ou
a formação de novos minerais depende das novas condições de pressão e temperatura do meio.
O Metamorfismo inicia a temperaturas superiores a 150°C (cristalização da Ilita, um argilo-
mineral). Para temperaturas abaixo de 150°C, estão envolvidos apenas processos sedimentares (liti-
ficação e diagênese).
- Tipos de Metamorfismo
1. Metamorfismo Local: ocorre em áreas restritas.
a) Metamorfismo de contato: intrusão de corpos plutônicos, gerando auréolas de metamorfismo nos
contatos da intrusão plutônica com as rochas encaixantes devido a condução de calor do magma
para as encaixantes.
21
b) Metamorfismo dinâmico: afeta zonas estreitas e alongadas ao longo de falhas e zonas de cisa-
lhamento dúcteis.
2. Metamorfismo Regional: áreas muito extensas ao longo de colisões continentais (Faixas Orogê-
nicas ou Faixas Móveis). Formam-se as Cadeias de Montanhas como o Himalaia.
- Fatores que influem no metamorfismo
1. Composição química da rocha primária;
2. Temperatura e pressão litostática: maiores as condições de pressão e temperatura (P eT) maior
será o grau metamórfico e mais profundo ocorre o metamorfismo; As reações químicas do me-
tamorfismo são reversíveis;
3. Pressão tectônica: deslocamentos laterais das placas tectônicas.
4. Tempo: o tempo de exposição das rochas às condições de P e T. As reações químicas são relati-
vamente lentas.
- Classificação das rochas metamórficas: são classificadas pela sua estrutura interna.
1. Rochas metamórficas que ainda preservam sua estrutura original: Prefixo “Meta” + nome da ro-
cha original. Ex.: Metarenito (origem sedimentar) , Metabasalto (vulcânica) e Metadiorito (plu-
tônica).
2. Quando não se observa mais a estrutura original da rocha, as rochas metamórficas são classifica-
das segundo sua textura:
a) Filitos: grãos muito pequenos, não observáveis a olho nu;
b) Xistos: minerais platiformes (micas e anfibólios);
c) Gnaisses: rochas bandadas com alternâncias de minerais micáceos (escuros) e silicáticos (claros).
3. Outras rochas com nomes próprios:
Arenito = Metarenito = Quartzito
Basalto = Metabasalto = Anfibolito
Migmatito = rocha de alto grau metamórfico com partes ígneas e metamórficas
4. DINÂMICA INTERNA DO SISTEMA TERRA
A Dinâmica Interna é o conjunto de fenômenos naturais que ocorrem no interior da Terra e na
sua Litosfera (Fig. 13). Com isto, a superfície do planeta é renovada a cada 150 milhões de anos
com a formação de novos oceanos e de cadeias de montanhas, bem como a junção e separação de
continentes. As expressões mais comuns, observadas na pelo homem, são os vulcões e terremotos.
22
23
A fonte de energia da Dinâmica Interna é o calor interno da Terra, remanescente da formação do
planeta a 4,5 bilhões de anos atrás. Importantes variações de temperatura geram correntes de con-
vecção na Astenosfera (Manto Inferior), fazendo com que a Litosfera (Crosta e Manto Superior)
sobreposta também entre em movimento, se partindo em grandes placas tectônicas.
Os principais resultados da chamada Tectônica de Placas são: Magmatismo, Terremotos, Epiro-
gênese e Deformação das Rochas (ou Orogênese).
4.1. MAGMATISMO: VULCANISMO E PLUTONISMO
O magmatismo é a fusão de materiais rochosos na base da Crosta ou no interior do Manto, sua
ascensão por gravidade e seu alojamento no interior (Plutonismo) ou na superfície (Vulcanismo) da
Litosfera, com a formação de novas rochas (Fig. 13). Esta fusão ocorre em câmaras magmáticas,
onde as extremas condições de pressão e temperatura geram um material fluido, uma mistura de
sólido, líquido e gasoso, o Magma. Os minerais irão se cristalizar no momento que o magma iniciar
um processo de resfriamento fora da câmara magmática.
O Magma é uma mistura de minerais fundidos (silicatos e alumino-silicatos) e gases em disso-
lução (CO2, F, Cl, S, etc.). Pode ser divido em magmas ácidos, intermediários e básicos, de acordo
com o teor em Sílica (SiO2). Ácidos > 60% de SiO2; Básicos < 52% SiO2.
- Situações geológicas que permitem o surgimento de câmaras magmáticas
a) Cadeias Mesoceânicas: cadeias de vulcões submarinos no eixo central dos oceanos, onde a for-
mação de Crosta Oceânica. Ex.: Cadeia Mesoceânica do Atlântico;
b) Zonas de subducção: faixas lineares ao longo de margens continentais ativas, onde a destruição
de Crosta Oceânica. Ex.: Margem Continental Andina;
c) Pontos Quentes (Hot Spots): plumas ou câmaras magmáticas no Manto Inferior, formadas por um
aumento anômalo da temperatura local.
- Tipos de Magmas
a) Tholeiíticos: magmas básicos enriquecidos em Fe2O3 e FeO (basaltos), formados nas Cadeias
Mesoceânicas;
b) Cálcio-alcalinos: magmas ácidos do tipo intermediário (andesitos), formados pela fusão da
Crosta Continental. Ocorrem nas margens continentais ativas (Pacífico);
c) Alcalinos magmas básicos enriquecidos em elementos alcalinos (K e Na). Origem mais profunda
no Manto. Forma as ilhas vulcânicas como o Hawaii.
24
4.1.1. Vulcanismo
Ascensão do magma do interior da Terra até a superfície. O material rochoso em estado de fu-
são parcial sobe por gravidade e sobre pressão através de finos condutos, rompendo as rochas da
Crosta de forma violenta. Normalmente, a erupção vulcânica irá forma elevados edifícios vulcâni-
cos na superfície.
