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19 3.1.2 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. 3.1.2.1 Rochas Ígneas As rochas ígneas ou magmáticas formaram 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 contêm 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 e o quartzo. Essa sequência é conhecida como série de reação de Bowen: Temperatura → olivina → piroxênio → hornblenda → biotita (feldspato-K, quartzo) plagioclásio-Ca → plagioclásio-Na 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. Nas rochas intrusivas ou plutônicas o magma situado a uma profundidade considerável na crosta terrestre resfria muito vagarosamente (Fig. 3.5), 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”. Figura 3.5. Posição do magma na crosta terrestre (Leinz, 1978) 20 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 Fig. 3.6 é apresentada uma classificação simplificada das rochas ígneas, indicando a origem, a textura, o teor de sílica, a cor e a composição mineralógica. Composição mineralógica Origem Textura Feldspato K Qua rtzo Plagio clásio (Ca-N a) Piroxênio AnfibólioBiotita Olivina Piroclástica (explosiva) Tufo / Brecha vulcânica(gr. média e/ou fina) (gr. grossa) Vítrea (resfriam. m. rápido) Obsidiana (maciça) / Púmice (porosa) Extru- sivas Afanítica (resfriam. rápido) Traquito Riolito Dacito Andesito Basalto Komatiito Intru- sivas Fanerítica (resfriam. lento) Sienito Granito Grano- diorito Diorito Gabro Peridotito Propriedades Claras e leves Intermediárias Escuras e pesadas % SiO2 Intermed. Ácidas Intermediárias Básicas Ultrabásicas 52 63 52 45 Fe + Mg Na + K Ca Ca (Plagioc lásio Ca) (Plagioclásio Na) Figura 3.6. Classificação das rochas ígneas conforme a origem, composição mineralógica e o teor de sílica. 3.1.2.2 Rochas Sedimentares As rochas sedimentares tem 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. 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 3.6). 21 Tabela 3.6. Classificação simplificada das rochas sedimentares, levando em conta a origem, a composição mineralógica e outras características. Tipo Componentes Nome C L Á S T I C A S Granulação Grossa (>2mm) Fragmentos arredondados Conglomerado Fragmentos angulares Brecha Média Qz, <25% Fd Arenito Arcósio Qz, >25% FR Arenito lítico Qz, >25% Fd >25% finos, Qz, FR, Fd Grauvaca Fina ( - 2mm) 1 16 ( mm) - 1 16 1 256 (< mm)1 256 Muito fina Qz e argilominerais Qz e argilominerais Qz e argilominerais com fissilidade Siltito Argilito Folhelho Rudáceas Arenáceas Argiláceas ou Pelíticas Q U Í M I C A S Fina a grossa Calcita, aragonita Calcário Dolomita, calcita Dolomito Halita, silvita, gesso, magnesita Evaporitos Podem ser em parte clásticos e orgânicos Qz, opala, calcedônia Opala(carapaças silicosas) criptocristalina Fina a grossa Fina a Apatita, colofana Fosforito Hematita, siderita, pirita Sílex Podem ser em parte orgânicos Rochas ferruginosas O R G Â N I C A S Fina Diatomitos Detritos vegetais humificados Turfa Linhito Carvão Antracito Rochas carbonosas Rochas oleígenas 55-65% carbono 65-75% carbono 75-90% carbono >90% carbono Folhelho + hidrocarbonetos Folhelho betuminoso sólido líquido gasoso Hidrocarbonetos Asfalto Petróleo Gás natural Qz: quartzo; Fd: feldspato; FR: fragmentos de rochas 3.1.2.3 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 e freqüentemente pela adição de novas substâncias químicas. 