1 Minerais e rochas

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UNIDADE I 
 
1. MINERAIS E ROCHAS 
 
1.1. DEFINIÇÃO 
 
 Minerais são sólidos formados naturalmente que apresentam composição química característica ou 
variável dentro de certos limites. Rochas são agregados naturais de um ou mais minerais, incluindo vidro 
vulcânico e material orgânico (materiais não cristalinos). 
 O mineral é chamado cristalino quando apresenta ordenação atômica tridimensional sistemática, ou seja, 
uma estrutura interna definida que se repete sistematicamente. Em condições favoráveis essa ordem interna 
tridimensional pode manifestar-se externamente por superfícies planas e lisas, caso que se denomina de cristal. 
Alguns termos são utilizados para indicar a perfeição do desenvolvimento das superfícies: euédrico (ou 
idiomórfico), para o sólido cristalino que possuir faces bem formadas; subédrico (ou subidiomórfico), para os 
que apresentarem faces imperfeitamente desenvolvidas; e anédrico, para os que não mostrarem desenvolvimento 
de faces. O termo amorfo é utilizado para substâncias, tanto naturais como sintéticas, que não possuem estrutura 
interna definida; no caso das substâncias naturais são chamados de mineralóides. 
1.2 CLASSIFICAÇÃO E ESTRUTURA DOS MINERAIS 
 A classificação dos minerais no seu nível mais amplo é realizada com base na composição química, 
resultando em doze classes (Tabela 1). 
 
Tabela 1. Classificação dos minerais com base na composição química (Dana & Hurlbut, 1978). 
 
 Classe Descrição Exemplos 
1. Elementos nativos Minerais sob forma não combinada Au e S nativos, diamante e grafita. 
2. Sulfetos Combinação de metais com S, Se ou Te Galena (PbS), pirita (FeS2) 
3. Sulfossais Pb, Cu ou Ag combinados com S e Sb 
ou As ou Bi. 
Enargita - Cu8AsS4 
Tetraedrita - (Cu, Ag)10 (Fe, Zn)2 (Sb, As)4 S13 
4. Óxidos Metal em combinação com oxigênio, 
incluindo ou não H2O ou OH. 
Simples: hematita (Fe2O3) 
Hidróxidos: Goethita FeOOH 
5. Halóides Cloretos, fluoretos, brometos e iodetos Silvita (KCl), Fluorita (CaF2) 
6. Carbonatos Contém o radical carbonato Calcita - CaCO3 e Dolomita - Ca Mg (CO3)2 
7. Nitratos Contém o radical nitrato Salitre do Chile (NaNO3) 
8. Boratos Contém o radical borato Bórax - Na2B4O7. 10H2O 
9. Fosfatos (arseniatos 
e vanadatos 
Radical fosfato, com substituição do P 
pelo As e V. 
Apatita - Ca5 (F, Cl, OH) (PO4)3 
Carnotita - K2(UO2)2(VO4)2.3H2O 
10. Sulfatos Contém o radical sulfato Gesso - CaSO4. 2H2O 
11. Tungstatos e 
Molibdatos 
Tungstênio (W) e molibdênio (Mo), 
com substituições livres entre eles 
Wolframita - (Fe, Mn)WO4 
Wulfenita - PbMoO4 
12. Silicatos Vários elementos (Na, K, Ca, Mg, Fe, 
Al) em combinação com Si e O. 
Quartzo - SiO2 
Hornblenda - (Ca, Na)2 (Mg, Fe, Si)5 (Si)8 O22 (OH)2 
 
 A composição química média da crosta 
terrestre continental. (Tabela 2) indica que os 
minerais mais comuns devem possuir sua 
composição a base de silício e oxigênio, já que para 
cada 100 elementos encontrados, em média, 83 são 
de O e Si. Isso significa que os minerais dominantes 
da crosta são os silicatos, seguido dos óxidos 
(Tabela 1), podendo-se dizer que a ligação que une 
os íons de Si e O é, literalmente, o cimento que 
mantém unida a crosta da terra. 
 
