Petro2017

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UNIDADE I: ESTUDO DA PETROGRAFIA 
 
O QUE É PETROGRAFIA ? 
 
• Petrografia estuda os caracteres intrínsecos da Rocha, analisando sua origem, a 
composição química, minerais, arranjo dos grânulos minerais, estado de alteração, etc. 
 
FUNDAMENTOS DE MINERALOGIA 
 
A mineralogia é a ciência que estuda os minerais, o que são eles, como são formados 
e onde ocorrem. 
Uma vez que os minerais estão por toda parte (são as substâncias formadoras das 
rochas, solos e sedimentos) e fornece uma grande parte das matérias primas usadas em 
aplicações tecnológicas e industriais, o potencial de aplicação deste conhecimento é vasto. 
 Na verdade, com exceção das substâncias orgânicas, os demais materiais que usamos 
ou com os quais convivemos no dia a dia são todos minerais ou de origem mineral. 
 
O conceito mais aceito de MINERAL é o descrito pelos autores Klein & Hurlbut, 
(1999) 
Mineral: é um sólido, homogêneo, natural, com uma composição química definida 
(mas, geralmente, não fixa) e um arranjo atômico altamente ordenado. É geralmente formado 
por processos inorgânicos. 
 
ALGUMAS IMPLICAÇÕES DESTE CONCEITO EM MAIOR DETALHE 
 
 Sólido : as substâncias gasosas ou líquidas são excluídas do conceito de mineral. Assim, o 
gelo nas calotas polares é um mineral, mas a água não. Algumas substâncias que fogem a 
esta definição ainda assim é objeto de estudo do mineralogista. É o caso do mercúrio líquido, 
que pode ser encontrado na natureza, em determinadas situações. Nestes casos, a substância 
é chamada de mineralóide. 
 Homogêneo: algo que não pode ser fisicamente dividido em componentes químicos mais 
simples. Este conceito é obviamente dependente da escala de observação, uma vez que algo 
que é aparentemente homogêneo a olho nu pode ser constituído de mais de uma substância, 
quando observado em escala microscópica. 
 
 Natural: exclui as substâncias geradas em laboratório ou por uma ação consciente do 
homem. Quando estas substâncias são idênticas em composição e propriedades a um mineral 
conhecido, o nome deste mineral pode ser usado, acrescido do adjetivo Sintético (por 
exemplo, esmeralda sintética). Acima, consideramos o gelo das calotas polares como um 
 
mineral. Entretanto, para seguir o conceito de mineral à risca, o gelo que fabricamos na 
geladeira não constitui um mineral. 
 
 Composição química definida: significa que um mineral é uma substância que pode ser 
expressa por uma fórmula química. Por exemplo, a composição do ouro nativo é Au, a do 
quartzo é SiO2, a da calcita é CaCO3, e assim por diante. Entretanto em muitos minerais é 
possível a substituição de um ou mais elementos da fórmula original por outros. Assim, a 
dolomita CaMg (CO3)2 admite a substituição de Mg por quantidades variáveis de Fe e Mn. 
Em muitos casos, a composição química dos minerais pode variar dentro de certos limites, 
sem que seja necessário alterar o nome do mineral. Em outros casos as variações são tão 
grandes que caracterizam uma espécie mineral distinta. 
 
 Arranjo atômico ordenado: implica na existência de uma estrutura interna, onde os átomos 
ou íons estão dispostos em um padrão geométrico regular. Sólidos que possuem tal arranjo 
interno ordenado são chamados de cristalinos. Os que não o possuem são chamados de 
amorfos, e fogem á classificação estrita de mineral, compondo o grupo dos mineralóides. 
 
 Inorgânico: aqui o termo geralmente é incluído por Klein e Hurlbut no conceito, para 
permitir o enquadramento de substâncias que atendem a todos os requisitos acima, mas 
são geradas naturalmente por (ou com a ajuda de) organismos. Estes minerais são 
chamados de biogênicos e, à exceção da sua origem, são idênticos aos minerais equivalentes 
formados por processos inorgânicos. O exemplo mais comum de mineral biogênico é o 
carbonato de cálcio (CaCO3) presente nas conchas de moluscos na forma dos minerais 
calcita, dolomita ou vaterita. Alguns outros exemplos incluem alguns sulfetos, sulfatos, 
fosfatos, fluoretos, óxidos, enxofre nativo e formas amorfas de SiO2. 
 
Conforme visto acima, a definição de mineral implica em uma composição química 
definida (mas geralmente não fixa). Para determinar com segurança a composição 
química de um mineral é necessário fazer uma análise química em laboratório. 
 
