APOSTILA GEOLOGIA E PALEONTO

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Geologia e Paleontologia 2 
CAPÍTULO I. ESTUDO DA TERRA 
 I.1 ORIGEM E EVOLUÇÃO DA TERRA 
 I.2 CONSTITUIÇÃO INTERNA DA TERRA 
 I.3. METEORITO 
 I.4. DISTRIBUIÇÃO DOS ELEMENTOS NA CROSTA TERRESTRE 
 I.5 CLASSIFICAÇÃO GEOQUÍMICA DOS ELEMENTOS 
CAPÍTULO II. DINÂMICA INTERNA 
 II.1.VULCANISMO 
 II.2. TERREMOTOS 
 II.4. TSUNAMIS 
 II.3. VULCANISMO E TERREMOTO NO BRASIL 
CAPÍTULO III. TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS 
 III.1. ORIGEM DAS PLACAS E DOS SEUS MOVIMENTOS 
 III.2 FALHAS E DOBRAS 
 III.3. ORIGEM DAS MONTANHAS 
CAPÍTULO V. MINERALOGIA 
 V.1 CICLO GEOQUÍMICO 
 V.2 TÉCNICAS DE ANÁLISE MINERALÓGICA E PETROGRÁFICA 
 V.3 PROPRIEDADES DOS MINERAIS 
 V.4. CRISTALOGRAFIA ESTRUTURAL E MORFOLOGIA DOS CRISTAIS 
 V.4.1 Sistemas Cristalinos 
 V.5. CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA DOS MINERAIS 
 V.6. PROPRIEDADES FÍSICAS 
 V.7. PROPRIEDADES ÓPTICAS 
 V.8. PROPRIEDADES QUÍMICAS 
 V.9. ESQUEMA DE IDENTIFICAÇÃO MACROSCÓPICA 
CAPÍTULO VI. PETROGRAFIA 
 VI.1 ROCHAS SEDIMENTARES 
 VI.2 ROCHAS ÍGNEAS 
 VI.3 ROCHAS METAMÓRFICAS 
CAPÍTULO VII. DINÂMICA EXTERNA 
 VII.1 PROCESSOS 
 VII.2 INTEMPERISMO 
 VII.3 EROSÃO 
 VII.4 TRANSPORTE 
 VII.5 DEPOSIÇÃO 
CAPÍTULO IV. TEMPO GEOLÓGICO 
 IV.1. MAGNITUDE DO TEMPO GEOLÓGICO 
 IV.2. DATAÇÃO RADIOMÉTRICA (ABSOLUTA) 
 IV.3. MÉTODO RADIOCARBÔNICO 
BIBLIOGRAFIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia e Paleontologia 3 
Capítulo I. ESTUDO DA TERRA 
 
A curiosidade natural do homem em desvendar os mistérios da natureza 
levou-o ao estudo da Terra. Perguntas tais como: de onde vem as lavas dos 
vulcões; o que causa os terremotos; como se formam as montanhas; de que 
modo se formaram os planetas e as estrelas, e muitas outras, sempre foram 
enigmas que o homem vem tentando decifrar. O principal fator que impulsiona 
o homem a melhor conhecer a Terra é o fato de ter que usar materiais 
extraídos do subsolo para atender as suas necessidades básicas. 
Na idade Média, acreditava-se que a Terra era o centro do Universo e 
que todos os outros astros, como o Sol, a Lua, os planetas e as estrelas 
giravam em torno dela. Com o desenvolvimento da ciência e da tecnologia, o 
homem pôde comprovar que a Terra pertence ao um conjunto de planetas e 
outros astros, que giram em torno do Sol, formando o sistema solar. Descobriu-
se também que a própria Terra se modifica através dos tempos. Por exemplo, 
áreas que hoje estão cobertas pelo mar, há 15 mil anos eram planícies 
costeiras, semelhante à baixada de Jacarepaguá; regiões que estavam 
submersas há milhões de anos, formam agora montanhas elevadas como os 
Alpes e os Andes. Lugares onde existiam exuberantes florestas estão hoje 
recobertas pelo gelo da Antártica ou transformaram-se em desertos, como o 
Saara. O material que atualmente constitui montanhas, como o Pão de Açúcar 
e o Corcovado, formou-se a centenas ou milhares de metros abaixo da 
superfície terrestre, há muito milhões de anos (SBG, 1987). 
Estas transformações são causadas por gigantescos movimentos que 
ocorrem continuamente no interior e na superfície da Terra. Por serem 
transformações muito lentas, o homem não pode acompanhá-las diretamente, 
pois ele só apareceu há cerca de dois milhões de anos. Isso quer dizer que, se 
toda a evolução da terra fosse feita em um ano, o homem só teria aparecido 
quando faltassem dois minutos para a meia-noite do último dia do ano. 
Além disso, o homem só tem acesso à camada mais superficial do 
nosso planeta. A distância da superfície até o centro da Terra mede 6.378 km - 
dois mil quilômetros a mais que a distância entre o Oiapoque e o Chuí, pontos 
localizados nos extremos norte e sul do Brasil - e a maior perfuração já feita só 
alcançou 10 km de profundidade. 
Então, como se pode saber o que existe dentro da Terra em tão grandes 
profundidades e como descobrir a idade de cada período da história da Terra? 
Isto é possível através do estudo das rochas, dos terremotos, dos vulcões, dos 
restos dos organismos preservados nas rochas e das propriedades físicas 
terrestres, tais como o magnetismo e a gravidade. 
As rochas são formadas por minerais, que por sua vez são constituídos 
por substâncias químicas que se cristalizam em condições especiais. O estudo 
dos minerais contidos em uma determinada rocha pode indicar onde e como 
ela se formou. 
Para medir o tempo geológico, utiliza-se elementos radioativos contidos 
em certos minerais (datação absoluta). Esses elementos são os relógios da 
Terra. Eles sofrem um tipo especial de transformação que se processa em 
ritmo uniforme, século após século, sem nunca se acelerar ou retardar. Por 
este processo chamado RADIOATIVIDADE, algumas substâncias se 
desintegram, transformando-se em outras. Medindo-se a quantidade dessas 
substâncias em uma rocha, pode-se saber a sua idade (Capítulo IV). 
Geologia e Paleontologia 4 
A Terra atrai os corpos pelas forças magnética e gravitacional. Estas 
forças variam de local para local, devido as diferenças superficiais e profundas 
dos materiais que constituem a Terra. A análise dessas diferenças é outra 
forma de interpretar o que existe no subsolo terrestre (Tabela I.1). 
Todos esses estudos fazem parte da GEOLOGIA, a ciência que busca o 
conhecimento da origem, composição e evolução da Terra. Outras ciências da 
Terra como a GEOGRAFIA, a OCEANOGRAFIA e a METEOROLOGIA, 
ocupam-se de outros aspectos do nosso planeta (SBG, 1987). 
 
 
Tabela I.1. Dados numéricos da Terra. 
 
I.1 Origem e Evolução da Terra 
 
Estima-se que a formação do Sistema Solar teve início há seis bilhões 
de anos, quando uma enorme nuvem de gás que vagava pelo Universo 
começou a contrair. A poeira e os gases dessa nuvem se aglutinaram pela 
força da gravidade e, há 4,5 bilhões de anos, formaram várias esferas que 
giravam em torno de uma esfera maior, de gás incandescente, que deu origem 
ao Sol. As esferas menores formaram os planetas, dentre os quais a Terra. 
Devido à força da gravidade, os elementos químicos mais pesados como o 
ferro e o níquel, concentraram-se no seu centro enquanto os mais leves, como 
o silício, o alumínio e os gases, permaneceram na superfície. Estes gases 
foram, em seguida, varridos da superfície do planeta por ventos solares. 
Assim, foram separando-se camadas com propriedades químicas e 
físicas distintas no interior do Globo Terrestre. Há cerca de 4,4 a 4,0 bilhões de 
anos, formou-se o NÚCLEO - constituído principalmente por ferro e níquel no 
estado sólido, com raio de 3.700 km. Em torno do núcleo, formou-se uma 
camada - o MANTO - que possui 2.900 km de espessura, constituída de 
material em estado pastoso, com composição predominante de silício e 
magnésio (Figura I.1). 
Em torno de 4 bilhões de anos atrás, gases do manto separam-se, 
formando uma camada de ar ao redor da Terra - a ATMOSFERA. Finalmente, 
há aproximadamente 3,7 bilhões de anos, solidificou-se uma fina camada de 
rochas - a CROSTA. A crosta não é igual em todos os lugares. Debaixo dos 
Geologia e Paleontologia 5 
oceanos, ela tem mais ou menos 7 km de espessura e é constituída por rochas 
de composição semelhante à do manto. Nos continentes, a espessura da 
crosta aumenta para 30-50 km, sendo composto por rochas formadas 
principalmente por silício e alumínio e, por isso, mais leves que as do fundo dos 
oceanos (SBG, 1987). 
 
I.2 Constituição Interna da Terra 
 
As informações das camadasinternas da Terra são obtidas a partir de 
informações diretas e indiretas. As observações da densidade e da gravidade 
do globo terrestre mostram que o interior e a crosta devem possuir uma 
constituição diferente. Observações sismológicas (comportamento das ondas 
sísmicas) e deduções baseadas em estudos de meteoritos indicam que a Terra 
é constituída de várias camadas. 
 
Figura I.1. Estrutura interna da Terra (Kearey e Vine, 1990). 
 
Medições geoquímicas elementares da massa, volume e momento de 
inércia da Terra indicam que a densidade de seus materiais cresce de fora para 
dentro, alcançando um valor da ordem de 13 g/cm3 perto do centro (Tabela 
I.1). 
As velocidades das ondas sísmicas dão-nos uma idéia detalhada quanto 
à distribuição dos materiais no interior. Assim haveria uma crosta com uma 
espessura média de 35 km sob os continentes e 7 km sob os oceanos; um 
manto que se estende à metade da distância até o centro; um núcleo líquido 
ocupando cerca de dois terços da distância restante e um núcleo interno sólido 
(Figura I.1). 
 