- Tipos de atividades vulcânicas
Abaulamento do solo Derramamentos de lavas
Tremores de terra Explosões e erupções violentas
Surgimento de fendas Formação de lagos de lava
Exalação de gases e cinzas Nuvens ardentes (cinzas e fragmentos de rochas)
Ejeção de águas subterrâneas Formação de ilhas oceânicas
- Materiais vulcânicos
a) Lava: massa magmática em estado parcialmente fundido
b) Material piroclástico: tufos (fração areia fina); blocos (> 5 cm); bombas (lava consolidada du-
rante a trajetória no ar); lapilli: material ejetado em forma alongada, cinzas;
c) Gases: CO2, F, Cl, S, etc.
4.1.2. Plutonismo
É a consolidação do magma no interior da Crosta. A conjunção das forças que empurram o
magma para cima não é mais suficiente para promover sua ascensão, fazendo com que o material
rochoso se desloque lateralmente, podendo formar extensos corpos plutônicos. Após seu alojamento
em profundidade, o magma se resfriará lentamente gerando as rochas ígneas ou plutônicas.
Os contatos dos corpos plutônicos com as rochas encaixantes são abruptos e podem ser con-
cordantes (corpos maiores) ou discordantes (corpos menores). Os corpos intrusivos menores são
representados pelos diques, veios, necks vulcânicos e apófises, que normalmente cortam as estrutu-
ras internas das rochas encaixantes em ângulo. Já os corpos maiores, soleiras (sills), com formas
tabulares; lacólitos, com formas de cogumelo; batólitos; e stocks, cortam as estruturas em baixo
ângulo.
- Estruturas dos corpos magmáticos:
a) Estruturas vesiculares: bolhas de escape de gás;
b) Xenólitos: blocos de rochas encaixantes incorporadas pelo magma;
c) Estruturas de fluxo: orientação dos minerais e xenólitos de acordo com o fluxo do magma;
25
d) Fraturamento primário: resfriamento e contração do magma geram fraturas na rocha já consoli-
dada;
e) Metamorfismo de contato: cozinhamento das rochas encaixantes devido à condução de calor do
magma, próximo aos limites do corpo plutônico.
- Origem das rochas magmáticas
VULCÂNICAS PLUTÔNICAS
CROSTA Riolitos e Granitos e
 Dacitos Tonalitos
 CROSTA + MANTO Andesitos e Dioritos; Granodioritos e
 Riodacitos Monzonitos
MANTO Basaltos Grabos
4.2. TERREMOTOS
Os sismos são dispersões bruscas de energia através da propagação de ondas elásticas no inte-
rior da Terra. Ocorrem quando os materiais geológicos não suportam os esforços advindosdas Di-
nâmicas Interna e Externa ou provocados pelo homem. Os terremotos mais intensos estão ligados
aos movimentos das placas tectônicas (Fig. 14).
- Propagação de ondas sísmicas
São ondas elásticas que se propagam radialmente em todas as direções (ondas esféricas). Há
a vibração das partículas sem, contudo, haver seu deslocamento. Estas vibrações podem ser longitu-
dinais ou transversais. Nas ondas longitudinais (ou ondas primárias - P), as partículas do meio vi-
bram através de dilatações e compressões, paralelamente à direção de propagação. São as ondas
mais velozes e se propagam tanto em meio sólido, liquido e gasoso. Nas ondas transversais (ou on-
das secundárias - S), as vibrações das partículas são perpendiculares à direção da propagação, atra-
vés de deformações tangenciais (cisalhamento). As ondas S são mais lentas e só se propagam em
meio sólido. Quando as ondas P e S atingem a superfície terrestre geram ondas superficiais (Love e
Rayleigh). Estas são as mais prejudiciais ao ser humano.
- Causas dos Terremotos
a) Tectônicas: movimentos das placas tectônicas próximos aos seus limites
Si,
Na/K
Fe, Mg
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b) Posicionamento de magmas (Vulcanismo)
c) Desabamento de cavernas calcárias (Sumidouros)
d) Impacto de meteoritos
27
e) Explosões provocadas pelo homem
f) Preenchimento de represas
- Efeitos dos Terremotos
a) Soerguimento e/ou rebaixamento de terrenos
b) Deslizamentos de encostas
c) Maremotos (Tsunamis)
d) Aparecimentos de fontes de água subterrânea
e) Aos seres humanos: Desmoronamentos de obras civis, incêndios (tubulações de gás) e morte de
milhares de pessoas rapidamente.
- Magnitude e Intensidade dos sismos: A magnitude de um sismo representa a quantidade de
energia liberada no hipocentro do terremoto e que é calculada a partir da amplitude do sinal sísmico
medido em estações sismológicas espalhadas pela superfície terrestre. Enquanto que a intensidade
de um sismo está relacionada às perturbações e danos provocados aos seres humanos (Tabela 8).
Esta grandeza tem caráter relativo, pois depende do índice de ocupação humana na região afetada.
Tabela 8. Escala de Intensidade Mercalli Modificada.
Grau Efeitos Grau Efeitos
I Imperceptível VII Rachaduras e queda de chaminés
II Andares Superiores VIII Danos consideráveis
II Andares Inferiores e carros estacionados IX Destruição generalizada leve
IV Tremor de louças X Demolição de prédios
V Queda de objetos XI Pontes destruídas
VI Movimento de móveis XII Destruição total e modificação do relevo
- Distribuição dos terremotos: Os epicentros dos sismos estão concentrados ao longo dos limites
das placas tectônicas (Fig. 15). O atrito causado pelo movimento das grandes massas litosféricas é o
maior causador dos terremotos. Os sismos ocorrem em profundidades de até 700 km, pois abaixo os
materiais rochosos adquirem um caráter plástico (ou dúctil) que faz com eles se deformem sem ha-
ver ruptura e, conseqüentemente, terremotos.
O Nordeste do Brasil apresenta uma sismicidade do tipo intraplaca, que está relacionada a
um conjunto de tensões litosféricas associado a uma crosta continental mais fina sob a bacia sedi-
mentar Potiguar.
28
4.3. EPIROGÊNESE
A Epirogênese pode ser definida como movimentos verticais de vastas áreas continentais, sem
deformação local das rochas e estruturas geológicas. São movimentos extremamente lentos, de lon-
ga duração, normalmente imperceptíveis. Eles não criam novas estruturas, pois não têm capacidade
para produzir dobramentos ou falhamentos. Estão associados às áreas estáveis da crosta, afastadas
dos limites das placas tectônicas. Provocam soerguimentos e rebaixamentos de certas partes do
continente, causando recuos e avanços do mar em relação às margens continentais.