Tabela 2. Composição química média da crosta continental. 
Elemento % Peso % Volume % Atômica 
O 46,6 91,8 62 
Si 27,7 0,8 21 
Al 8,1 0,8 6 
Fe 5,0 0,7 2 
Ca 3,6 1,5 2 
Na 2,8 1,6 2,5 
K 2,6 2,1 1,5 
Mg 2,1 0,6 2 
H 1 
 
 A estrutura fundamental dos silicatos depende essencialmente do arranjo geométrico entre o Si e O. A 
relação entre os seus raios iônicos (Fig. 1a) indica que o Si, em função do seu raio iônico menor, está rodeado 
por 4 oxigênios, o que origina uma configuração tetraédrica (Fig. 1b). O Al3+, terceiro elemento em importância, 
apresenta uma relação de raio com o O próxima do limite superior para coordenação 4, podendo coordenar tanto 
4 (tetraedro) como 6 oxigênios (octaedro). O Fe3+, Mg2+ e Fe2+ tendem a ocorrer em coordenação 6 com respeito 
ao oxigênio (configuração octaédrica), enquanto que o Ca2+ e o Na+, com raios iônicos semelhantes ao do O-2, 
entram na estrutura dos silicatos em coordenação 8, ou cúbica. 
 
 
(a) 
Ele-
mento 
Raio 
iônico 
Raio cátion 
Raio oxigênio 
 
O2- 1,32  
Si4+ 0,42 0,32 
Al3+ 0,51 0,39 
Fe3+ 0,64 0,48 
Mg2+ 0,66 0,50 
Fe2+ 0,74 0,56 
Na+ 0,97 0,73 
Ca2+ 0,99 0,75 
K+ 1,33 1,00 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 (b) 
Mínima razão 
do raio Coordenação do cátion 
Geometria do 
empacotamento 
 
0,155 
 
3 ânions no vértice 
do triângulo 
 
 
 
 
 
 
0,225 
4 ânions nos 
vértices do 
tetraedro 
 
 
 
 
 
 
0,414 
6 ânions nos 
vértices do 
octaedro 
 
 
 
 
 
 
0,732 
 
8 ânions nos 
vértices do 
cubo 
 
 
 
 
 
 
1,000 
 
12 ânions no 
meio das arestas 
 do dodecaedro 
 
 
 
 
 
Figura 1. Relação entre os raios iônicos (a) e a geometria do empacotamento (b) 
 
 Os silicatos são classificados conforme a amplitude de participação do oxigênio entre os tetraedros, o que 
origina diferentes graus de polimerização ou tipos de arranjos de tetraedros, com a relação Si:O variando desde 
1:4 nos nesossilicatos até 1:2 nos tectossilicatos (Fig. 2). Os tetraedros ou grupos de tetraedros são unidos entre 
si por ligações iônicas através de cátions intersticiais como o Fe2+, Mg2+, Ca+2, etc, com a estrutura resultante 
dependendo do tamanho e da carga destes. Cátions com a mesma relação de raios para com o oxigênio podem 
ocupar o mesmo local na estrutura cristalina, o que possibilita substituições de um cátion por outro. Isso pode 
gerar amplas substituições iônicas em certos minerais, chamadas de substituição isomórfica, formando séries 
completas de solução sólida, como por exemplo nos feldspatos plagioclásios, onde o Ca substitui o Na em todas 
as proporções, desde a albita pura (NaAlSi3O8) até a anortita pura (CaAl2Si2O8). A substituição do Ca divalente 
pelo Na monovalente, entretanto, cria um desequilíbrio eletrostático na estrutura, que é compensado através da 
substituição concomitante de um Si tetravalente por um Al trivalente nos tetraedros. A Tabela 3 apresenta a 
proporção média dos principais silicatos presentes na crosta terrestre (litosfera). 
 Os feldspatos, representados principalmente pelo feldspatos potássicos (ortoclásio e microclínio) e pelos 
feldspatos sódico-cálcicos (plagioclásios), são importantes minerais formadores das rochas ígneas (granitos, os dois e 
basaltos os últimos) e metamórficas (gnaisses) (ver Figs. 3 e 4). No solo liberam nutrientes essenciais para as plantas 
(K, Na e Ca) e fornecem Al, Si e O para a formação de argilominerais. 
 O quartzo é um tectossilicato que participa da composição de todos os tipos de rochas, ígneas ácidas (granitos), 
sedimentares (arenitos) (Tabela 4) e metamórficas (gnaisses, xistos e quartzitos). Sua grande resistência à alteração 
intempérica faz com que se concentre no solo, na fração areia, compondo o esqueleto da maioria dos solos; por outro 
lado, devido a sua composição muito simples (SiO2), não contém nutrientes para as plantas. 
 Os piroxênios e anfibólios são importantes formadores de rochas ígneas básicas e ultrabásicas (basaltos e 
peridotitos) e de rochas metamórficas como xistos e metabasitos. São facilmente intemperizáveis, liberando nutrientes 
para as plantas como Ca e Mg e elementos para a formação de minerais no solo (Fe para os óxidos de Fe e Mg, Fe, 
(Al), Si e O para os argilominerais). A olivina é encontrada nas rochas ígneas ultrabásicas, sendo um mineral muito 
facilmente intemperizável. 
 