Geologia e Paleontologia 6 
 
Tabela I.2. Tipos de ondas sísmicas e suas características. 
 
A natureza dos materiais de cada uma dessas regiões foram 
determinadas por medições de ondas sísmicas (Tabela I.2 e Figura I.2), devido 
as variações da densidade e das constantes elásticas. Devido às diferentes 
velocidades e percursos, os três tipos de ondas chegam a um sismógrafo em 
tempos diversos, os registros dessas ondas fornecem a localização do foco do 
terremoto e informações das camadas inferiores. 
Para restringir nossas suposições quanto a química do interior, 
precisamos de dados de outras fontes. Uma possível indicação provém do 
estudo dos meteoritos. Esses objetos que caem sobre a Terra a partir de 
órbitas solares são interpretados como fragmentos de um planeta 
desaparecido, ou possivelmente, resíduos de material que compôs 
originariamente a Terra. A composição média dos meteoritos deve se 
assemelhar à composição média de toda a Terra. 
 
I.2 Meteoritos 
 
Os meteoritos são objetos que se movem no espaço e que atravessam a 
atmosfera e chegam a superfície da Terra sem serem totalmente vaporizados. 
Provavelmente, pertencem ao sistema solar e tem origem no cinturão de 
asteróides localizados entre as órbitas dos planetas Júpiter e Marte. O 
fenômeno causado pela queda de meteorito é popularmente conhecido como 
estrela cadente. 
A composição dos meteoritos é variável, num extremo estão os que são 
compostos predominantemente de ferro metálico com alguma porcentagem de 
níquel. Em outro estão os que consistem principalmente de silicatos e 
assemelhando-se em composição às rochas ultramáficas. Inclui na composição 
dos meteoritos, tanto silicatos como metal nativo e algumas a fases sulfetadas 
(troilita FeS). Entre os meteoritos distinguem-se 3 grupos: 
 
 Sideritos: compostos de ferro metálico com + 8% de Ni; 
 Assideritos ou aerólitos: compostos principalmente por silicatos e 
baixo teor de ferro; 
 Litossideritos: composição intermediária. 
 
A Terra é constituída por uma série de camadas concêntricas de 
constituição química diferentes e, em estado físico distinto ao redor do núcleo, 
cada uma dessas camadas tem uma condutividade diferente. Como as 
velocidades das ondas sísmicas dependem das propriedades e das 
Geologia e Paleontologia 7 
densidades dos materiais através dos quais passam as ondas, as mudanças 
de velocidade a diferentes profundidades são atribuídas a diferentes 
composições e densidades e, talvez, a diferentes estados, sobretudo no núcleo 
(Figura I.2). 
Os geofísicos reconheceram duas descontinuidades dividindo a Terra 
em três partes: 
 
 Crosta: desde a superfície em direção ao centro, até a primeira 
descontinuidade (Mohorovicic, 30 -50 km). A crosta é dividida em crosta 
continental (mais espessa e menos densa) e crosta oceânica (menos 
espessa e mais densa); 
 Manto: desde a base da crosta até a segunda descontinuidade 
(Wiechert-Gutemberg, 2.900 km); 
 Núcleo: desde a descontinuidade do manto até o centro da Terra. 
 
A crosta continental é de composição granítica ou granodiorítica e a crosta 
oceânica é de composição basáltica, correspondendo ao SIAL (material rico em 
Si e Al) e ao SIMA (rico em Si e Mg), respectivamente (Tabela I.3). 
O manto é formado por material silicatado de olivina e piroxênio ou seus 
equivalentes de pressão e temperaturas altas. O núcleo ou siderosfera é 
constituído por ligas de ferro-níquel, possivelmente a parte exterior é líquida e a 
parte inferior é sólida. Para completar, deve-se adicionar a crosta, manto e 
núcleo, mais três zonas: a atmosfera, hidrosfera e biosfera. A atmosfera é o 
envoltório gasoso. A hidrosfera a camada descontínua de água, salgada ou 
doce (oceanos, lagos e rios). A biosfera é a totalidade da matéria orgânica 
distribuída através da hidrosfera, atmosfera e superfície da crosta. 
Embora importantes do ponto de vista geoquímico, a hidrosfera, biosfera e 
atmosfera contribuem com menos de 0,03% da massa total da Terra, a crosta 
0,4%, o manto 67% e o núcleo 32%. 
 
 
Tabela I.3. Características da estrutura interna da Terra. 
 
I.4. Distribuição dos elementos na crosta terrestre 
 
A geoquímica mostra a importância dos elementos que constituem os 
minerais, cujos objetivos essenciais são: 
Geologia e Paleontologia 8 
 A determinação da abundância dos elementos na Terra; 
 
 A repartição dos elementos nos minerais e nas rochas; 
 
 Estabelecimento dos princípios que regem a abundância e distribuição 
dos elementos químicos. 
 
A crosta é composta de silicatos de alumínio, sódio, potássio, cálcio, 
magnésio e ferro. Em função do número de átomos o oxigênio ultrapassa 60% 
e forma mais de 90% do volume total ocupado pelos elementos. A Tabela I.4 
mostra a repartição dos constituintes da crosta terrestre em porcentagem em 
peso de óxidos, em íons e nos minerais. 
 
Tabela I.4. Distribuição dos elementos na crosta terrestre. 
 
I.5 Classificação Geoquímica dos Elementos 
 
As diretrizes da geoquímica moderna tratam de mostrar onde se podem 
encontrar os elementos e em que condições. Ex.: Lantânio e potássio 
encontram-se juntos; telúrio e tântalo “fogem” um do outro. Alguns, embora 
presentes, estão dispersos como o rubídio no potássio e gálio no alumínio. 
Háfnio e selênio não são formadores de acumulações e às vezes, se acham 
tão dispersos na natureza que seu percentual na composição das rochas é 
ínfimo. Outros elementos como chumbo e ferro durante seu processo de 
deslocamento experimentam uma parada e formam combinações capazes de 
acumularem-se com facilidade (Antonello, 1995). 
A geoquímica estuda as leis da distribuição e migração dos elementos 
em condições geológicas definidas marcando seu percurso e exploração das 
jazidas minerais. 
Goldschmidt foi o primeiro a acentuar a importância da diferenciação 
geoquímica primária dos elementos, classificando-os da seguinte maneira: 
 
Siderófilos: com afinidade pelo ferro metálico; ex.: Cr, V, Co, Ni. 
Geologia e Paleontologia 9 
Calcófilos ou sulfófilos: com afinidade pelo sulfeto, ex.: Pb, Zn, Cu, Ag, Hg, 
Bi, Sb, Se, Fe, S, As. 
Litófilos: com afinidade pelo silicato, ex.: O, Si, Al, Na, K, Ca, Mg. 
Atmófilos: com afinidade pela atmosfera, ex.: O, C, gases nobres, N. 
 
Alguns elementos mostram afinidade por mais de um grupo, pois a 
distribuição de qualquer elemento depende, em certo grau, da temperatura, 
pressão e ambiente químico, como um todo. 
 
Capítulo II. DINÂMICA INTERNA 
 
II.1. Vulcanismo 
Os vulcões são crateras ou 
fissuras na crosta terrestre através da 
qual o magma (rocha fundida que se 
origina em profundidade, abaixo da 
crosta), sobe até a superfície em 
forma de lava. Localizam-segeralmente ao longo dos limites das 
placas crustais; a maioria faz parte de 
um cinturão chamado “círculo de 
fogo”, que se estende ao longo das 
costas do oceano Pacífico. 
Os vulcões podem ser 
classificados de acordo com a 
frequência e violência de suas 
erupções. As erupções não 
explosivas, geralmente ocorrem onde 
as placas crustais se separam, ou 
seja, nas bordas de placas divergentes 
(ex. Cordilheira Mesoceânica). Estas 
erupções produzem lava basáltica 
(básica) móvel, que se espalha rapidamente por longas distâncias e forma 
cones relativamente achatados. As erupções mais violentas acontecem onde 
as placas colidem, bordas convergentes (ex. Andes). Essas erupções expelem 
lava riolítica (ácidas) viscosa e explosões repentinas de gases, cinzas e 
piroclastos (fragmentos de lava solidificada). 
A lava é pouco móvel, percorre distâncias curtas e dá origem a cones de 
vertentes íngremes. Alguns vulcões apresentam erupções de lava e cinza, que 
formam os cones compósitos. 
Os vulcões com erupções frequentes são descritos como ativos; os 
vulcões dormentes são os que raramente entram em erupção, e os que 
aparentemente cessam as erupções são considerados extintos. Além dos 
vulcões, outros aspectos associados às zonas vulcânicas são os gêiseres, 
fontes minerais quentes, fumarolas e poços de lama borbulhante. 
Plutonismo é o conjunto de processos magmáticos que ocorrem no 
interior do planeta e que geram intrusões de magma. Plúton é o corpo de rocha 
magmática consolidada no interior da crosta terrestre, a partir de uma câmara 
magmática. Designa-se de rocha encaixante a rocha invadida por um plúton. 
Figura II.1. Esquema de um vulcão. 
 
Geologia e Paleontologia 10 
Os plútons podem ser de dois tipos: concordantes (“sill”, lacólito e facólito) e 
discordantes (“neck”, dique, batólito e "stock"). Material vulcânico: 
 piroclastos: bomba, tufos, lapilli, cinza etc. 
 gases: vapor d'água, CO2, H2S, HCl, SO2 etc. 
 lavas: almofadadas, "aa" e cordadas. 
 