Os movimentos epirogenéticos representam uma das causas dos processos de avanço de mares
sobre áreas continentais (transgressão marinha) ou, inversamente, de recuo das águas oceânicas
(regressão marinha). As variações do nível do mar têm na Eustasia um outro fator determinante, que
atua de forma independente da Epirogênese. A Eustasia representa o avanço ou recuo dos oceanos
devido ao degelo ou regelo das geleiras e calotas polares.
Um exemplo clássico da movimentação epirogenética é o do antigo Templo de Serápis, cons-
truído à beira mar, próximo a Nápoles (Itália). As colunas do templo exibem hoje, a cerca de 4 m
acima do nível do mar, sinais de incrustações de organismos marinhos, o que demonstra que em um
curto período do tempo geológico se deu um rebaixamento da região, submergindo as colunas, e um
posterior soerguimento, com a exposição dos das incrustações marinhas.
Algumas regiões da Escandinávia estão em processo atual de arqueamento devido ao degelo
de uma espessa camada de gelo que se acumulou durante a última glaciação no Pleistoceno. Nestes
29
últimos, 20 mil anos houve um soerguimento da ordem de 200 m. Já a região costeira da Holanda
sofreu um rebaixamento de 30 cm ao longo do século XX.
A presença de rochas sedimentares com fósseis de origem marinha a 900 m de altitude na Ba-
cia do Araripe, no sul do Ceará, é uma evidência indireta de movimentos epirogenéticos.
Pelos conceitos de Tectônica das Placas, a Litosfera rígida “flutua” sobre a Astenosfera fluida
em equilíbrio hidrostático. Então qualquer variação na carga topográfica em uma região irá provo-
car um ajuste hidrodinâmico na Litosfera. Ou seja, se houver a retirada de material rochoso de uma
região, ela deverá sofre soerguimento, sendo o contrário verdadeiro. Neste sentido, as principais
agentes dos movimentos epirogenéticos são:
a) Alívio de pressão: erosão da superfície terrestre e degelo = Soerguimento
b) Aquecimento da Crosta Inferior = Soerguimento ou Rebaixamento
c) Vulcanismo: acúmulo de rochas vulcânicas = Rebaixamento
d) Deposição em bacias sedimentares = Rebaixamento
4.4. DEFORMAÇÃO DOS MATERIAIS GEOLÓGICOS
Devido aos processos geológicos das dinâmicas interna e externa da Terra, os materiais rocho-
sos são constantemente submetidos a esforços que podem provocar deformações em escala micros-
cópica até extensas áreas continentais.
A força aplicada a um material, que tende a modificar suas dimensões, é chamada esforço
(stress). Os principais esforços aplicados às rochas são de origem tectônica, ou seja, associados à
movimentação das placas litosféricas. Estes esforços são dos tipos:
a) Tensão: é o esforço de estiramento, que tende a aumentar o volume de um corpo;
b) Compressão: é o esforço de encurtamento, que tende a diminuir o volume de um corpo;
c) Cisalhamento: é o esforço de tensão ou compressão aplicado em ângulo com o eixo principal do
corpo. Pode provocar mudanças na forma do corpo.
A deformação (strain) é o resultado dos esforços aplicados a um corpo, na forma de falhas e
dobras. A deformação do corpo depende do estado físico do corpo, que por sua vez é condicionado
pelas condições de pressão e temperatura do meio. Portanto na sua grande maioria, as rochas en-
contram-se em estado sólido na porção superior da Crosta terrestre. Quando submetidas a esforços
tectônicos apresentam um caráter frágil (ou rúptil), ou seja, tendem a sofrerem fraturas e falhas. Já
as rochas presentes nas porções mais inferiores da Crosta e no Manto Superior apresentam um ca-
ráter plástico (ou dúctil), gerando dobras quando submetidas a esforços mecânicos.
As falhas podem ser do tipo Normal, Reversa, Transcorrente, entre outras (Figs. 16 e 17). En-
quanto que, alguns exemplos de dobras são: Anticlinal, Sinclinal, Dobra Falhada, etc (Figs. 18 e
19). Movimentos horizontais podem formar extensas Zonas de Cisalhamento.
30
4.5. CONCEITO DE TECTÔNICA DE PLACAS
O modelo geológico que melhor explica os mecanismos envolvidos na tectônica de placasé
descrito por uma Litosfera rígida (Crosta e Manto Superior) “flutuando” sobre a Astenosfera fluida
e mais densa. Variações de temperatura no interior da Astenosfera geram correntes de convecção
com a movimentação de grandes quantidades do material rochoso, parcialmente fluido. O desloca-
mento de massas astenosféricas sob a Litosfera rígida provoca seu arrastamento por atrito. Este pro-
cesso pode provocar o rompimento da Litosfera em grandes blocos crustais, as Placas Tectônicas.
As placas tectônicas são compostas de porções de crostas continental e oceânica ou serem to-
talmente de natureza oceânica. A superfície terrestre é formada por sete grandes placas e mais qua-
tro menores, que se movimentam entre si com velocidades relativas de 1 a 10 cm por ano. A Placa
Sul-americana é constituída pelo continente sul-americano e parte do Oceano Atlântico.
Os resultados mais expressivos da tectônica de placas (Fig. 20) são: a) Deriva dos Continentes
(Crosta Continental); e b) Expansão e Contração dos Oceanos (Crosta Oceânica).
- Geodinâmica da Tectônica de Placas
1. Deriva continental: Evidências
a) Paleoclimáticas: distribuição de seqüências geológicas com significado climático. Ex.: tilitos
(regiões glaciais); carvão (regiões de clima temperado); desertos e evaporitos (regiões áridas);
recifes de corais (regiões equatoriais);
31
b) Paleontológicas: distribuição geográfica das plantas e animais fósseis;
c) Ajuste geométrico dos continentes: comparação entre antigas linhas de costa. Ex.: América do
Sul e África;
d) Continuidade de feições geológicas: ajuste de feições estruturais e seqüências estratigráficas an-
tigas entre continentes;
32
e) Paleomagnéticas: determinação do pólo geomagnético quando da formação da rocha.