 
 
 
Classe Arranjo dos tetraedros Exemplo 
 
Nesossilicatos Isolados (SiO4)4- 
 
Olivina - (Mg, Fe)2 SiO4 
Zircão - Zr SiO4 
Sorossilicatos Duplos (Si2O7)6- 
 
Hemimorfita- Zn4(Si2O7) (OH)2.H2O 
Epidoto Ca2 (Al, Fe) Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) 
Ciclossilicatos Anéis (Si6O18)12- 
 
Berilo - Be3Al2(Si6O18) 
Turmalina - (Na, Ca) (Li, Mg, Al) (Al, Fe, Mn)6 
 
 (BO3)3 (Si6O18) (OH)4 
 
 
Inossilicatos 
 
Cadeias simples 
(SiO3)2- 
Piroxênios: 
Augita - (Ca, Na) (Mg, Fe, Al) (Si, Al)2O6 
Diopsídio - Ca Mg Si2O6 
 
 
Cadeias duplas 
(Si4O11)6- 
 
Anfibólios: 
Hornblenda - (Ca, Na, K)2 (Mg, Fe)5 (Si, Al)8 O22 (OH)2 
Tremolita - Ca2 (Mg, Fe)5 Si8 O22 (OH)2 
Cummingtonita - (Mg, Fe)7 Si8 O22 (OH)2 
 
Filossilicatos 
 
Folhas 
(Si2O5)2- 
 
 
Micas: 
Muscovita - K Al2 (AlSi3O10) (OH)2 
Biotita - K (Mg, Fe)3 (AlSi3O10) (OH)2 
Clorita - (Mg, Fe)3 (Si3Al) O10 (OH)2 Mg3(OH)6 
Argilominerais: 
Caulinita - Al2Si2O5 (OH)4 
Esmectita - (M+) (Al3Mg) Si8O20 (OH)4 . xH2O 
 
Tectossilicatos 
 
Tridimensional 
(SiO2)0 
 
Feldspatos: 
Ortoclásio - KAlSi3O8 
Albita - NaAlSi3O8 
Anortita - CaAl2Si2O8 
Quartzo: SiO2 
 
Figura 2. Classificação dos silicatos 
 
 As micas (biotita e muscovita) são filossilicatos que 
acompanham os feldspatos e quartzo nas rochas ígneas 
(principalmente os granitos), formando-se tanto na diagênese 
das rochas sedimentares (ilita = mica de tamanho muito 
pequeno), bem como no metamorfismo dessas, compondo 
minerais essenciais de rochas metamórficas como xistos e 
gnaisses. A biotita e a muscovita contém alto teor de K, 
constituindo uma importante fonte potencial desse nutriente 
para as plantas (K não trocável). 
 Os argilominerais são filossilicatos formados 
principalmente pela intemperização dos outros silicatos. 
Caracterizam-se pelo tamanho muito diminuto de suas 
partículas, tendo sido reconhecidos como substâncias 
cristalinas somente após o surgimento das técnicas de raios X. 
Compõem a fração de tamanho argila dos solos e das rochas 
sedimentares. 
 
 
Tabela 3. Principais silicatos e sua proporção 
média na crosta terrestre. 
Silicato Volume % 
Feldspatos 51 
Quartzo 12 
Piroxênios 11 
Anfibólios 5 
Micas 5 
Argilominerais 5 
Olivina 3 
 
 
 
1.3. CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS 
 
 As rochas são divididas em três grupos principais, levando-se em conta a sua origem: (a) rochas ígneas ou 
magmáticas; (b) rochas sedimentares e (c) rochas metamórficas. 
 