A viscosidade do magma é variável, dependendo essencialmente da sua 
temperatura e da composição química. Magma ácido, isto é, rico em sílica, é 
mais viscoso do que um magma básico, pouca sílica (Leinz e Amaral, 1987). 
 Magma ácido – rico em sílica – mais viscoso 
 Magma básico – pobre em sílica – mais fluido 
 
Tipos de vulcanismo: havaiano, peleano, estromboliano e pliniano 
 
O calor interno da Terra é associado ao calor remanescente da sua 
formação (Big Bang) e da desintegração de isótopos radiogênicos; p.ex., K40, 
Th232 e U238. O grau geotérmico refere-se a profundidade, em metros, para 
elevar-se a temperatura em 1°C. O valor médio é de 30 m, podendo existir 
grandes variações, dependendo da localização geográfica. 
 
II.2. Terremotos 
 
O terremoto, ou sismo é qualquer vibração na crosta e que tem origem 
no seu interior. Quando a vibração é relativamente intensa, o tremor de terra se 
torna perceptível aos nossos sentidos. 
Em um ano registram-se na superfície terrestre cerca de 100 mil 
terremotos. Destes, 90 mil possuem intensidade muito fraca, sendo quase 
imperceptíveis aos sentidos das pessoas; 9.000 são de intensidade fraca e os 
1.000 restantes de intensidade média. Apenas 100 se revelam fortes, e só 10, 
aproximadamente, são catastróficos. 
Os terremotos não se distribuem uniformemente em toda a superfície da 
Terra, existem regiões onde o fenômeno é praticamente desconhecido, são as 
chamadas regiões assísmicas, como as áreas centrais do Canadá e dos 
Estados Unidos, a África (exceto a orla mediterrânea), a Arábia, a Ásia Central 
e a Austrália. As regiões mais intensamente atingidas por atividades sísmicas 
são aquelas localizadas nas bordas das placas tectônicas. 
 
 
Geologia e Paleontologia 11 
As regiões mais intensamente atingidas por atividades sísmicas são 
aquelas localizadas nas bordas das placas tectônicas. Na Figura II.2 estão 
representados os epicentros dos terremotos mais intensos ao longo de um 
período de 6 anos. Observa-se que o território brasileiro está praticamente fora 
das regiões com maiores incidências de terremotos, isto é, devido a sua 
posição no interior da placa sul-americana. 
As principais causas dos terremotos são: desabamento interno, 
vulcanismo, acomodamento de rocha e tectonismo. 
Os terremotos por desabamento podem ser provocados por dissolução 
(cavernas) ou deslizamento de massas rochosas em virtude da ação da força 
da gravidade. Esses terremotos são em geral fracos e de pouco poder 
destrutivo, pelo menos em comparação com os de origem vulcânica e 
tectônica. 
Em regiões sujeitas a ocorrências vulcânicas, os terremotos produzidos 
por explosões internas decorrem, em geral, do escape violento de gases 
acumulados sob forte tensão e do magma. 
Os mais terríveis terremotos estão associados a causas tectônicas, que 
se desencadeiam quando uma porção dos materiais do interior da Terra, 
distendido ou comprimido e deformados por tensões acumuladas, atinge o 
ponto de ruptura, procurando um novo estado de equilíbrio. 
A intensidade dos terremotos é medida pela escala Richter, criada em 
1935 pelo cientista americano Charles Francis Richter. O terremoto de maior 
intensidade já registrado marcou 8,6, mas, teoricamente não há limites. 
Lugares geométricos na crosta associados aos sismos: 
 hipocentro - ponto no interior da crosta onde teve a origem do 
terremoto; 
 epicentro - ponto na superfície da crosta, projeção do hipocentro 
ortogonal à superfície. Efeitos dos abalos sísmicos: maremotos, 
tsunamis e terremotos. 
 
Figura II.4. Localização do hipocentro. 
 
Geologia e Paleontologia 12 
 
Figura II.5. Localização dos epicentros dos terremotos mais intensos (Kearey e 
Vine, 1990). 
 
II.4. Tsunamis 
 
 
 Figura II.5. Formação dos tsunamis. 
II.3. Vulcanismo e Terremoto no Brasil 
Nas bordas de placas, o vulcanismo é um processo contínuo, pois, ao 
longo das cordilheiras submarinas que se estendem longitudinalmente no meio 
dos grandes oceanos, as chamadas dorsais médio-oceânicas, o magma 
emerge das profundezas da Terra, controlado pela fusão de material na parte 
superior do manto. 
Há dois tipos de crosta: continental, situada nos continentes e oceânica 
que constitui o assoalho dos mares. As placas tectônicas são formadas por 
crosta - continental e oceânica - e pela parte superior do manto. Nas zonas de 
colisão entre continentes, como no Himalaia, ou entre uma placa oceânica e 
outra continental, como nos Andes, a mais densa delas é empurrada sob a 
outra, rumo a parte profunda do manto - onde, em consequência das altas 
pressões e do calor, sofre fusão. Em sua ascensão, a massa fundida forma 
Geologia e Paleontologia 13 
vulcões e grandes corpos de rochas ígneas abaixo da superfície. Nas áreas 
afastadas das bordas de placas, em contrapartida, o vulcanismo é fenômeno 
menos comum, embora não possa ser considerado inexistente. 
O território brasileiro situa-se no interior da grande placa tectônica 
conhecida como placa sulamericana. Na extremidade sul do continente, há 
ainda a plataforma patagônica. A região ativa da placa, com terremotos e 
vulcões, é a cadeia andina, situada a oeste dessas duas plataformas (Figura 
II.2). 
 
 
Figura II.6. Área atingida pelo sismo que teve o epicentro na região de JuJuy – 
Argentina. 
Há evidências da presença de vulcões no nosso território, que nem 
sempre teria sido, portanto, tão “estável”. E não foi uma presença discreta: os 
indícios de atividade vulcânicas no Brasil são incontáveis, seja num passado 
relativamente próximo, como na ilha de Trindade e em Fernando de Noronha, 
num passado remoto, caso de Poços de Caldas, entre muitos outros, ou ainda 
em tempos muito mais longínquos, caso de Crixás em Goiás (Carneiro eAlmeida, 1990). 
Durante o Mesozóico tiveram várias atividades vulcânicas no território 
brasileiro, principalmente de composição alcalina. As principais ocorrências de 
derrames localizam-se em Nova Iguaçu (RJ), Tanguá (RJ), Jacupiranga (SP), 
Anitápolis (SC), Serra Negra (SP), Itatiaia (RJ), Cabo Frio (RJ), entre outros. 
Vulcanismo de fissura de lava básica, toleíticas, ocorreu na bacia do 
Paraná, no fim do Jurássico e principalmente no período Cretáceo (120 - 130 
milhões de anos). Esses derrames atingiram cerca de 1.200.000 km2 (Popp, 
1995). A alteração da rocha basáltica deu origem ao solo denominado de terra-
roxa que recobre grande parte da bacia do Paraná. 
Geologia e Paleontologia 14 
Recentemente tem sido registrados vários abalos sísmicos de baixa 
intensidade no território brasileiro. No dia 12 de maio de 2000 vários estados 
brasileiras (Goiás, São Paulo, Rio Grande do Sul e Mato Grosso) foram 
atingidas por terremoto de baixa intensidade, o sismo teve o seu epicentro 
localizado na região de Jujuy na Argentina (Figura II.6). 
 
Capítulo III. TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS 
 
Em 1620 o inglês Sir Francis Bacon registrava a similaridade entre o 
contorno litorâneo da África ocidental e do leste da América do Sul. Em 
meados do século XIX surgia a tese de que os dois continentes possuíam um 
passado comum. O alemão Alfred Wegener formulou, em 1912, a Teoria da 
Deriva Continental, baseando-se em algumas evidências fósseis e semelhança 
entre as estruturas de relevo. Ele postulou a unidade das massas continentais 
no passado (Pangéia), que teriam depois se fragmentado e afastado umas das 
outras, conformando os continentes e bacias oceânicas atuais. 
A genialidade da intuição de Wegener decorre da ausência de meios 
científicos, na sua época, para a validação da idéia da deriva dos continentes. 
Entretanto, justamente esse fato transformou-o, por muito tempo, num 
incompreendido. A ausência de um mecanismo aceitável para justificar o 
movimento de massas continentais “sufocando” assoalhos oceânicos condenou 
a nova teoria à marginalidade. 
O arcabouço científico para a Teoria da Deriva Continental só iria se 
desenvolver muito mais tarde. O estudo detalhado do fundo dos oceanos, 
iniciando com o uso do sonar na Segunda Guerra Mundial e intensamente 
desenvolvido nas últimas décadas, finalmente forneceu uma explicação 
plausível para a “migração” das massas continentais (Magnoli e Araújo, 1997). 
A Terra está dividida em placas relativamente finas (podendo ou não 
conter continentes), cada qual comportando-se como uma unidade mais ou 
menos rígida, que movimenta-se uma em relação à outra. 
Sabe-se hoje em dia que os continentes se movem. Acredita-se que há 
muitos milhões de anos, todos estavam unidos em um único e gigantesco 
continente chamado PANGÉIA. Este teria se dividido em fragmentos, que são 
os continentes atuais. Foi o curioso encaixe de quebracabeça entre a costa 
leste do Brasil e a costa oeste da África que deu origem a esta teoria, chamada 
de DERIVA CONTINENTAL. Ao estudar o fundo do Oceano Atlântico 
descobriu-se uma enorme cadeia de montanhas submarinas, formada pela 
saída de magma do manto. Este material entra em contato com a água, 
solidifica-se e dá origem a um novo fundo submarino, à medida que os 
continentes africano e sulamericano se afastam. Este fenômeno é conhecido 
como EXPANSÃO DO FUNDO OCEÂNICO. 
Com a continuidade dos estudos, as teorias da Deriva Continental e da 
Expansão do Fundo Oceânico foram agrupadas em uma nova teoria, chamada 
TECTÔNICA DE PLACAS. Imagine os continentes sendo carregados sobre a 
crosta oceânica, como se fossem objetos em uma esteira rolante. É como se a 
superfície da Terra fosse dividida em placas que se movimentam em diversas 
direções, podendo chocar-se umas com as outras. Quando as placas se 
chocam, as rochas de bordas enrugam-se e rompem-se, originando 
terremotos, dobramentos e falhamentos. 
Geologia e Paleontologia 15 
Embora a movimentação das placas seja muita lenta - da ordem de 
poucos centímetros por ano - essas dobras e falhas dão origem a grandes 
cadeias de montanhas como os Andes, os Alpes e os Himalaias. 
Outro fenômeno causado pelo movimento de placas é o vulcanismo, que 
pode originar-se pela saída de rochas fundidas - MAGMA - em regiões onde as 
placas se chocam ou se afastam. Quando o magma que atinge a superfície se 
acumula em redor do ponto de saída, formam-se os VULCÕES. Os terremotos 
no Brasil felizmente são muitos raros e de pequena intensidade e somente são 
encontrados restos de vulcões extintos. Isto ocorre devido ao fato do nosso 
país situar-se distante de zona de choque e de afastamento de placas. 
 