2. Expansão do assoalho oceânico:
a) Formação das Cadeias Mesoceânicas (CMO) no eixo central dos oceanos = intenso vulcanismo
gerado por material rochoso ascendente da Astenosfera;
b) Simetrias espacial e temporal de anomalias magnéticas marinhas a partir das CMO = Inversões
na polaridade do campo geomagnético ao longo do tempo geológico provoca um padrão zebrado
nas anomalias magnéticas do fundo oceânico (Fig. 21);
c) Idades progressivas do assoalho oceânico a partir das CMO = as rochas do fundo oceânico são
mais antigas quanto mais próximas dos continentes;
d) Idade máxima da Crosta Oceânica (≈ 180 Ma): destruição da crosta oceânica nas margens conti-
nentais ativas = Zonas de Subducção. A crosta continental tem uma idade média de 3,9 Bilhões
de anos.
33
- Limites das Placas Litosféricas
a) Divergentes: marcados pelas dorsais mesoceânicas, onda as placas afastam-se uma da outra, com
a formação de nova crosta oceânica. Ex.: Oceano Atlântico;
b) Convergentes: onde as placas tectônicas colidem, com a porção oceânica da placa, mais densa,
mergulhando sob a outra, continental (menos densa) ou oceânica. Este processo gera um intenso
magmatismo a partir da fusão parcial da crosta que mergulhou. A ascensão do magma gera ca-
deias de montanhas nos continentes (Cordilheira Andina) ou arcos de ilha nos oceanos (Japão);
c) Conservativos: onde as placas tectônicas deslizam lateralmente uma em relação à outra, sem
destruição ou geração de crosta oceânica. O deslocamento se dá ao longo das Falhas Transfor-
mantes. Ex.: Falha de Santo André na Califórnia.
Um processo de magmatismo, conhecido como Pontos Quentes (Hot Spots), ocorre no inte-
rior do Manto, de forma independente da tectônica de placas. São regiões anomolamente mais
quentes, onde ocorre a fusão parcial dos materiais rochosos, sua ascensão através de condutos que
cortam a Litosfera e intenso derramamento de lavas, principalmente, na crosta oceânica. Formam
vulcões submarinos e cadeias de ilhas vulcânicas, como o Hawaii, e servem como registros do des-
locamento das placas tectônicas.
5. DINÂMICA EXTERNA DO SISTEMA TERRA
Na Dinâmica Externa da Terra são reunidos todos os agentes e processos geológicos modifica-
dores da superfície terrestre ao longo do tempo geológico. Seu o principal deles o Ciclo Hidrológico
(Fig. 22). Os agentes mais atuantes na Dinâmica Externa são as águas continentais, o vento, o gelo,
água dos oceanos e os organismos. A ação continua e conjugada destes agentes provocam a eterna
modificação do relevo da Terra, cujos principais processos são a erosão das rochas expostas na su-
perfície, o transporte dos materiais intemperizados de áreas topograficamente mais elevadas e sua
deposição em grandes depressões topográficas.
5.1. INTEMPERISMO
Intemperismo é o conjunto de processos operantes na superfície terrestre, com a ação da água,
dos ventos, do calor e do frio, que agem sobre os minerais e as rochas, provocando seu desgaste e
decomposição.
O intemperismo implica sempre na desintegração da rocha matriz, com a geração dos sedi-
mentos, areias, lamas e seixos, e formação dos solos. Agentes físicos, químicos e biológicos atuam
em maior ou menor grau no intemperismo das rochas.
O deslocamento desses sedimentos da rocha desintegrada é chamado Erosão. O transporte des-
se material para as depressões da crosta (oceanos, mares e lagos) pode ser realizado pela água (en-
34
xurradas, rios e geleiras) ou pelo vento, formando depósitos, como as areias de praias e de rios, as
dunas de desertos e as lamas de pântanos.
35
Os fatores que mais influem no intemperismo das rochas são o clima, ventos, topografia da re-
gião, as correntes marítimas e distribuição das águas nos dois hemisférios da Terra. O clima é o
principal fator determinante do tipo e intensidade do intemperismo, no qual estão reunidos tem-
peratura, umidade, regime de ventos, evaporação, insolação, etc.
- Tipos de Intemperismo
a) Desintegração Física: ocorre a ruptura mecânica das rochas
1. Variação de temperatura: provoca a dilatação térmica dos minerais expostos ao Sol. O aqueci-
mento diurno e resfriamento noturno associados às variações das estações climáticas durante o
ano provocam a desagregação mecânica da rocha por esforço repetitivo. As variações nas dimen-
sões lineares das rochas podem ser de até 0,5 m para a variação diária e até 20 m para a variação
anual. Tais processos formam blocos rochosos arredondados.
2. Cristalização de sais: sais solúveis trazidos pelas águas superficiais penetram nas fendas das ro-
chas, cristalizando e favorecendo o aumento das fendas e fissuras. Ocorre com maior intensidade
em regiões semi-áridas devido às altas taxas de evaporação.
3. Congelação das águas superficiais: a água que penetra nas fendas expande-se 9% do seu volume
ao congelar-se, aumentando as fendas nas rochas. Ocorre principalmente em regiões frias. Na
Sibéria, água congelada pode ser encontrada até 7 m de profundidade.
4. Agentes físico-biológicos: processo conhecido por bioturbação, é provocado pelo crescimento
das raízes vegetais, ação dos ventos nas árvores, ação de animais como formigas, minhocas, cu-
pins e vários tipos de roedores.
5. Impactos de rochas: impactos de fragmentos de rochas trazidas pelo vento ou por meteoritos.
b) Decomposição Química: reações químicas entre as rochas e soluções aquosas diversas. É favo-
recida pelo Intemperismo Físico. A água da chuva rica em gases (O2, CO2, N) e sais dissolvidos
penetra nas rochas e reagem com os compostos minerais, provocando sua decomposição. Climas
quentes e úmidos favorecem o intemperismo químico, bem como regiões de vegetação densa
(maior produção de CO2 e ácidos orgânicos).