1.3.1 Rochas Ígneas 
 
 As rochas ígneas ou magmáticas formam-se pelo resfriamento 
e solidificação de uma massa quente e fluída conhecida como magma. 
Com o resfriamento, cada mineral cristaliza à medida que alcança seu 
ponto de supersaturação, que ocorre em média entre 1300 e 600 °C. 
Em geral, os minerais escuros e os que contém menores quantidades 
de sílica cristalizam mais precocemente, com os minerais mais ricos 
em sílica cristalizando por último. Assim, entre os minerais mais 
comuns, a ordem de cristalização é em primeiro lugar alguns minerais 
acessórios como o zircão, ilmenita e hematita, depois os 
ferromagnesianos (piroxênios e anfibólios), acompanhados pelos 
plagioclásios, e por fim o ortoclásio (Feldspato K) e o quartzo. Essa 
sequência é conhecida como série de reação de Bowen: 
Olivina
Piroxênio
Anfibólio
Biotita
Plagioclásio Ca
Plagioclásio Ca-Na
Plagioclásio Na-Ca
Plagioclásio Na
Feldspato K
Muscovita
Quartzo
1300 Co
600 Co
 
 Além de mostrarem uma ampla variação na composição química e mineralógica, derivada principalmente da 
composição química do magma original, as rochas ígneas também apresentam variação no tamanho dos minerais 
constituintes, o que é determinado pela velocidade de resfriamento do magma. Esse fator é fundamental na distinção de 
dois tipos de rochas magmáticas: as rochas ígneas intrusivas ou plutônicas e as rochas ígneas extrusivas ou vulcânicas 
(Fig. 3). 
 
Propriedades
% SiO2
Fanerítica (resfriam. lento)
Afanítica (resfriam. rápido)
Vítrea (resfr. muito rápido)
Piroclástica (explosivo)
Textura
Or
ige
m
Granito Granodiorito/Diorito Gabro Peridotito
KomatiitoBasaltoDacito/AndesitoRiolito
Tufo ou brecha vulcânica
Obsidiana (maciça) / Púmice (porosa)
Ácidas Intermediárias Básicas Ultrabásicas
Claras e leves Intermediárias Escuras e pesadas
63% 52% 45%
Ca
Mg+Fe
Ca
Na+K
Feldspato K
Plagi
oclás
io
Piroxênio
Anfibólio
Olivina
Composição mineralógica
Quartzo
Biotita
Ca
Na
Vu
lc
ân
ic
a
Pl
u
tô
n
ic
a
 
Figura 3. Classificação das rochas ígneas conforme a origem, composição mineralógica e o teor de sílica. 
 
 Nas rochas intrusivas ou plutônicas o magma situado a uma profundidade considerável na crosta terrestre 
resfria muito vagarosamente, oportunizando uma lenta cristalização das partículas minerais, que assim podem crescer 
atingindo maiores tamanhos, resultando em uma rocha com textura fanerítica (com minerais visíveis a olho nu). No 
caso das rochas vulcânicas o magma extravasa sobre a superfície terrestre (lava), com seu resfriamento e solidificação 
progredindo muito rapidamente, não dando tempo para as partículas minerais crescerem, formando uma rocha de 
granulação fina, com textura afanítica (com minerais pequenos não reconhecíveis a olho nu); às vezes, o resfriamento é 
tão rápido que não permite que o sólido obtenha uma ordenação atômica tridimensional sistemática, formando vidro 
vulcânico, material amorfo. Em alguns casos, o resfriamento se dá em duas fases, uma mais lenta, que permite a 
 
formação de alguns cristais grandes (fenocristais), seguida de uma fase de resfriamento mais rápida, formando cristais 
pequenos; disso resulta uma textura chamada pórfira, se a massa de minerais mais finos for afanítica, ou porfirítica, se a 
massa mais fina for fanerítica e uniforme. Um outro grupo de rochas magmáticas pode também ser distinguido, 
chamado de rochas hipoabissais, de textura mais fina que as plutônicas e mais grossa do que as vulcânicas, que se 
forma próximo à superfície da Terra, e que se apresenta sob a forma de diques ou “sills”. 
 As rochas ígneas são classificadas quanto ao teor de SiO2 em ácidas (>63% SiO2), intermediárias (52-63% 
SiO2), básicas (45-52% SiO2) e ultrabásicas (<45% SiO2). Quanto à cor as rochas são classificadas em félsicas (ricas 
em minerais claros como quartzo e feldspatos), máficas (ricas em minerais escuros como piroxênios e anfibólios) e 
ultramáficas (>90% de minerais máficos). A nomenclatura oficial das rochas ígneas é baseada na proporção em 
volume dos seus minerais constituintes, o que origina uma série muito grande de nome de rochas. Na Tabela 6 é 
apresentada uma classificação simplificada das rochas ígneas, indicando a origem, a textura, o teor de sílica, a 
cor e a composição mineralógica. 
 