III.1. Origem das placas e dos seus movimentos 
 
A convecção do magma na Astenosfera (envoltório plástico localizado no 
Manto Superior) produz plumas ascendentes quentes que, atingindo a parte 
superficial da Crosta, criam nova 
crosta oceânica (basalto). Para 
manter a área (e volume) da Terra 
constantes, é preciso que, em 
algum lugar, a crosta oceânica seja 
destruída (consumida); isto ocorre 
em zonas de subducção, onde a 
crosta oceânica afunda, por ser a 
mais densa, fechando a pluma 
descendente (mais fria) da célula 
de convecção da Astenosfera. 
Assim, os continentes (menos 
densos) migram, empurrados (e 
puxados) pela crosta oceânica 
(mais densa) (Figura III.1). 
 
Figura III.1. Esquema da Dorsal do Atlântico e a da placa sul-americana e seus 
limites (SalgadoLabouriau, 1994). 
Os movimentos entre as placas podem ser de três tipos: convergente 
(compressivo), divergente (distensivo) e transcorrente (Figuras III.2 III.3 e 
Tabela III.1). Figura III.2. Tipos de limites de placas tectônicas 
Geologia e Paleontologia 16 
 
Figura III.1. Tipos de limites de placas tectônicas e suas principais 
características. 
 
Tabela III.1. Tipos de limites de placas tectônicas e suas principais 
características. 
 
Evidências da Teoria da Deriva Continental 
 semelhança entre a fauna e flora fósseis encontrada em continentes 
separados; 
 conformação dos continentes sulamericano e africano (Figura III.4); 
Geologia e Paleontologia 17 
 dados paleoclimáticos em desacordo com o Recente, registrados em 
rochas sedimentares em diversos continentes; 
 continuidade de cadeias de montanhas entre dois continentes; 
 semelhanças entre litologias recifes de corais fossilizados na 
Groenlândia e Canadá Figura III.4. Reconstituição do Gondwana 
(Kearey & Vine, 1990). 
 
Evidências da Teoria de Expansão do Fundo Oceânico 
 sedimentos jovens e pouco espessos recobrindo a crosta oceânica; 
 crosta oceânica mais velha é Triássica; 
 simetria de idades da crosta oceânica a partir da cordilheira 
Mesoceânica; 
 idade das ilhas vulcânicas do Pacífico. 
 
Os estudos do paleomagnetismo nas rochas basálticas que constituem a 
crosta oceânica, indicam que o polo magnético da Terra tem mudado de 
posição em relação aos continentes durante a história geológica. 
 
III.2 Falhas e Dobras 
O movimento contínuo das placas da crosta terrestre pode comprimir, 
esticar ou quebrar os estratos rochosos, deformado-os e produzindo falhas e 
dobras. Uma falha é uma fratura numa rocha, ao longo da qual ocorre 
deslocamento de um lado em relação ao outro. O movimento pode ser vertical, 
horizontal ou oblíquo (vertical e horizontal). Estas evidências de tectonismo 
podem ser claramente observadas nas 
rochas metamórficas que constituem 
grande parte do estado do Rio de 
Janeiro. 
As falhas ocorrem quando as 
rochas duras e rígidas, que tendem a 
quebrar-se e não a dobrar-se. As 
menores falhas ocorrem em cristais 
minerais individuais e são de tamanho 
microscópico, enquanto a maior delas - 
o Great Rift Valley (a Grande Fossa), 
na África - tem mais de 9 mil km decomprimento. O movimento ao longo 
das falhas geralmente causa 
terremotos, o exemplo típico deste 
movimento é a falha de Santo André, 
Califórnia - EUA. 
Dobra é a curvatura de uma 
camada rochosa causada por 
compressão, podem variar em 
tamanho, de uns poucos milímetros de comprimento às 
cadeias montanhosas dobradas com centenas de quilômetros de extensão. 
Além de falhas e dobras, outros aspectos associados com deformações das 
rochas são os boudins, os mullions e fraturas escalonadas (en échelon). 
 
Geologia e Paleontologia 18 
 
 
As dobras ocorrem nas rochas elásticas, que tendem a dobrar-se mais 
do que quebrar-se. Os dois tipos principais de dobras são as anticlinais (os 
flancos convergem para cima) e as sinclinais (os flancos convergem para 
baixo) 
 
III.3. Origem das Montanhas 
Os processos envolvidos na formação das montanhas - a orogênese - 
ocorrem como resultado do movimento das placas crustais. Há três tipos 
principais de montanhas: as de origem vulcânica, as montanhas de 
dobramento e as montanhas por falhamento ou de blocos. A maioria das 
montanhas vulcânicas forma-se ao longo dos limites das placas, onde estas 
aproximam ou se separam, e a lava e os detritos são ejetados em direção à 
superfície terrestre. A acumulação de lava e material piroclástico pode formar 
uma montanha em torno da chaminé de um vulcão. 
As montanhas por dobramento se formam onde as placas se encontram 
e provocam o dobramento e o soerguimento das rochas. Onde a crosta 
oceânica se encontra com a crosta continental menos densa, a crosta oceânica 
é empurrada sob a crosta continental. A crosta continental é então dobrada 
pelo impacto e se formam montanhas de dobramento, como os Apalaches na 
América do Norte. As cadeias dobradas formam-se também quando 
encontram-se duas áreas de crosta continental. O Himalaia, por exemplo, 
começou a formar-se quando a Índia colidiu com a Ásia, dobrando os 
sedimentos e parte da crosta oceânica entre as duas placas. 
As montanhas por falhamento de blocos formam-se quando um bloco de 
rocha é soerguido entre duas falhas como resultado de compressão ou tensão 
na crosta terrestre. Com frequência, o movimento ao longo das falhas ocorre 
gradualmente durante milhões de anos. Contudo, duas placas podem deslizar 
bruscamente ao longo de uma linha de falha - a falha de Santo André, por 
exemplo, provocando terremotos. 
O tectonismo abrange dois tipos diferentes de movimentos: orogênese e 
epirogênese. 
Orogêneses são os processos de formação de grandes cadeias de 
montanhas, em áreas compressivas (choque placas) entre crosta 
continental/crosta continental ou crosta continental/crosta oceânica. Trata-se de 
Geologia e Paleontologia 19 
deformações relativamente rápidas da crosta terrestre, geradas pela 
acomodação de placas tectônicas. São associadas a essas áreas: dobras, 
falhas inversas, vulcanismos, plutonismos, sismos etc. 
Epirogênese são processos de grande amplitude que afetam por igual 
extensas áreas continentais, podendo formar grandes arqueamentos, 
provocando elevações de certas áreas e depressões de outras. Os movimentos 
são lentos e predominantemente na vertical. 
"Rift" é processo de rompimento de antigos continentes, instalando 
novas áreas oceânicas: cordilheira Mesoceânica (crosta oceânica) e áreas 
distensivas (divergência de placas) dentro de crosta continental ou de crosta 
oceânica. 
 
Pangea - Antigo supercontinente, reunido no final do Carbonífero, composto 
pelo Gondwana e de outras massas continentais, que se desmembrou a partir 
do final do Triássico. Da massa oceânica circundante (Pantalassa) originaram-
se os atuais oceanos Pacífico e Ártico, por contração, e o Atlântico Norte, pela 
separação entre a América do Norte, Gondwana e Eurásia, a partir do 
Jurássico. Uma menor massa marinha, o mar de Tétis, dispunha-se, 
semicerrado, a Leste do Pangea (a partir do qual originou-se, por compressão, 
o mar Mediterrâneo). 
 
Gondwana - Antigo continente, reunido no final do Proterozóico, composto 
pelas atuais América do Sul, África, Índia, Madagascar, Austrália e Antártica, 
que se desmembrou a partir do Cretáceo, originado os atuais continentes e os 
oceanos Índico, Antártico e Atlântico Sul. 
 