Evolução da decomposição química: pode ser separada em três etapas, que se desenvolve da
superfície do terreno em direção ao subsolo: a) os minerais mais susceptíveis as intemperismo
como o feldspato e a biotita perdem o brilho e parte da coloração; b) minerais são totalmente de-
compostos, mas ainda apresentamsua textura original; e c) decomposição total da rocha e for-
mação do solo. O quartzo é o mineral mais resistente ao ataque químico, formando os solos are-
nosos. Os outros silicatos (feldspatos e micas) formam os minerais de argila, formando solos ar-
gilosos.
36
- Tipos de decomposição química
1. Oxidação: decomposição subaérea promovida por agentes orgânicos ou inorgânicos a partir do
metabolismo de bactérias. Afeta principalmente minerais ricos em Fe e Mg.
2. Queluviação: quebra de ligações iônicas (Fe e Al) por compostos orgânicos (húmus ou quelatos).
Ocorre em regiões de clima tropical em solos mal drenados. Concentra hidróxido de ferro em níveis
inferiores.
3. Hidrólise e Hidratação: na hidratação a água é incorporada no sistema cristalino do mineral e na
hidrólise ocorre a decomposição pela água com a quebra do sistema cristalino:
feldspato + água argilo-minerais + alcalis
 KAlSi3O8 + H2O HAlSi3O8 + KOH
4. Decomposição por ácido carbônico: é um tipo de hidrólise, no qual um ácido fraco atua sobre os
feldspatos:
 chuva atmosfera ácido carbônico
H2O + CO2 H
+ + HCO3
 feldspato ácido água carbonato argilo- sílica
 carbônico de K solúvel mineral solúvel
 KAlSi3O8 + H2CO3 + nH2O K2CO3 + Al2(OH)Si4O8 + nH2O + 2SiO2
Em ambiente oxidante também atua sobre a biotita: biotita + ácido carbônico + água → bicar-
bonato de magnésio solúvel + limonita + argilo-mineral ± quartzo ou sílica solúvel.
Outros ácidos atuantes no intemperismo são os ácidos húmicos, resultantes do metabolismo de mi-
croorganismos, e sulfúricos, que decompõem minerais sulfetados como a pirita e calcopirita.
5. Dissolução de minerais: os minerais são dissolvidos em água pura ou misturada com ácido car-
bônico:
 CaCO3 Ca
++ + CO3
- (água pura)
CaCO3 + HCO3 Ca(HCO3)2 (água pura + ácido carbônico)
Forma um solo argiloso sobre o calcário ou mármore, que são dissolvidos e lixiviados. Em profun-
didade, a água subterrânea circula por fendas podendo gerar cavernas calcárias.
c) Decomposição Químico-biológica: ação de organismos na decomposição química das rochas
através de bactérias e fungos microscópicos; liquens; e algas e musgos. Os organismos segregam
gás carbônico, nitratos e ácidos orgânicos, que são incorporados pelas soluções aquosas, que por
sua vez atravessam o solo, promovendo o ataque químico aos minerais.
37
d) Formação do solo: o solo, também conhecido por regolito ou manto de intemperismo, é conside-
rado como um meio natural capaz de suportar o crescimento das plantas. Os solos formam-se a
partir da meteorização de massas rochosas e de materiais soltos não consolidados, ou por de-
composição de resíduos orgânicos. Normalmente, os solos são constituídos essencialmente por
matéria mineral (sedimentos inconsolidados), à qual se encontram associadas pequenas quanti-
dades de matéria orgânica, ar e água. A ciência que estuda os solos é a Pedologia. Os sedimentos
mais comuns na composição dos solos são o quartzo, argilo-minerais e fragmentos de rochas.
Os fatores mais importantes na formação do solo são o clima, tipo de rocha, vegetação, relevo e
o tempo de formação do solo.
- Tipos de solos de acordo com o ambiente climático
1. Zonal: tipo de solo determinado preponderantemente pelo clima. Ex.: solos lateríticos ocorrem
em regiões de clima tropical e solos alcalinos ocorrem em regiões semi-áridas;
2. Intrazonal: além do clima, o solo também sofre influência local, como o tipo de drenagem, desta-
cando o conteúdo mineral da rocha, etc;
3. Azonal: total independência do clima. Ex.: solos aluvionares recentes.
No caso dos solos lateríticos, o processo de formação do solo é dirigido por uma forte decompo-
sição química associada a uma lixiviação mais intensa (clima quente e úmido), ou seja, os elemen-
tos Álcalis, Alcalinos terrosos e Sílica são retirados do solo, havendo uma maior concentração de
hidróxido de ferro e/ou alumínio. Solos lateríticos em rochas ricas em alumínio formam depósitos
de bauxita como no Amapá.
- Coluna de Solo
A Figura 23 mostra uma coluna esquemática de um solo maturo proveniente da decomposição
duma rocha primária. Os horizontes constituintes do solo estão descritos a seguir:
a) Horizonte A: horizonte eluvial, sujeito a ação direta do clima, bastante alterado e inconsolidado,
rico em húmus e intensa lixiviação dos componentes solúveis;
b) Horizonte B: horizonte iluvial, areno-argiloso, ainda depende do clima;
c) Horizonte C: rocha primária parcialmente decomposta, com a textura original ainda preservada e
contendo blocos de rocha parcialmente fresca;
d) Horizonte D: rocha fresca não alterada.
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Em clima sub-úmido de inverno frio e úmido e verão seco e quente, tem-se húmus bem pre-
servados, formando solos escuros de alta fertilidade. Para regiões úmidas e frias, o Horizonte A é
ácido rico em matéria orgânica e sílica, formando solos acinzentados. Um clima semi-árido com
verão seco e quente e inverno muito frio favorece o acúmulo de sais e matéria orgânica.
As profundidades máximas atingidas pelo intemperismo químico dependem da topografia
local, do grau de fraturamento das rochas e, principalmente, do clima. Por exemplo, regiões monta-
nhosas no Estado de São Paulo têm solos com espessuras médias de 70 m, enquanto em áreas pla-
nas chegam a 150 m. No Planalto do Cauípe, litoral cearense, os Horizontes A e B tem espessuras
de 5 m e o Horizonte C chega a 20 m de profundidade. Em rochas fraturas na Rússia, o intemperis-
mo químico atinge profundidades de até 500 m.