1.3.2 Rochas Sedimentares 
 
 As rochas sedimentares têm por origem a alteração (intemperização) de rochas pré-existentes e a erosão, o 
transporte e a deposição dos sedimentos produzidos. A deposição ocorre em áreas de acumulação, normalmente pela 
ação da água, e menos freqüentemente pela ação de geleiras e pelo vento. Conforme a origem dos materiais, as rochas 
sedimentares podem ser classificadas em clásticas, quando resultam de deposição mecânica, químicas, quando 
provém de precipitação de soluções por intermédio de algum processo químico (por exemplo, o aumento da 
concentração até atingir o produto de solubilidade pela evaporação da água), ou orgânicas, pelo acúmulo de restos 
orgânicos (Tabela 4). 
 
Tabela 4. Classificação simplificada das rochas sedimentares, levando em conta a origem, a composição 
mineralógica e outras características. 
 
Tipo Granulação Componentes Nome 
Grossa (> 2mm) Fragmentos de rocha Conglomerado Rudáceas 
Qz, <25% Fd Arenito 
Média (1/16 – 2 mm) 
Qz, >25% Fd Arcósio 
Arenáceas 
Fina (1/256 – 1/16 mm) Qz e argilominerais Siltito 
Qz e argilomineraisArgilito C
LÁ
ST
IC
A
S
Muito fina (< 1/256 mm) 
Qz e argilominerais com fissilidade Folhelho 
Argiláceas ou 
Pelíticas 
Calcita, aragonita Calcário parte clásticos e 
orgânicos 
Halita, silvita, gesso, magnesita Evaporitos 
Fina a grossa 
Hematita, siderita, pirita Rochas ferruginosas 
55-65% carbono Turfa 
65-75% carbono Linhito 
75-90% carbono Carvão 
Detritos 
vegetais 
humificados 
>90% carbono Antracito 
Rochas 
Carbonosas 
Folhelho + hidrocarbonetos Folhelho betuminoso 
QU
ÍM
IC
A
S
 
Hidrocarbonetos Asfalto / Petróleo / Gás 
 Rochas 
Oleígenas 
 
 
O
R
G
ÂN
IC
A
S
 
 Como característica principal as rochas sedimentares tendem a adquirir uma estrutura estratificada ou em 
camadas devido ao processo de deposição e/ou devido ao processo posterior de soterramento do sedimento, a partir do 
qual os sedimentos inconsolidados vão gradualmente se convertendo em uma rocha dura (processo de diagênese: 
compactação, cimentação e recristalização). As rochas sedimentares clásticas são primariamente classificadas levando 
em conta o tamanho das partículas componentes (argila, silte, areia e > 2mm), e secundariamente em função da 
composição mineralógica e de outras características (por exemplo, estrutura). Por outro lado, as rochas sedimentares 
químicas e orgânicas são classificadas principalmente em função da composição mineralógica, sendo subdivididas com 
base na granulação e outras características (Tabela 4). 
 
 
 
1.3.3 Rochas Metamórficas 
 
 As rochas ígneas ou sedimentares, por movimentos da crosta terrestre (ligados principalmente aos 
deslocamentos das placas tectônicas), podem ser levadas a partes mais profundas da crosta, onde encontram pressões 
extremas, acompanhadas geralmente por temperaturas elevadas. Nesse ambiente, os minerais, sem sofrerem fusão, 
recristalizam-se e deformam-se (quebram-se ou achatam-se), arranjando-se paralelamente à direção dos esforços, dando 
a rocha um aspecto laminar (xistosidade) ou bandado, que é característico das rochas metamórficas. Na classificação 
das rochas metamórficas considera-se a presença e o tipo das feições planares (bandas e xistosidade), a composição 
mineralógica, a origem e a granulação (Fig. 4). 
 