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. Esse processo é conhecido como de metamorfismo regional porque age sobre áreas extensas, provocando mudanças em massas de rochas de grandes dimensões. Outro tipo de metamorfismo é o chamado metamorfismo de contato, que é resultado da alteração das rochas (ditas encaixantes) que se encontram próximas de uma intrusão ígnea, provocada pela ação do calor (metamorfismo termal) e de soluções (metamorfismo hidrotermal). Nessa condição formam-se uma série de minerais característicos, principalmente sobre rochas sedimentares pelíticas (andalusita, estaurolita, cordierita, granada e escapolita) e calcários impuros (calcita + quartzo → wollastonita, dolomita + quartzo → diopsídio, calcita + argila → coríndon, espinélio e granada grassulária. 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 (Tabela 3.7). 22 Tabela 3.7. Classificação simplificada das rochas metamórficas de acordo com a estrutura, composição mineralógica, origem e granulação. Estrutura Granu-lação Composição Nome Rocha derivada Parâmetros do metamorfismo Muito fina Ardósia (1) Fina Filito (1) Co m x ist os id ad e Média a grossa Xisto (1, 2) Sedimentares pelíticas (1) e Ígneas Básicas (2) FO LI A D A S Bandas claras e escuras Média a grossa C lo ri ta M u sc ov it a B io ti taQ u ar tz o F el d sp at o A n fi b ól io P ir ox ên io (c lá st ic o) (c lá st ic o) (c lá st ic o) Gnaisse (para-) (1) (orto-) (2,3) Granitos (3) M et am or fis m o Re gi on al Te m pe ra tu ra Pr es sã o or ie nt ad a Grossa Variada (conforme a origem) Meta-conglomerado Conglomerado Média a grossa Quartzo Quartzito Arenito Calcita e/ou dolomita Mármore Calcário Plagioclásio e anfibólio Anfibolito Ígneas básicas Serpentina Serpentinito Ígneas ultrabásicas Metamorfismo regional ou de contato temp. e pressão variáveis H om og ên ea Fina a grossa Rocha pelítica c/porfiroblastos de cordierita e andalusita Hornfel Variada Met. Contato, baixa pressão N Ã O F O LI A D A S Bandas Média a grossa Quartzo, feldspato, granada e/ou piroxênio Granulito Variada Alta temp. e pressão 3.2 NOÇÕES BÁSICAS DE GEOLOGIA 3.2.1 Estratigrafia e Tempo Geológico 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 Ar40 em relação ao K40, 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 (Figura 3.7) de forma absoluta, permitindo a amarração dos diversos eventos geológicos e da estratigrafia das rochas de uma determinada região (Figura 3.8). 23 Época Período Era Eon Recente Pleistoceno Plioceno Mioceno Oligoceno Eoceno Paleoceno Quaternário Terciário Cretáceo Jurássico Triássico 0,01 1,6 5,3 24 37 57 66 144 208 245 C en oz ói co M es oz ói co Fa ne ro zó ic o Homem, glaciações do hemisfério norte Mamíferos e fanerógamas Dinossauros e coníferas Figura 3.7. Escala geológica do tempo (em milhões de anos). Permiano Carbonífero Devoniano Siluriano Ordoviciano Cambriano 286 360 408 438 505 570 2500 Pa le oz ói co Pr ot er oz ói co A rq ue an o Anfíbios e criptógamas Peixes, vegetação nos continentes Invertebrados e vida aquática Algas, esponjas e vermes Bactérias e algas verde-azuladas (a) (b) Figura 3.8. (a) Seqüências sedimentares de Capitol Reef (Utah-EUA) (de cima para baixo, formação Kayenta, Wingate, Chinle e Moenkopi); (b) seção geológica completa da bacia sedimentar do Rio Colorado (EUA – estados de Nevada, Novo México, Colorado e Utah). 24 3.2.2 Tectônica de Placas 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 (Fig. 3.9a). 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. No primeiro ocorre a ascensão de magmas e a formação das cadeias meso-oceânicas. No segundo, marcado por fossas submarinas (Fig. 3.9b), 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 deslizaem 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 (Fig. 3.10), 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. 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 3.9. Tectônica de placas e topografia do fundo oceânico (a) e detalhe das margens construtivas e destrutivas (b). 25 Figura 3.10. Teoria da deriva continental e fragmentação do Pangea e do Gondwana
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