- Denudação
É o conjunto de processos intempéricos e erosivos que causam a destruição das montanhas
de maneira intensa e continua. O material decomposto pelo intemperismo é retirado através das
águas superficiais e da ação dos ventos. Provoca a exposição em superfície de rochas formas a qui-
lômetros de profundidade e o aplainamento da topografia. Este processo pode ser potencializado por
ações antrópicas como o desmatamento e a agricultura, favorecendo a exposição direta do solo aos
agentes geológicos superficiais.
O fato do relevo terrestre ainda ser bastante acidentado deve-se as atividades da Dinâmica
Interna da Terra associados à Erosão Diferenciada, contrários à denudação total do planeta. Os mo-
vimentos horizontais (orogenéticos) e verticais (epirogenéticos) são importantes formadores de re-
levo, sendo a Compensação Isostática um de seus principais agentes. Enquanto que, a resistência
diferenciada das rochas aos ataques intempéricos faz com que rochas mais resistentes se sobressai-
am em relação às menos resistentes. A intensidade da erosão depende do tipo de rocha, presença de
estruturas geológicas (fraturas, dobramentos, xistosidade, estratificações, etc.), do clima e da matu-
ridade do relevo (quanto mais plano mais maturo).
5.2. ÁGUAS CONTINENTAIS
A água é a substância mais abundante na superfície do planeta, participando dos processos
modeladores pela dissolução de materiais terrestres e do transporte de partículas. É o melhor e mais
comum solvente disponível na natureza e seu papel no intemperismo químico é evidenciado pela
hidrólise. Nos rios, a água é responsável pelo transporte de partículas, desde a forma iônica (em
solução) até cascalhos e blocos, representando o meio mais eficiente de erosão da superfície terres-
tre. Sob a forma de gelo, acumula-se em grandes volumes, inclusive geleiras, escarificando o terre-
no, arrastando blocos rochosos e esculpindo a paisagem.
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A água se acumula em reservatórios naturais como os oceanos, geleiras, rios, lagos, na at-
mosfera (vapor d’água), no subsolo (água subterrânea) e retidana composição química dos minerais
e nos organismos vivos. O constante intercâmbio entre estes reservatórios compreende o Ciclo Hi-
drológico, movimentado pela energia solar e representa o processo mais importante da dinâmica
externa da Terra. Os processos envolvidos no Ciclo Hidrológico são: evaporação e evapotranspira-
ção, precipitação meteórica, interceptação por vegetais, infiltração no solo e escoamento superficial.
As águas da chuva que se precipitam sobre os continentes seguem os seguintes caminhos: a)
54 a 97% sofre evaporação; b) 2 a 27% escoa pela superfície; e c) 1 a 20% infiltra no solo. E se
acumulam nas calotas polares e geleiras (78%), 20% no subsolo, 0,017% em lagos e lagoas, e
0,05% em rios ou atmosfera próxima a superfície.
5.2.1. Água Subterrânea
Toda a água que se infiltra no subsolo, ocupando os vazios em formações rochosas ou no
regolito é classificada como água subterrânea (Fig. 24). Seu caminho pelo subsolo é regido pela
força gravitacional e pelas características dos materiais rochosos, que irão controlar o armazena-
mento e o movimento pelo interior da Terra. A infiltração é o processo mais importante de carga e
recarga da água no subsolo. O volume e a velocidade de infiltração dependem de vários fatores:
a) Tipo e condição dos materiais terrestres: espaços abertos nas rochas e no solo permitirão a passa-
gem e acúmulo de água subterrânea;
b) Cobertura vegetal: favorece a infiltração através das raízes e pela diminuição do escoamento su-
perficial;
c) Topografia: o declive do terreno favorece o escoamento superficial, diminuindo a infiltração;
d) Precipitação: determina o volume de água que alimentará o lençol freático;
e) Ocupação do solo: podem favorecer o aumento ou diminuição da infiltração.
Tabela 9. Distribuição da água nos principais reservatórios naturais.
Reservatório Volume (km3 x 106) Volume (%)
Tempo médio de per-
manência
Oceanos 1.370 94 4.000 anos
Geleiras e calotas 30 2 10 a 10.000 anos
Água subterrânea 60 4 2 semanas a 1000 anos
Lagos, rios, etc. 0,2 <0,01 2 semanas a 10 anos
Solos 0,07 <0,01 2 semanas a 1 ano
Biosfera 0,0006 <0,01 1 semana
Atmosfera 0,013 <0,01 ≈ 10 dias
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A água da chuva passa pelos espaços vazios do solo (poros) e das rochas (fendas e fissuras)
pela ação da gravidade, descendo até encontrar uma rocha impermeável que interrompe os movi-
mentos descentes da água. Então, a chegada continua de água no subsolo provocará uma saturação
dos espaços vazios de baixo para cima, podendo chegar até a superfície do terreno. A região do sub-
solo que estiver com seus espaços vazios totalmente preenchidos por água é conhecida por Zona
Saturada. Enquanto que, a região acima desta que tiver menos de 100% de água é denominada de
Zona Vadosa ou Zona Não Saturada ou ainda Zona de Aeração. Neste caso, os espaços vazios das
rochas estarão preenchidos por uma mistura de ar e água.
A interface que separa as zonas vadosa e saturada é chamada de Nível Freático ou Superfície
Piezométrica. A profundidade do nível freático varia de acordo com a recarga de água e acompanha
aproximadamente as irregularidades da superfície do terreno (Fig. 25). Também depende da perme-
abilidade das rochas e do solo. Em regiões úmidas, o nível freático pode atingir profundidades de
até 30m, enquanto que em regiões secas chega até 100 m. Quando a água subterrânea atinge a zona
saturada tende a escoar por pressão hidrostática para as regiões topograficamente mais baixas.
- Rochas Armazenadoras de Água Subterrânea
As propriedades que uma rocha ou sedimentos devem apresentar para permitir a passagem e
acúmulo de água subterrânea são:
a) Porosidade: presença de espaços vazios entre os grãos minerais (poros);
b) Permeabilidade: comunicação entre os poros;
c) Fendas ou fissuras: fraturas abertas nas rochas.