Capítulo V. MINERALOGIA 
A mineralogia estuda os minerais cientificamente envolvendo o 
conhecimento da estrutura interna, composição, propriedades físicas e 
químicas, modo de formação, ocorrência, associações e classificação. 
Atualmente existem cerca de 3.500 nomes de minerais. Novos minerais 
tem sido acrescentados a esta lista cada ano. São minerais que foram 
descobertos através de técnicas analíticas novas, tais como microanálise e 
microssonda eletrônica. Muitos minerais têm sido retirados das listas de 
minerais existentes pois métodos modernos de estudos mostraram que as 
substâncias consideradas como minerais individuais são associações ou 
misturas de minerais (Antonello, 1995). 
Mais ou menos 20 minerais mais comuns são responsáveis por mais de 
95% de todos os minerais na crosta continental e oceânica. Eles estão contidos 
em quase todas rochas. Os silicatos são os mais abundantes. 
As características principais de qualquer mineral são sua estrutura 
cristalina e sua composição química, levando em consideração o conteúdo 
químico permitido pela substituição de átomos de um elemento pelos de outro 
numa dada estrutura. Por exemplo, o valor de muitos minerais, origina-se do 
fato de conterem um metal que é um constituinte acessório e não essencial. 
Ex.: tório na monazita, prata na tetraedrita. Nestes casos, um conhecimento do 
mecanismo pelos quais os constituintes chegaram a estar presentes, pode ser 
de grande significação econômica. 
Usamos uma vasta quantidade de minerais e produtos de minerais na 
nossa sociedade. Embora a maioria das pessoas não se dê conta, a mineração 
Geologia e Paleontologia 20 
ou mais especificamente os produtos que ela gera, está presente em 
praticamente todas as etapas do seu cotidiano, do momento em que elas se 
levantam ao instante em que se deitam. Virtualmente tudo que usamos tem 
conexão forte com os minerais. 
Por vezes ele é usado em sua forma natural por ter propriedades 
valiosas. Ex.: diamante por sua beleza e pela sua extrema dureza. Em outras 
ocasiões, os minerais possuem componentes químicos de grande valor. Ex.: 
calcopirita (CuFeS2) consiste em 34% de cobre e o mineral é coletado para se 
recuperar este metal valioso (Antonello, 1995). 
Os minerais não são considerados meramente como objetos de beleza 
ou como fonte de material econômico. Eles podem ser “chaves” para o 
entendimento das condições nas quais eles e as rochas foram formadas. O 
estudo dos minerais pode indicar importantes informações sobre as condições 
físico-químicas de regiões da Terra que não são acessíveis a observação e 
mensuração direta (manto e núcleo). 
 
V.1 Ciclo Geoquímico 
A parte acessível ao exame direto do ciclo geoquímico é a superfície da 
Terra, onde os elementos migram. O ciclo geoquímico não é fechado nem 
material nem energeticamente. 
A partir do magma, o material original, que é uma mistura complexa de 
silicatos, óxidos e compostos voláteis, podendo ocupar espaços definidos e 
individualizados (câmara magmática), poderá haver a cristalização magmática, 
que é a separação dos minerais durante a sua formação e, a cristalização 
originando as rochas magmáticas. 
Através do intemperismo dos minerais primários e formação dos 
minerais secundários forma-se os sedimentos, que, através da diagênese 
formam as rochas sedimentares. 
 As rochas sedimentares por ação da pressão e temperaturas variáveis 
darão origem a rochas metamórficas, que por transformação ultrametamórfica 
darão origem a rochas ígneas. 
 
Conceitos 
 
Mineral: é um elemento ou composto químico, resultantes de processosinorgânicos, de composição química e estrutural definida, encontrados 
naturalmente na crosta da Terra. Ex. diamante, quartzo e feldspato. 
 
Rocha: é um agregado natural formado de um ou mais minerais 
característicos. As rochas são classificadas segunda a sua origem em três 
tipos: ígnea ou magmática, metamórfica e sedimentar. Ex. granito, gnaisse, 
basalto e arenito. 
 
Minério: agregado de um ou mais minerais de interesse econômico, 
normalmente associado à ganga (sem valor econômico). A partir de um minério 
pode-se extrair, com proveito econômico, um ou mais metais ou substâncias 
úteis. Ex. itabirito (hematita e quartzo) obtém-se o ferro. 
 
Gema: nome empregado para todos os minerais ornamentais. 
 
Geologia e Paleontologia 21 
Corpo geológico: são massas individualizadas de minerais agregados. 
 
Jazidas minerais: são corpos geológicos economicamente aproveitáveis de 
qualquer bem mineral. 
 
Mineralogia: estuda os minerais desde sua ocorrência até sua análise. 
Petrografia: estuda as rochas, sua constituição e classificação. 
 
Petrologia: estuda a gênese ou origem das rochas. 
 
Geoquímica: abrange o conhecimento da abundância dos elementos químicos 
na Terra, como sua distribuição e as leis que governam. 
 
V.2 Técnicas de análise mineralógica e petrográfica 
Alguns minerais e rochas podem ser identificados sem equipamento 
complicados, consistindo em observações diretas e testes simples. Porém, na 
maioria das vezes é necessário recorrer a técnicas analíticas especiais para 
identificar os minerais e as rochas. As principais técnicas analíticas utilizadas 
na identificação e classificação dos minerais e das rochas são as seguintes: 
 difratometria de raios-X (DRX) 
 microscopia ótica (luz transmitida e refletida) 
 microscópio eletrônico de varredura – MEV 
 análise química por via úmida 
 ensaio de chama 
 análise macroscópica (auxílio de lupas de mão com aumento de 
10X a 20X). 
 
V.3 Propriedades dos Minerais 
As propriedades dos minerais são controladas pela sua composição e 
estrutura cristalina. A composição pode ser definida através de métodos de 
análises químicas. Uma vez que a composição foi definida, a fórmula química 
pode ser calculada pelo balanceamento do número de cátions e ânions. 
A determinação da estrutura do cristal é feita através de métodos de 
observação indireta, principalmente através da difratometria de raios-X (DRX). 
A DRX é uma das técnicas mais importantes na identificação dos minerais 
(Figura V.1), qualquer mineral pode ser identificado através desta técnica. 
Por causa, de propriedades facilmente determinadas, tais como, dureza 
e cor, são controladas pela composição e estrutura do cristal, em muitos casos 
é possível usar uma combinação de propriedades simples para identificar um 
mineral. 
As características mais usadas na identificação dos minerais são: cor, 
brilho, hábito (formato dos cristais), dureza, clivagem, fratura, densidade, 
magnetismo. 
 
V.4. Cristalografia estrutural e morfologia dos cristais 
Os cristais são corpos homogêneos, anisotrópicos (possui propriedades 
físicas e químicas diferentes em direções diferentes). Um corpo isotrópico, ao 
contrário, tem as mesmas propriedades em direções diferentes, por ex.: vidro. 
Quase todas as substâncias sólidas, não somente os minerais são cristalinos. 
Os corpos homogêneos podem ser isótropos ou anisotrópicos. 
Geologia e Paleontologia 22 
As unidades da estrutura dos cristais são os átomos, os íons ou as 
moléculas que apresentam no espaço um arranjo tridimensional exato. Os 
intervalos entre estas unidades estruturais são de ordem de 1 angstrom . 
Um cristal é um arranjo tridimensional, periódico, de átomos, de íons ou 
de moléculas e pode ser definido como sólidos poliédricos limitado por faces 
planas que exprimem um arranjo interno. O arranjo das partículas representa-
se por um retículo cristalino ou retículo espacial. Os planos situados em 
diferentes direções através dos pontos do retículo denominam-se planos 
reticulares (faces do cristal). 
A estrutura ordenada dos retículos dos cristais, nem sempre é refletida 
pela presença no cristal de uma forma cristalina distinta. São relativamente 
raros os cristais típicos, reconhecíveis exteriormente, pois a substância 
cristalina apresenta externamente sua estrutura interna. Pela forma externa os 
sólidos podem ser: 
 
Idiomórficos: possuem faces bem desenvolvidas e perfeitas; 
Subédricos ou hipidiomórficos: desenvolvimento parcial das fases; 
Anédricos ou xenorfícos: sem faces definidas; 
Substância amorfa: sem arranjo interno. 
 
O retículo espacial e consequentemente o cristal é formado pela 
repetição de unidades tridimensionais muito pequenas, as células unitárias, 
que por definição são as menores porções geométricas que se repete 
tridimensionalmente segundo direções preferencias de crescimento e 
desenvolvimento, dando origem ao cristal. São possíveis 14 tipos diferentes de 
células unitárias; são os retículos de Bravais, que são retículos de translação 
cuja unidade de translação de um ponto a outro é a distância. 
 
V.4.1 Sistemas Cristalinos 
Refere-se à forma na qual os átomos dos elementos químicos estão 
agrupados. Cada sistema cristalino é caracterizado por certo número de 
elementos de simetria (Figura V.3). 
 
Sistema cúbico: formado por um cubo. Os três eixos cristalográficos são 
iguais e perpendiculares entre si, de comprimentos iguais. 
 
Sistema hexagonal: formado por um prisma reto de base hexagonal regular. 
Os eixos cristalográficos são quatro: 3 horizontais iguais cortando-se em 
ângulos de 120o, e um quarto de comprimento diferente e perpendicular ao 
plano dos outros três. 
 
Sistema tetragonal: prisma reto de base quadrada. Os eixos cristalográficos 
são mutuamente perpendiculares; os dois horizontais são de comprimento 
igual, mas o eixo vertical é mais curto ou mais longo do que os outros dois. 
 
Sistema ortorrômbico: prisma reto de base retangular ou losangular. Os eixos 
cristalográficos são perpendiculares entre si e de comprimento diferente. 
 
Sistema monoclínico: prisma oblíquo de base retangular ou losangular. Os 
eixos cristalográficos são 3 desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si 
Geologia e Paleontologia 23 
formando um ângulo oblíquo, sendo o terceiro perpendicular ao plano dos 
outros dois. 
 
Sistema triclínico: prisma oblíquo de base paralelogrâmica. Três eixos 
cristalográficos desiguais, formando ângulos oblíquos. 
 
V.5. Classificação Química dos Minerais 
Na natureza, os minerais cristalizam-se a partir de soluções de 
composição complexa, sendo oferecidas, por conseguinte, amplas 
oportunidades para a substituição de um íon por outro. Resulta disto, que, 
praticamente, todos os minerais apresentam variação na sua composição 
química, conforme a localidade de procedência e entre uma e outra espécie. 
A composição química é a base para a classificação moderna dos 
minerais. De acordo com este esquema, dividem-se os minerais em classes 
dependendo do ânion ou grupo aniônico. A composição pode ser definida 
através de métodos de análises químicas. 
 
Elementos nativos: encontram-se como minerais sob forma não combinada 
no estado nativo. Ex. Au, Ag, Pt, Hg. 
 
Sulfetos: consistem em combinações de vários metais com o S-2. Ex.: Galena, 
PbS. Pirita - FeS2, cúbico, D=5,0 (Densidade), d=6 (dureza), cor dourada e 
traço preto. Sulfossais: os minerais compostos de Pb, Cu ou Ag em 
combinação com S, Sb, As ou Bi. Ex. Cu3AsS4. 
 