Estrutura Granu
-lação Composição Nome 
Rocha 
derivada 
Parâmetros do 
metamorfismo 
Muito 
fina Ardósia 
(1)
 
Fina Filito (1) 
Co
m
 
x
ist
o
sid
ad
e 
Média a 
grossa Xisto 
(1, 2)
 
Sedimentares 
pelíticas (1) 
e 
Ígneas 
Básicas (2) 
FO
LI
AD
AS
 
Bandas 
claras e 
escuras 
Média a 
grossa 
C
lo
r
it
a
M
u
s
c
o
v
it
a
B
io
ti
taQ
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o
)
(c
lá
s
ti
c
o
)
(c
lá
s
ti
c
o
)
 
Gnaisse 
(para-) (1) 
(orto-) (2,3) Granitos 
(3)
 
M
et
am
o
rfi
sm
o
 
Re
gi
o
n
al 
Te
m
pe
ra
tu
ra
 
 
Pr
es
sã
o
 
o
rie
n
ta
da
 
Média a 
grossa Quartzo Quartzito Arenito 
Calcita e/ou dolomita Mármore Calcário 
N
ÃO
 
FO
LI
A
D
A
S 
H
o
m
o
gê
n
ea
 
Fina a 
grossa 
Plagioclásio e anfibólio Anfibolito Ígneas básicas 
Metamorfismo 
regional ou de 
contato 
 
temp. e pressão 
variáveis 
 
 
Figura 4. Classificação simplificada das rochas metamórficas de acordo com a estrutura, composição 
mineralógica, origem e granulação. 
 
 
2. NOÇÕES BÁSICAS DE GEOLOGIA 
 
2.1 Estratigrafia, Tempo Geológico e Tectônica de Placas 
 
 A geologia como ciência procura decifrar a história geral da Terra, desde o momento em que se formaram as 
rochas até o presente. A seqüência e a cronologia dos eventos que modificaram a Terra são evidenciadas pelo estudo da 
estratigrafia das rochas, que procura determinar suas idades relativas, estabelecendo a sucessão das formações rochosas 
e os hiatos e lacunas que porventura ocorreram entre essas formações (discordâncias). O raciocínio fundamental que 
norteia essa reconstituição é o chamado “Princípio do Uniformitarismo”, que diz que o presente é a chave do passado, 
ou seja, durante o passado da Terra as rochas foram formadas e destruídas, física ou quimicamente, da mesma maneira 
como acontece atualmente. 
 As relações estruturais existentes entre as rochas ajudam a estabelecer uma cronologia relativa. Assim, um corpo 
ígneo intrusivo é mais jovem do que as rochas cortadas por ele, bem como uma camada sedimentar, ou de um derrame 
vulcânico, é mais jovem do que os estratos de rochas sobre os quais se assentam e mais antiga do que os que as 
recobrem. Por outro lado, o estudo da radioatividade permitiu o desenvolvimento de métodos de datação absolutos, 
baseados na descoberta de que alguns elementos se transformam em outros, alguns em frações de segundos e outros em 
milhares de anos, a um ritmo de transformação (meia-vida) constante, independente das condições de temperatura e 
pressão. Por exemplo, o isótopo de K de peso atômico 40 se transforma em Ar de peso atômico 40 a uma meia vida de 
1,3 bilhões de anos; dessa forma, como essa transformação se processa uniformemente desde os primórdios da 
formação da Terra, quanto mais antigo for o mineral potássico (micas, feldspatos e anfibólios) maior deve ser a 
quantidade de Ar 40 em relação ao K 40, assumindo que Ar algum, que é um gás, não tenha escapado de dentro da 
estrutura do mineral. Esse e outros métodos, como do U-Pb e do Rb-Sr, permitiram o estabelecimento da escala 
geológica do tempo (Fig.5) de forma absoluta, permitindo a amarração dos diversos eventos geológicos e da 
estratigrafia das rochas de uma determinada região. 
 