As rochas sedimentares e os sedimentos dos solos são geralmente meios porosos, que apre-
sentam porosidade e permeabilidade em maior ou menor grau. Quanto maior o conteúdo de mine-
rais de quartzo (areias) nestas rochas maior sua capacidade de acumular água e quanto maior o
conteúdo de minerais de argila menor será sua capacidade de acúmulo água. Apesar de serem ro-
chas sedimentares, os calcários só permite o transporte e acúmulo de água em fendas abertas, como
também é o caso das rochas ígneas e metamórficas (ou rochas cristalinas).
Quando unidades rochosas ou de sedimentos apresentam volume suficientes para a extração
econômica de água subterrânea são chamadas de Aqüíferos. Estes podem ser classificados em dois
tipos: a) Porosos: formados pelas rochas sedimentares arenosas, apresentam boa porosidade e per-
meabilidade; e b) Fissurais: constituídos pelas rochas cristalinas fraturadas (Fig. 26).
As rochas sedimentares de origem clásticas, ricas em minerais de quartzo de granulação
grossa e bem selecionada (grãos de mesmo tamanho) apresentam as melhores condições de forma-
rem aqüíferos. Espessos pacotes de rochas sedimentares concentram-se na Crosta terrestre em baci-
as sedimentares, como por exemplo, as bacias do Paraná, Parnaíba e Potiguar. A Formação Botu-
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catu, composta essencialmente de arenitos, representa um dos maiores mananciais de água subter-
rânea do planeta.
A qualidade de um aqüífero pode ser avaliada com base no seu Coeficiente de Armazena-
mento, que é o valor total médio das porosidades das rochas do aqüífero, e no Coeficiente de
Transmissividade, ou seja, a capacidade de vazão das rochas do aqüífero.
- Características da Água Subterrânea
a) Movimento da água no subsolo: escoa lentamente através dos interstícios dos lugares topografi-
camente mais altos para os mais baixos pela ação da gravidade, desde que não encontre uma bar-
reira impermeável. Com seu caminho natural interrompido, a água pode acumular em profundi-
dade nas rochas sedimentares porosas ou nas fissuras abertas de rochas impermeáveis. Como
dito anteriormente, as rochas com capacidade de reter água são chamadas de reservatórios ou
aqüíferos e as que impedem o movimento da água são as rochas selantes.
b) Aproveitamento da água subterrânea: é captada em cacimbas, cacimbões ou poços profundos
(Fig. 27). Nas cacimbas, a água penetra nos espaços abertos na porção inferior das paredes e/ou
na base não revestida. Os poços profundos são revestidos por tubulações, que nos níveis de en-
trada de água (camadas de sedimentos arenosos, zonas fraturadas, etc) apresentam pequenas
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aberturas ou são simplesmente furados (filtros). A locação de poços é orientada pelo estudo da
geologia de superfície e por levantamentos geofísicos (métodos elétricos e eletromagnéticos),
que, via de regra, não detecta a água em profundidade, mas sim feições estruturais favoráveis ao
seu acúmulo. Os Aqüíferos Porosos apresentam em média as maiores vazões em relação aos Fis-
surais. No Nordeste do Brasil, as vazões médias são de 20.000 Litros/hora em poços perfurados
em rochas sedimentares, com profundidades médias de 150 m, enquanto que em regiões de ro-
chas cristalinas as vazões diminuem para 3.000 Litros/hora e profundidades de até 60 m. As
maiores vazões são obtidas em poços muito profundos (> 1.000 m) em bacias sedimentares como
a bacia do Paraná (vazão de 500.000 L/h) e a bacia do Parnaíba (vazão de 240.000 L/h).
c) Cunha Salina: Assim como nos continentes, a água acaba penetrando nas porções mais superfi-
ciais do subsolo marinho e por pressão hidrostática, esta água subterrânea salgada tende a se in-
filtrar nas regiões litorâneas. Pelo fato da água salgada ser mais densa que as águas continentais,
ela penetra na zona saturada continental por baixo do lençol freático de água doce. A este fenô-
meno dar-se o nome de Cunha Salina. Em áreas onde poços profundos captam água subterrânea
em volume maior do que a recarga naturaldo aqüífero costeiro ocorre o avanço da água salgada
sob o continente, o que é chamado de Intrusão Salina (Fig. 28).
d) Fontes: O nível freático acompanha aproximadamente a topografia do terreno. Todavia, a super-
fície do terreno pode em certas circunstâncias interceptar o lençol freático, ocasionando a saída
de água para a superfície. Conforme as condições estruturais das rochas ou a topografia do terre-
no, as fontes são classificadas nos seguintes tipos:
i) Fonte de Camada ou de Contato: surge onde a superfície do terreno intercepta o contato de
uma camada permeável por cima e outra impermeável por baixo;
ii) Fonte de Falha: formada pela justaposição de rochas permeáveis ao lado de rochas impermeá-
veis como conseqüência de uma falha geológica;
iii) Fonte de Vale: o nível hidrostático é interceptado pela encosta de um vale formando uma
fonte;
iv) Fonte de Fissura: a água subterrânea circula por sistema de falhas em rochas cristalinas ou
calcárias até atingir a superfície do terreno.
e) Tipos de Aqüíferos:
i) Aqüíferos Livres são aqueles cujo nível freático pode ascender até a superfície do terreno em
períodos de grande recarga;
ii) Aqüíferos Suspensos ocorrem sobre níveis de rochas impermeáveis, por exemplo sedimentos
argilosos, na zona não-saturada, formando aqüíferos livres lentiformes sobre o nível freático
principal;
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iii) Aqüíferos Confinados ocorrem quando um estrato permeável (aqüífero) está confinado entre
duas unidades geológicas pouco permeáveis (Fig. 29). A água sob pressão da coluna de sedi-
mentos sobrejacente poderá jorrar se atingido por um poço profundo (poço artesiano).