Óxidos: contém um metal em combinação com o O-2. Ex.: hematita Fe2O3; 
Quartzo - SiO2, hexagonal, D=2,65, d=7, cores variadas e fratura conchoidal. 
Hematita - Fe2O3, hexagonal, D=5,26, d=6, traço vermelho. Ilmenita - FeTiO3, 
hexagonal, D=4,7, d=5,5, traço cinza. Pirolusita - MnO2,tetragonal, D=4,75, 
d=2, traço preto. 
 
Hidróxidos: óxidos minerais contendo água ou hidroxila (OH-) como radical 
importante. Ex.: brucita Mg(OH)2. 
 
Haletos: cloretos, fluoretos, brometos e iodetos naturais. Ex.: fluorita CaF2, 
halita NaCl. 
 
Carbonatos: incluem os minerais com o radical (CO3)-2. Ex.: calcita CaCO3. 
Calcita - CaCO3, hexagonal, D=2,71, d=3, três clivagens perfeitas. Aragonita - 
CaCO3, ortorrômbico, D=2,95, d=3,5, duas clivagens perfeitas. Dolomita - 
(Ca,Mg)(CO3)2, hexagonal, D=2,85, d=3,5, três clivagens perfeitas. 
 
Nitratos: contém o radical NO3-1. Ex.: KNO3. 
 
Boratos: contém o radical BO3. Ex.: bórax Na2B4O7.10H2O. 
 
Fosfatos: contém o radical (PO4)-3. Ex.: apatita Ca5(F,Cl)(PO4)3, hexagonal, 
D=3,2, d=5, clivagem fraca. 
 
Geologia e Paleontologia 24 
Sulfatos: contém o radical (SO4)-2. Ex.: barita BaSO4; Gipsita - CaSO4 
2H2O, monoclínico, D=2,32, d=2, fratura fibrosa. Anidrita - CaSO4, 
ortorrômbico, D=2,98, d=3, três clivagens perfeitas. 
 
Tungstato: contém o radical WO4. Ex.: sheelita CaWO4. 
 
Silicatos: radical (SiO4)-4, formam a classe química máxima entre os minerais, 
contém vários elementos, dos quais os mais comuns são o Na, K, Ca, Mg, Al e 
Fe em combinação com Si e O formando estruturas químicas complexas. 
 
V.6. Propriedades Físicas 
As propriedades físicas dos minerais são determinadas pela composição 
química e estrutura cristalográfica. 
 
Hábito - é a forma externa do mineral. Os planos de um cristal são expressões 
externas exatas da organização interna dos átomos. Tipos de hábito: acicular, 
laminar, colunar, fibroso, botroidal, tabular, micáceo etc 
 
 
Geologia e Paleontologia 25 
 
Clivagem - é a tendência de 
um mineral se quebrar ao 
longo de planos preferenciais. 
Clivagem perfeita ou boa (2 
ou 3 direções), moderada, 
irregular etc. Tais planos são 
controlados pela estrutura 
cristalina e pelas ligações 
químicas. Ex. micas uma 
direção e K feldspato duas 
direções. 
 
Fratura - é a forma como um mineral quebra. Os principais tipos de fraturas: 
conchoidal (quartzo), plana e irregular. 
 
Dureza - resistência (relativa) que um mineral oferece ao ser riscado com outro 
mineral ou com um objeto qualquer. Esta associada à estrutura cristalina e ao 
arranjo dos átomos (ligações). A dureza de um mineral é uma propriedade 
importante e pode ser avaliada de acordo com a Escala de Dureza de Mohs 
(relativa) (Tabela V.1). 
 
 
 
Tenacidade - resistência que o mineral oferece à deformação. Termos 
utilizados para descrever a tenacidade dos minerais: quebradiço, maleável, 
dúctil, flexível etc. 
 
Magnetismo - é a propriedade de alguns minerais de serem atraídos pelo imã. 
Ex. magnetita e pirrotita. 
 
Densidade ou peso específico - é o peso de um mineral comparado com o 
peso do mesmo volume de água (adimensional). Minerais com átomos 
agrupados densamente apresentam densidades mais elevadas. Quartzo D = 
2,65, calcita D =2,75, magnetita D = 5,2. 
 
 
Geologia e Paleontologia 26 
V.7. Propriedades Ópticas 
 
Cor - é o comprimento de onda luminosa refletida ou transmitida; opaco, 
transparente e translúcido; idiocromático, alocromático, pleocroísmo, dicroísmo; 
iridescência, opalescência etc.; hialino, vermelho, laranja, amarelo, verde, azul, 
violeta etc. 
 
Traço - é a cor do traço deixado pelo mineral após riscar a superfície de uma 
placa de porcelana. Ex. hematita (vermelho), pirita (preto) e quartzo (branco). 
 
Brilho - é a intensidade da reflexão da luz. O brilho do mineral pode ser vítreo, 
resinoso, sedoso, adamantino, metálico etc. 
 
V.8. Propriedades Químicas 
 
Polimorfismo - diferentes minerais com a mesma fórmula química, porém 
formas cristalinas diferentes. Calcita (CaCO3, hexagonal) e Aragonita (CaCO3, 
ortorrômbico). 
Isomorfismo - minerais de composição química diferente, porém análogas, 
com a mesma estrutura cristalina. Plagioclásios (Ca,Na-feldspatos, triclínicos). 
 
V.9. Esquema de Identificação Macroscópica 
Os minerais mais comuns podem ser identificados a partir da 
determinação das suas propriedades e posterior consulta a um manual de 
mineralogia. 
1. Cristalização: sistema cristalino em que se enquadra a amostra. 
2. Forma dos cristais: cubo, tetraedro, prisma hexagonal com terminação 
em pirâmide, octaedros, dodecaedro, etc., acrescentando se é euédrico, 
subédrico ou anédrico. 
3. Hábito: cúbico (eqüidimensional), prismático, acicular, fibroso, 
micáceo, botroidal, etc. 
4. Cor: examinar uma superfície recente em luz refletida. 
5. Pleocroísmo: mudança de cor de acordo com a direção 
6. Brilho: metálico, não metálico: vítreo, resinoso, sedoso, gorduroso, 
nacarado, adamantino e terroso. 
7. Cor do traço: sempre sobre uma placa de porcelana não brilhante. 
8. Clivagem: boa, nítida, fácil, regular ou ruim. Quantos planos de 
clivagem. 
9. Fratura: existente ou não. 
10. Dureza relativa: usar a escala de Mohs. 
11. Diafaneidade (transparência do mineral): transparente, translúcido 
opaco. 
12. Densidade relativa. 
13. Magnetismo: atração por um imã de mão. 
14. Presença de inclusões. 
15. Alteração 
16. Diagnóstico 
 
 
 
Geologia e Paleontologia 27 
Tabela V.2 Guia para identificação mineralógica. 
 
 
 
Capítulo VI. PETROGRAFIA 
As rochas são agregados naturais formados de um ou mais minerais, 
que podem ser de um tipo (rocha monominerálica) ou de vários tipos 
(poliminerálica). A crosta terrestre é constituída essencialmente de rochas. São 
elas, juntamente com os fósseis, os elementos que os geólogos usam para 
decifrar os fenômenos geológicos atuais e do passado. 
A Petrografia ou petrologia é o ramo da ciência geológica dedicado ao 
estudo da constituição, textura, origem e classificação das rochas. 
 
Técnicas de reconhecimento petrográficas: 
 análise macroscópica 
 microscopia óptica e eletrônica 
 análise geoquímica 
 
Quanto à origem (gênese), as rochas são distinguidas em ígneas ou 
magmáticas, rochas metamórficas e rochas sedimentares; dentro desses 
grupos, de forma geral, a textura e a composição mineral são os critérios para 
a identificação do tipo litológico. 
Geologia e Paleontologia 28 
 
 
VI.1 Rochas sedimentares 
São rochas formadas a partir do material resultante da ação do 
intemperismo e da erosão de uma rocha qualquer que posteriormente será 
transportado e depositado em outro ambiente. 
As rochas sedimentares são importantes por estarem associadas à 
depósitos de carvão, petróleo, gás natural, alumínio, minério de ferro, matéria 
prima para a construção civil. 
A diagênese é o conjunto de processos físicos e químicos sofridos pelos 
sedimentos após sua deposição, e que resultam em litificação, como, p.ex., 
compactação, recristalização, dissolução, precipitação de minerais etc. 
 
 
 
Geologia e Paleontologia 29 
VI.2 Rochas ígneas 
São formadas a partir da consolidação do magma em profundidade 
(rocha ígnea plutônica) ou em superfície (rocha ígnea vulcânica). Através da 
textura e da composição mineralógica de uma rocha magmática pode 
interpretar as condições em que a rocha se formou. 
As rochas magmáticas intrusivas ou plutônicas se formam quando o 
magma resfria lentamente, usualmente em profundidades de dezenas de 
quilômetros, os cristais separam-se do líquido fundido, formando rochas de 
granulação grossa (rochas faneríticas equigranular). 
As rochas magmáticas extrusivas são formadas quando o magma resfria 
rapidamente, normalmente próximo a superfície da terra, os cristais são 
extremamente pequenos e resulta uma rocha de granulação fina ou textura 
vítrea (rochas afaníticas). O magma é uma fusão silicatada, contendo gases e 
elementos voláteis, gerada em altas temperaturas no interior da Terra. 
 
Geologiae Paleontologia 30 
 
 
Batólitos - são grandes corpos de rochas plutônicas que se formam em 
profundidade, podendo se ter mais 100 km2. 
Lacólito - são intrusões de rochas ígneas lentiformes, geralmente circulares ou 
subcirculares, concordantes as rochas encaixantes. 
Dique - intrusão de forma tabular discordante, preenchendo uma fenda aberta 
em outra rocha. Quando o dique é concordante com as rochas encaixantes 
chama-se sill. 
 