 A tectônica de placas veio explicar um fato que intrigava a comunidade científica, a chamada deriva continental, 
através do movimento de dezesseis placas litosféricas que se movimentam com diferentes velocidades e direções. Os 
limites das placas são marcados por terremotos e vulcões, muitos desses no fundo oceânico, e são de três tipos: os 
construtivos, os destrutivos e os conservativos (Figura 6). No primeiro ocorre a ascensão de magmas e a formação das 
cadeias meso-oceânicas. No segundo, marcado por fossas submarinas, as placas oceânicas submergem no manto e sua 
fusão em grandes profundidades origina magmas que ascendem à superfície formando cinturões de vulcões (p.ex. os 
Andes). No terceiro, uma placa desliza em relação à outra ao longo de uma falha, denominada transformante (ex. falha 
de Santo André, na Califórnia, EUA). Assim, enquanto que a litosfera continental, menos densa, flutua sobre o manto, 
a litosfera oceânica é renovada por subducção a cada 200 milhões de anos, idade das rochas mais antigas encontradas 
nos assoalhos dos oceanos atuais. Estima-se que, dessa forma, a litosfera oceânica tenha sido renovada completamente 
vinte e três vezes durante a evolução da crosta terrestre. A crosta continental, como resultado da contínua aglutinação, 
deriva e erosão, apresenta um registro fragmentado e imperfeito dos eventos ocorridos, com intervalos sem registro. 
Essa evolução contínua (renovação) da litosfera é evidenciada pela ausência de crateras de impacto de meteoritos 
ocorridos há 4 bilhões de anos atrás, como as observadas na superfície da Lua, Marte e Mercúrio. 
 
Época Período Era Eon
Recente
Pleistoceno
Plioceno
Mioceno
Oligoceno
Eoceno
Paleoceno
Quaternário
Terciário
Cretáceo
Jurássico
Triássico
Permiano
Carbonífero
Devoniano
Siluriano
Ordoviciano
Cambriano
0,01
1,6
5,3
24
37
57
66
144
208
245
286
360
408
438
505
570
2500
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Homem, glaciações do
hemisfério norte
Mamíferos e fanerógamas
Dinossauros e coníferas
Anfíbios e criptógamas
Peixes, vegetação nos
continentes
Invertebrados e vida
aquática
Algas, esponjas e
 vermes
 
 
Figura 5. Escala geológica do tempo (em milhões de anos). 
 
falha
transformante fossa oceânica cinturão de montanhas(tipo cordilheirano)
litosfera continental
espessura: 70-220 km
plataforma
estável
crosta continental
espessura: 25-70 km
limite ou
margem destrutiva
de placa
(zona de subducção)
crosta oceânica
espessura: 6-9 km
litosfera
oceânica
espes: 6-70 km
limite ou
margem
construtiva
de placa
 
 
Figura 6. Placas tectônicas e tipos de limites entre elas. 
 
 
2.2 Geologia do Rio Grande Do Sul 
 
 O estado do Rio Grande do Sul apresenta quatro grandes províncias geomorfológicas (Figura 7), relacionadas a 
origens geológicas distintas. 
 
A 
B
 
 
 
 
 
 
 
 
CONVENÇÕES 
 
Planície Costeira 
 
 
Planalto 
 
Depressão Central 
 
Escudo Sulriograndense 
Figura 7. Províncias geomorfológicas do estado do Rio Grande do Sul (Carraro et al., 1974) 
 