- Propriedades da Água Subterrânea
a) Temperatura: a água subterrânea apresenta uma temperatura próxima a temperatura média anual
da região. Porém, em regiões com elevado grau geotérmico, a água subterrânea tem sua tempe-
ratura aumentada, atingindo seu grau de ebulição em casos extremos como em áreas de ativida-
des vulcânicas. Nestes casos, a água aquecida pode ser expelida por fendas na forma de jatos de
água e vapor a temperaturas de até 140°C, os gêiseres. As regiões onde a água subterrânea é
aquecida acima de 5°C são consideradas fontes termais (Caldas Novas – GO e Mossoró – RN).
b) Composição Química: depende da natureza petrográfica e do grau de alteração intempérica das
rochas percoladas pela água. Os sais dissolvidos na água são principalmente bicarbonatos, clo-
retos ou sulfatos e hidróxidos. Os teores de sais de cálcio (Ca) e/ou magnésio (Mg) determinam o
grau de dureza da água (Tab. 10).
- Fontes de contaminação da água subterrânea: Normalmente, o subsolo funciona como o me-
lhor filtro natural para as águas continentais. Porém, a intervenção humana pode rever este quadro.
As principais fontes são:
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 Fossas e esgotos Aterros sanitários (chorume) Vazamento de petróleo Cemitérios
 Atividades agrícolas Águas superficiais poluídas Resíduos radioativos e tóxicos
Tabela 10. Grau de dureza da água segundo o padrão francês (1 grau = 10 mg de CaCO3/L d’água).
Grau de dureza Tipo de água
< 5 mole
16 a 30 dura
> 30 salobra
≈ 60 salgada
- Ação geológica da água subterrânea (Tab. 11)
Tabela 11. Processos e Produtos da Ação da Água Subterrânea.
Processo Produto
Pedogênese Manto de Intemperismo
Solifluxão Escorregamento de encostas
Erosão interna, solapamento Boçorocas
Carstificação Relevo cárstico, cavernas e dolinas
a) Pedogênese: a água que se infiltra no solo traz gases e sais dissolvidos que, por sua vez, reagem
quimicamente com os minerais e rochas, transformando-os em solo.
b) Cavernas e dolinas calcárias: ocorrem em regiões calcárias, onde a água penetra em fendas e
fraturas, dissolvendo o calcário (CaCO3) em profundidade. Com o tempo, a dissolução química
vai aumentando as fendas, que podem se transformar em grutas e cavernas. Onde rocha calcária
não apresenta fraturas, forma-se apenas um solo carbonático pouco espesso. O crescimento con-
tínuo das cavernas pode torna-las instáveis, provocando o seu colapso com o abatimento do topo
da caverna e o surgimento de dolinas. As regiões calcárias podem apresentar complexos sistemas
de dolinas e cavernas, formando uma típica topografia cárstica (Fig. 30).
c) Deslizamento de encostas (Solifluxão): A ação da gravidade associada ao encharcarmento do
solo provoca a movimentação dos materiais inconsolidados em superfície. Este material escorrer
pela encosta e acumula-se no sopé das montanhas. Normalmente, o movimento é lento e contí-
nuo, chamado de Rastejamento. Porém, pode ocorre de forma rápido ou instantâneo em períodos
de fortes chuvas (Fig. 31) e potencializado em áreas densamente urbanizadas, sem redes de dre-
nagem adequadas. As causas dos deslizamentos são: i) retirada do tálus no sopé da encosta; ii)
sobrecarga de águas pluviais; iii) desmatamento da encosta; e iv) acúmulo de lixo nas encostas.
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d) Boçorocas: feições erosivas, altamente destrutivas, que rapidamente se ampliam, ameaçando
campos, solos, cultivados e zonas povoadas. Provocam rasgões profundos e abruptos em terrenos
inclinados, atingindo o nível freático ou rochas impermeáveis.
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5.2.2. Água Continental Superficial
As águas das correntes que brotam nas fontes e as águas da chuva que não se infiltram ou
evaporam vão formar os córregos e rios. No sentido geral, rios são cursos naturais de água doce,
com canais definidos e fluxo permanente ou sazonal para um oceano, lago ou outro rio. Dada a sua
capacidade de Erosão, Transporte e Deposição, os rios são os principais agentes de transformação
da superfície terrestre, modelando continuamente o relevo.
O escoamento superficial das águas nos rios depende da topografia do terreno (declividade),
do regime pluviométrico (carga de água), do tipo de rocha (porosidade e permeabilidade) e da pre-
sença de estruturas geológicas (falhas e dobras). Quanto maior a inclinação do terreno mais veloz
será a correnteza do rio. Ou seja, em regiões montanhosas os rios são mais rápidos e lentos nas pla-
nícies. Dependendo do regime pluviométrico, variações sazonais e tipo de rocha, o rio pode ali-
mentar ou ser alimentado pelo lençol freático, com exceção de áreas cobertas por rochas sedimenta-
res impermeáveis (calcários e folhelhos), onde não há uma relação direta entre os rios e a água sub-
terrânea.
- Fases de um rio (Fig. 32)
a) Fase Juvenil: curso superior do rio, onde as cabeceiras ou a jusante do rio se situam. Devido à
alta declividade do terreno, o rio adquire uma alta energia, provocando intensa erosão das rochas
superficiais, transporte de materiais mais grossos, rios retilíneos e formação de vales em “V”.
b) Fase Madura: curso médio do rio com menor energia devido à diminuição da declividade do
terreno e, conseqüentemente, erosão frontal menos intensa. Ocorre erosão lateral, que provoca o
alargamento do rio, e um transporte menos efetivo com a deposição dos fragmentos maiores.
Uma planície de inundação é formada pelo o acúmulo de sedimentos arenosos nas margens do
rio (praias fluviais). Com menor capacidade erosiva, o rio tende a desviar-se dos obstáculos natu-
rais, formando curvas em sua trajetória, chamadas de Meandros (Fig. 33).
c) Fase senil: curso inferior do rio, onde suas águas desembocam em lagos e oceanos (foz ou de-
sembocadura) na forma de estuários ou deltas. A baixa energia do rio quase não provoca erosão
nas suas margens. Os sedimentos transportados são bastante pequenos ou estão em solução na
água e são lançados nos oceanos para formar as bacias sedimentares. Os estuários apresentam
um pequeno aporte de sedimento associado a fortes correntes marinhas que distribuem tais sedi-
mentos ao longo da costa. Os deltas se formam na foz de rios de grande porte, com intensa depo-
sição de sedimentos em lagos