VI.3 Rochas Metamórficas 
As rochas metamórficas podem ser formadas a partir de rochas ígneas, 
sedimentares ou mesmo metamórficas, preexistentes, submetidas a novas 
condições de pressão e temperatura. Quando as rochas através de processos 
geológicos são submetidas a condições diferentes (temperatura e pressão) das 
quais foram formadas, ocorrem modificações denominadas de metamorfismo. 
Durante o metamorfismo ocorrem modificações nas composições 
químicas e/ou a estrutura cristalina dos minerais, sem haver fusão ou alteração 
na constituição química total da rocha (processo de equilíbrio físicoquímico no 
estado sólido, isoquímico). Podem ocorre tanto a recristalização dos minerais 
preexistentes como também a formação de novos minerais. 
Geologia e Paleontologia 31 
 
Na classificação das rochas metamórficas utiliza-se o nome do tipo textural 
precedido da assembléia de minerais constituintes em ordem crescente de 
importância. Ex. estaurolita-granada-quartzo-xisto. 
 
Grau de Metamorfismo 
O metamorfismo pode ocorre com maior ou menor intensidade em 
função das temperaturas e pressões a que a rocha é submetida, o que, até 
certo ponto, é função também das profundidades em que o fenômeno ocorre. 
Metamorfismo regional ou de contato. 
 
Capítulo VII. DINÂMICA EXTERNA 
A dinâmica externa retrata todos os processos geológicos que, atuando 
sobre a parte mais superficial da Crosta, promovem o seu modelamento. A 
ação da água, dos ventos, do calor e do frio sobre as rochas provoca o seu 
desgaste e decomposição, causando o que se denomina de INTEMPERISMO. 
O intemperismo implica sempre na desintegração das rochas, que pode ser de 
vários modos, pelos agentes químicos, físicos e biológicos. Esta desintegração 
gera areias, lamas e seixos, também denominados SEDIMENTOS. 
O deslocamento desses sedimentos da rocha desintegrada é chamado 
de EROSÃO. O transporte desse material para as depressões da crosta, 
(oceanos, mares e lagos) pode ser realizado pela água (enxurradas, rios e 
Geologia e Paleontologia 32 
geleiras) ou pelo vento, formando depósitos como as areias de praias e de rios, 
as dunas de desertos e as lamas de pântanos. 
Todo PROCESSO (ação) natural obtém-se, como PRODUTO (resultado 
da ação) uma modificação na paisagem superficial do planeta. Por exemplo, 
após uma intensa chuva (PROCESSO) muitas encostas de morros serão 
sulcadas por erosão (PRODUTO 1) e o material (solo ou rocha) removido será 
depositado em vales ou no sopé destes morros (PRODUTO 2) ou levado por 
rios. Em fim, processaram-se modificações na paisagem superficial. Este 
processo ocorre sem a interferência do homem, cuja ação pode acelera-lo. O 
homem influência no processo de denudação, principalmente devido ao 
desmatamento. Na Figura VII.1 é representada uma visão simplificada das 
fontes de energia dos processos externos que atuam na superfície da Terra 
 
Figura VII.1. Fontes de energia dos processos que atuam na superfície da 
Terra. 
 
VII.1 Processos 
 
Processos físicos: tensões (variação de temperatura, gravidade, etc.) e 
cinética (resultante da variação de velocidade de um corpo). 
Processos químicos: reações (hidrólise, redox, combinações, etc.), 
soluções/precipitações etc. 
Processos biológicos: atividade dos organismos gera relações de 
fenômenos Físicos e Químicos com o meio ambiente. A pressão do 
crescimento das raízes vegetais pode provocar a desagregação da rocha. O 
vento ao balançar a árvore contribui para afrouxar as rochas fendilhadas. Ação 
de animais como: minhocas, formigas, cupins, roedores, etc. 
Os processos geológicos responsáveis pela formação das rochas 
sedimentares podem ser reunidos em três grandes grupos: intemperismo, 
erosão, transporte e deposição. 
Geologia e Paleontologia 33 
VII.2 Intemperismo 
Conjunto de processos físicos, químicos e biológicos, operantes na 
superfície terrestre que ocasionam a alteração dos minerais das rochas, graças 
a ação de agentes atmosféricos e biológicos. Processo espontâneo controlado 
pelas forças (energias) envolvidas nas ligações dos íons que fornam os cristais. 
O intemperismo é um dos processos mais importante para o 
desenvolvimento da vida sobre a Terra. Os nutrientes inorgânicos disponíveis 
no solo ou nas águas superficiais são obtidos a partir do intemperismo das 
rochas e dos minerais. 
Por quê ocorre intemperismo? É a resposta natural dos minerais das 
rochas à superfície do planeta, em virtude de mudanças nas condições físicas 
e químicas em que estes se formaram (altas pressões e temperaturas no 
interior da Terra). Processo espontâneo controlado pelas forças (energia) 
envolvidas nas ligações dos íons que formam os cristais. 
 
Processos Químicos 
A dissolução, além de ser um processo intempérico, também pode se 
constituir em um eficaz processo erosivo, quando envolve a remoção de 
apreciáveis massas rochosas. O exemplo mais evidente é a carstificação, que 
trata da dissolução de rochas carbonáticas formando cavernas, grutas, dolinas 
etc. 
Fatores condicionantes do tipo e intensidade do intemperismo 
 clima (temperatura, precipitação) 
 relevo (inclinação do terreno) 
 constituição dos minerais (composição química) 
 estrutura das rochas (porosidade, xistosidade, 
fraturas) 
 tamanho das partículas. 
 Temperatura A temperatura intervém na velocidade 
da decomposição química. Esta é mais rápida em climas quentes 
do que em climas temperados e frios. A pluviosidade elevada, 
associada a temperatura médias altas e cobertura vegetal 
exuberante, tem papel muito eficaz na decomposição das 
rochas, pelo aumento do teor em ácidos húmicos e gás carbônico. 
 
 Intemperismo físico: fragmentação ou desagregação do material rochoso em 
partículas cada vez menores. Não há mudança mineralógica ou química. 
 
Rocha = minerais com diferentes coeficientes de dilatação térmica. 
 
As rochas no interior da crosta são submetidas a alta pressão, quando 
expostas às condições de superfície, há um alívio de pressão e 
consequentemente, expansão da parte rochosa atingida. O alívio de pressão 
leva ao desenvolvimento de diáclases, juntas e planos de fraturas na rocha. 
O intemperismo químico forma, predominantemente, argilo-minerais e 
hidróxidos de Fe e Al. Há mudança mineralógica. Reação química entre a 
rocha e soluções aquosas diversas. Oxidação X redução Dissolução X 
precipitação Hidrólise Combinação Hidrólise é a reação entre os íons H+ e OH- 
da água e os elementos (ou íons) do mineral. É importante lembrar que apesar 
do que se imagina a água não é um líquido de pH neutro. Oxidação é um 
Geologia e Paleontologia 34 
processo de decomposição química que envolve perda de elétrons. Ex. a pirita 
(FeS2) se oxida em óxido de ferro hidratado. 
O intemperismo físico favorece o intemperismo químico criando 
condições de penetração de soluções através das fraturas e aumentando a 
superfície específica do material. 
O intemperismo biológico compõe-se de uma série de ações físicas e 
químicas dos organismos sobre o meio ambiente para a adaptação do meio à 
sua sobrevivência. Está relacionado com as reações químicas da matéria viva 
e com o comportamento dos organismos. 
 
VII.3 Erosão 
A erosão engloba um grupo complexo de processos geológicos pelo 
qual o produto final do intemperismo é removido por ação de um agente 
natural. 
A configuraçãomorfológica de uma paisagem pode ser devido a uma 
atividade construtiva (dunas, restingas, relevo vulcânico, deltas) ou destrutiva 
(mar, gelo, vento e rios). 
Se não fosse a instabilidade tectônica da crosta (dinâmica interna), há 
muito tempo já teriam desaparecidos todos os continentes. Em 25 milhões de 
anos (taxa atual de denudação) todos os continentes seriam arrasados ao nível 
do mar. O relevo terrestre é resultante dos processos englobado na dinâmica 
interna (vulcanismo, terremoto e movimentação das placas tectônicas) e os 
processos da dinâmica externa (intemperismo, erosão, transporte e deposição). 
 
Processos erosivos 
 
Processos gravitacionais: processos que envolvem deslocamento de massas 
(rocha, solo, regolito ou sedimento) sob ação da gravidade, buscando uma 
posição de menor energia potencial. 
Processos hidrodinâmicos: ação das ondas (abrasão marinha) ação de 
correntes (fluvial) ação de ventos (deflação) 
Agentes erosivos: chuva, rio, mar, vento, geleira e gravidade 
INTEMPERISMO + EROSÃO = DENUDAÇÃO 
 
Produtos da erosão: sedimentos Tipos de sedimentos Clástico, 
químico e organo-químico Clásticos: resultam da fragmentação de material 
rochoso e é transportado por um agente externo. Exemplo: areia, silte, argila, 
etc 
 
Geologia e Paleontologia 35 
 
VII.4 Transporte 
O transporte e a deposição dos sedimentos são comandados pelas leis 
da hidrodinâmica. Três são os processos de transporte de partículas 
sedimentares em meio fluido: tração (arrasto, rolamento e saltação), suspensão 
e solução. 
O regime de transporte do sedimento depende, basicamente, do 
tamanho da partícula. tração e rolamento: areias, seixos, blocos e matacões 
suspensão: silte e argila - fluxo turbulento solução: íons - carga dissolvida 
 
VII.5 Deposição 
Acúmulo de sedimentos por processos físicos, químicos e organo-
químicos (processos de sedimentação) 
 
Sedimentos químicos: resultam da precipitação de minerais de soluções 
concentradas. Características: cor, mineralogia e estruturas. Exemplos: calcário 
calcítico/ dolomítico, chert, gipso, itabirito, etc. 
 