 O Escudo Sul-Rio-Grandense, localizado na parte centro-sul do estado, apresenta as rochas mais antigas, com 
idades que vão desde o cambriano até provavelmente o arqueano (Fig.5), distribuídas em relevos ondulados a forte 
ondulados, desde aproximadamente 100 m até 400 m de altitude, representando o embasamento cristalino (Fig. 8). 
Compreende uma área geologicamente muito complexa: várias suites de rochas ígneas plutônicas, de composição 
principalmente granítica, algumas intimamente associadas a rochas metamórficas de alto grau como gnaisses (terrenos 
granito-gnáissicos), e algumas faixas de rochas metamórficas diversas (xistos, filitos, quartzitos, mármores, anfibolitos, 
gnaisses, etc), recobertas por seqüências de rochas sedimentares (conglomerados, arenitos e siltitos) e vulcânicas 
(riolitos, andesitos e tufos vulcânicos) do final do Paleozóico. 
 A Depressão Periférica é uma área de rochas sedimentares que se apresenta circundando o Escudo Sul-Rio-
Grandense. Apresenta relevos ondulados a suave ondulados (coxilhas) e altitudes médias entre 40 e 100 m. 
Geologicamente, ela faz parte de uma grande bacia sedimentar conhecida como bacia do Paraná, que se estende até o 
norte do estado de São Paulo e sul do Mato Grosso do Sul (Figura 9a). Sua sedimentação, denominada de gondwânica 
em alusão ao supercontinente que existia antes do surgimento do Oceano Atlântico e separação entre a América e a 
África, começou no início do Permiano (280 M.A.), em um ambiente continental com evidências de deposição glacial 
(Grupo Itararé: conglomerados do tipo tilito, arenitos e siltitos do tipo varvito), passando a um ambiente costeiro 
(Formação Rio Bonito: arenitos, siltitos e carvão; Formação Palermo: siltitos) e após a marinho de águas rasas 
(Formação Irati: folhelhos com lentes calcárias; Estrada Nova: folhelhos e arenitos muito finos); retornou então a 
sedimentação em um ambiente costeiro (Formação Rio do Rasto: siltitos e arenitos), passando à fluvial (Formação 
Rosário do Sul: arenitos, siltitos e argilitos) e após à desértico (Formação Botucatu: arenitos eólicos) no período 
Jurássico (140 M.A.). 
 O Planalto é formado por uma sucessão de derrames de rochas vulcânicas, que se apresentam em um 
relevo tendendo a tabular, muito escavado em alguns pontos formando escarpas e vales profundos (zona da 
serra). Situa-se na porção nordeste do estado a altitudes de até 1000 m, gradualmente caindo até menos de 100 m 
na porção oeste do estado, na zona fisiográfica campanha/missões. Essa manifestação vulcânica de grande porte, 
datada do Cretáceo (130 M.A.), interrompeu a sedimentação da Bacia do Paraná, tendo sua origem conexão com 
a abertura do Oceano Atlântico e a separação do supercontinente Gondwana, que deu origem aos continentes da 
América do Sul e África. De modo geral, os primeiros derrames apresentam composição basáltica e os últimos 
composição riolítica (Fig.8), com termos intermediários de composição dacítica. Por isso, na porção nordeste do 
estado se encontram os derrames basálticos nas cotas mais baixas, formando as bases e encostas dos morros, e os 
derrames riolíticos nas cotas mais altas, geralmente acima de 700-800 m. Por outro lado, na parte oeste do estado 
predominam as rochas basálticas. 
 
 A Planície costeira, situada em cotas baixas (menos de 40 m de altitude), é formada por sedimentos 
inconsolidados (areias, siltes e argilas) do período Quaternário. Sua sedimentação é de ambiente costeiro sob 
influência de eventos de transgressão e regressão marinhas (subidas e descidas do nível do mar), que formaram 
ambientes praiais, com lagunas e cordões arenosos, e marinho de águas rasas. Em realidade, os sedimentos da 
Planície Costeira compõem a parte emersa de uma bacia sedimentar de dimensões mais amplas (Fig. 8), chamada 
Bacia de Pelotas, originada com a separação do Gondwana e formação do Oceano Atlântico. Seus sedimentos 
atingem a espessura de 8000 m na parte mais espessa e sua área se estende até aproximadamente a isóbata de 200 
m (Fig. 9b). 
 
 
Pelotas 
Caçapava 
Santa 
Maria 
Planície
Costeira
Escudo
Sul-rio-grandense Depressão
Periférica
Planalto
Oceano
Júlio de
Castilhos Santo
Ângelo
F. BotucatuG. Rosário
 do
 Sul
F
.
 Rio
 do
 Rasto
Estrada
 Nova
F
.
 Irati/
F
.
 Rio
 Bonito/
 Palermo
G
.
 Itararé
riolito
basalto
basalto
+ + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + 
+ + + + + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + +
+ + + + + + + 
+ + + + 
 
Figura 8. Seção geológica ao longo da linha A-B da figura 7. 
 
(a) (b) 
 
 
 
 
Figura 9. Bacias sedimentares brasileiras (a) e Bacia de Pelotas (b). 
 
Bibliografia: 
 
DANA, J.D.. Manual de Mineralogia. Rio de Janeiro: Livros Técnicos e Científicos Ed., 1978. 642p. 
HOLZ, M. Do mar ao deserto: a evolução do Rio Grande do Sul no tempo geológico. Porto Alegre: Ed. 
Universidade/UFRGS, 1999. 142p. 
LEINZ, V.; AMARAL, S.E. Geologia geral. 7a ed. São Paulo: Ed. Nacional, 1978. 397p.