Sedimentos organo-químicos: resultam do acúmulo de restos de organismos, 
os quais podem ter sido transportados. Características: cor e composição. 
Exemplos: coquinas, vazas (globigerina, radiolários, pterópodes e 
diatomáceas), recifes, espongólitos, estromatólitos, etc. 
 
Bacias sedimentares: São áreas deprimidas da crosta, capazes de acumular 
consideráveis espessuras de sedimentos e preservá-las por um bom tempo. As 
bacias sedimentares estão associadas a movimentos crustais que geram 
subsidência na crosta. Os movimento são controlados por eustasia, 
subsidência (tectônica) e aporte sedimentar (clima). As bacias sedimentares 
são preenchidas por sedimentos clásticos químicos e biogênicos. Ambientes de 
sedimentação rios, lagos, desertos, praias, mares etc. Tipos de deposição 
física: por perda da energia do agente transportador química: por saturação 
de soluções (precipitação) organo-química (biológica): acúmulo de restos de 
organismos (fósseis) 
 
Capítulo IV. TEMPO GEOLÓGICO 
Entende-se por tempo geológico o tempo decorrido desde o final da fase 
de formação da Terra até os nossos dias. Antes da descoberta dos métodos de 
datação absoluta (radiometria) o tempo geológico foi dividido em intervalos 
diversos que, em ordem decrescente de importância hierárquica, receberam a 
qualificação eras, períodos, épocas e idades. Essas subdivisões ainda se 
mantêm, só que agora se conhece a amplitude cronológica absoluta das 
mesmas. Elas constituem unidades geocronológicas, cada uma das quais 
recebe uma designação particular (Tabela IV.1). 
Em 1669 Nicolau Steno chegou a conclusão que as rochas se 
superpunham em ordem cronológica (Lei da Superposição) e que elas estavam 
originalmente em camadas horizontais. Numa seqüência de camadas, a 
camada de cima é mais jovem que a camada situada imediatamente abaixo. 
Em 1815 William Smith reconheceu que os fósseis são instrumentos 
confiáveis para datar as rochas (sedimentares) e distinguir um estrato do outro. 
Esta descoberta possibilitou a correlação de rochas de mesma idade e que se 
Geologia e Paleontologia 36 
encontravam em localidades distantes, além de servir como apoio para 
elaboração dos primeiros mapas paleontológicos. 
Com base nos fósseis e na extinção de uma espécie ou de um conjunto 
de espécies, foi possível definir as idades geológicas e colocá-las, pela Lei da 
Superposição, em ordem cronológica (Salgado-Labouriau, 1994). Esta 
seqüência cronológica constitui a Escala de Tempo Geológica (Tabela IV.1). 
 
 
Tabela IV.1. Escala de tempo geológico. 
 
A definição de cada unidade estratigráfica e sua cronologia surgiram aos 
poucos, com o estudo de muitos geólogos, trabalhando independentemente 
desde o final do século XVIII até meados do século XIX. Cada período 
geológico foi caracterizado depois de muitas observações, muito estudo, e foi 
colocado na escala geológica após várias tentativas. As subdivisões dos 
períodos ainda estão em estudos e são reexaminados cada vez que se criam 
novos métodos de observação (SalgadoLabouriau, 1994). 
A escala geológica é sempre representada na seqüência estratigráfica, a 
qual obedece à ordem da superposição inicial dos estratos. Esta ordem implica 
necessariamente numa medida de tempo - o tempo necessário para a 
deposição daquele estrato. Em uma seqüência estratigráfica o estrato mais 
antigo está na base da escala e é seguido pelos os outros que se vão 
superpondo no espaço e no tempo até chegar ao mais recente, o qual fica em 
cima de todos (tempo relativo). Todas as vezes em que as condições 
ambientais são semelhantes, mesmo que ocorram em épocas diferentes da 
escala geológica, elas produzem rochas sedimentares semelhantes. 
Entretanto, os fósseis, contidos em rochas semelhantes, mas de épocas 
distantes, são totalmente diferentes por causa do processo de evolução dos 
organismos. Para cada período, época ou outra unidade de tempo, existe um 
conjunto de fósseis característico. 
Geologia e Paleontologia 37 
 
Geologia e Paleontologia 38 
 
IV.1. Magnitude do Tempo Geológico 
Mesmo hoje a quantidade real de tempo geológico decorrido, visto que é 
tremendamente grande, significa pouco, sem qualquer base de comparação. 
Para este fim, tem sido inventados numerosos esquemas nos quais, eventos 
geológicos chaves são localizados proporcionalmente, em unidades de 
comprimento ou tempo atuais, de modo a tornar o tempo geológico um tanto 
mais compreensível. 
Comprimam-se, por exemplo, todos 4,5 bilhões de anos de tempo 
geológico em um só ano. Nesta escala, as rochas mais antigas reconhecidas 
datam de março. Os seres vivos apareceram inicialmente nos mares, em maio. 
As plantas e animais terrestres surgiram no final de novembro e os pântanos, 
amplamente espalhados que formaram os depósitos de carvão pensilvanianos, 
floresceram durante cerca de quatro dias no início de dezembro. Os 
dinossauros dominaram nos meados de dezembro, mas desapareceram no dia 
26, mais ou menos na época que as montanhas rochosas se elevaram 
inicialmente. Criaturas humanóides apareceram em algum momento na noite 
de 31 de dezembro, e as recentes capas de gelo continentais começaram a 
regredir da área dos Grandes Lagos e do norte da Europa a cerca de 1 minuto 
e 15 segundos antes da meia noite do dia 31. Roma governou o mundo 
ocidental por 5 segundos, das 11h.59m.45 seg. até 11h.59m.50seg.. Colombo 
descobriu a América 3 segundos antes da meia noite, e a ciência da geologia 
nasceu com os escritos de James Hutton exatamente há pouco mais que 1 
segundo antes do final de nosso movimento ano dos anos (Eicher, 1982). 
 
IV.2. Datação Radiométrica (Absoluta) 
Muitos tipos de átomos que ocorrem na natureza possuemnúcleos que se 
desintegram espontaneamente para um estado de menor energia. Estes 
átomos são denominados radioativos, e o processo de sua desintegração é 
chamado radioatividade. Um tipo específico de átomo, que é caracterizado por 
um número atômico particular e um número de massa particular, é denominado 
nuclídeo. O número atômico é o número de prótons do núcleo e este número 
determina o elemento. O número de massa é a soma dos prótons e neutrons 
do núcleo. Os nuclídeos, possuindo o mesmo número atômico mas número de 
massa diferente, são chamados isótopos de um dado elemento. 
Na desintegração radioativa, o núcleo atômico emite uma partícula alfa 
ou uma partícula beta, ou captura um elétron. Ele pode simultaneamente emitir 
raios gama, radiação eletromagnética mais energética do que raios-X. Quando 
um átomo radioativo “pai” se desintegra, ele se transforma em outro tipo de 
átomo denominado “filho”. Na desintegração alfa, o núcleo do átomo pai perde 
2 prótons e 2 neutrons; o número de massa decresce de 4 e o número atômico 
de 2. Na desintegração beta, o núcleo emite um elétron de alta velocidade, um 
dos seus neutrons se transforma em um próton e o número atômico aumenta 
de um. Na captura de elétrons, um próton do núcleo captura um elétron orbital 
e se transforma em um neutron, e o número atômico decresce de um. A 
desintegração beta e a captura de elétrons não mudam o número de massa. 
Geologia e Paleontologia 39 
 
Tabela IV.3. Meia vida dos isótopos mais usados em datações radiométricas 
(Modificado de SalgadoLabouriau, 1994). 
 
IV.3. Método Radiocarbônico 
O carbono - 14 (C-14) é um isótopo radiativo que ocorre normalmente na 
atmosfera e nos seres vivos. A sua meia-vida é de cerca de 5.730 anos (Tabela 
IV.2), o que significa que este método só pode ser utilizado para o Quaternário 
Tardio. 
O carbono - 14 apresenta uma peculiaridade muito especial. Ele está 
sendo criado continuamente na parte alta da atmosfera, a cerca de 15 km 
acima da superfície da Terra. Átomos de nitrogênio - 14 (N-14) são 
bombardeados constantemente por raios cósmicos nesta altitude, o que faz 
com que cada núcleo absorva um neutron, emita um próton e se transforme em 
carbono - 14. Este carbono recém criado é imediatamente incorporado ao gás 
carbônico (CO2) atmosférico e é assimilado no ciclo de carbono dos seres 
vivos. Eventualmente, o C-14 decai novamente a N-14. 
Na década de 50 W. Libby criou o método de datação por radiocarbono. 
Pelo processo de fotossíntese as plantas removem o gás carbônico da 
atmosfera. Como C-12, C-13 e C-14 estão em equilíbrio, a atmosfera, o mar, as 
plantas e os animais vivos têm estes isótopos em equilíbrio dinâmico. Quando 
um organismo morre, ele para de absorver CO2 e lentamente a proporção de 
C-14 diminui no corpo por decaimento radioativo. O método de datação criado 
por Libby, não mede a quantidade de isótopo estável produzido pelo 
decaimento radioativo, como as técnicas com isótopos de longa-vida. O que se 
mede é a quantidade de C-14 que restou na matéria orgânica morta (Salgado-
Labouriau, 1994). 
Como o C-14 tem meia-vida muito curta, a datação máxima possível fica 
geralmente entre 25 e 30 mil anos A.P., dependendo do método empregado na 
detecção do C-14 residual e da quantidade da amostra. Somente em casos 
especiais, quando é possível conseguir uma grande quantidade de matéria 
orgânica para datar (pelo menos 1 kg de sedimento úmido), a datação pela 
Geologia e Paleontologia 40 
radiação emitida pode se estender até o limite do método (entre cerca de 70 - 
75 mil anos). 
 
Tabela IV.4. Série de decaimento do urânio (238U e 235U). 
 
 
BIBLIOGRAFIA 
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