UNIDADE II: MINERALOGIA 
 
 
É a ciência que se refere ao estudo dos minerais, cuja finalidade está baseada na 
Física, Química e Matemática. 
 
 
 
 
RELAÇÃO DA MINERALOGIA COM AS CIÊNCIAS DA TERRA 
 
 
 
 
 
Modelo cristalográfico de um hexaoctaedro 
(forma de cristalização do diamante) 
 
O carvão mineral e o petróleo, embora formados por processos geológicos, não são 
considerados minerais, pois não apresentam uma composição química específica e nem 
 
arranjo atômico ordenado. Além do fato de, em sua origem, serem formados por carbono 
orgânico, encontrado nos materiais biológicos. Entretanto, em alguns casos, se algum 
processo geológico agir sobre a matéria orgânica, o produto pode ser aceito como um 
mineral. 
 
CRISTAIS 
São substâncias que manifestam uma forma exterior poliédrica devido à 
estruturação interna de seus átomos. Os cristais podem ter origem inorgânica 
e, neste caso, também são considerados minerais, como também origem 
orgânica e/ou artificial. No entanto, o conceito de cristal é mais amplo e o 
termo descreve qualquer sólido com uma estrutura interna ordenada 
sistemática, a despeito dele possuir ou não faces externas regulares. Pode-se 
afirmar que "todos os minerais são cristais, embora nem todos os cristais 
sejam minerais". Como exemplo têm-se o mineral halita (NaCl), com forma 
exterior hexaédrica. A halita é um dos principais constituintes dos evaporitos 
(rochas sedimentares químicas de origem marinha), que apresenta umas 
origens naturais, formadas por processos exclusivamente inorgânicos. Logo, a 
halita enquadra-se tanto no conceito de mineral quanto no de cristal. 
 
 Cristais hexaédricos de halita (NaCl) 
Referências 
 
BETEJTIN, A. Curso de Mineralogía. Moscú, Mir, 1970, 739p. 
KLEIN, C. The Manual of Mineral Science. New York: John Wiley & Sons, 2002, 646 p. 
KLEIN, C. & HURBULT Jr., C. S. Manual of Mineralogy. New York, John Wiley & Sons, 
 
1998, 681p. 
MILOVSKY, A. V. & KONONOV, O. V. Mineralogy. Moscow, Mir, 1985, 320p. 
NEVES, P. C. P., SCHENATO, F. & BACHI, F.A. Introdução à Mineralogia Prática. 
Canoas: Editora Ulbra, 2003, 236p. 
 
 
MINÉRIO 
 
O termo minério é utilizado para designar a rocha da qual pode se obter uma ou mais 
substâncias de importância econômica, ou seja, são rochas que apresentam concentrações, 
relativamente elevadas, de uma determinada substância, que apresente interesse industrial. Nos 
minérios associam-se dois tipos de minerais: o mineral de minério, que é aquele que apresenta 
valor econômico e o mineral de ganga ou ganga (rejeito), que não é economicamente 
aproveitável. 
No Rio Grande do Sul, um exemplo clássico é a associação de minerais de minério de 
cobre das Minas do Camaquã, em Caçapava do Sul, hoje já esgotadas. Esta associação é 
constituída, basicamente, por bornita (Cu5FeS4), calcopirita (CuFeS2) e calcocita (Cu2S). 
Neste minério, a ganga é a barita (BaSO4), a hematita -Fe2O3) e o quartzo (SiO2). Os 
conceitos de mineral de minério e ganga não são absolutos, pois um mesmo mineral pode 
passar de uma categoria à outra, conforme o depósito mineral considerado, ou até pertencer a 
ambas categorias em um mesmo corpo de minério. 
 
Bornita (Cu5FeS4) - Minas do Camaquã, Caçapava do 
Sul/RS/Brasil 
 
 
 
 
Calcopirita (CuFeS2) - Cavnic, RomêniaCalcocita (Cu2S) - Minas do Camaquã, Caçapava do Sul/RS/Brasil 
 
 
 
Barita (BaSO4) - minerais de ganga, Minas do Camaquã, 
Caçapava do Sul/RS/Brasil 
 
 
 
Fluorita (CaF2) - Bom Jesus da Lapa/BA/Brasil 
 
 
MINERALÓIDE 
O termo inclui quaisquer substâncias naturais que não apresentam arranjos 
sistemáticos em todas as direções de seus átomos constituintes. Portanto, os mineralóides 
são substâncias não-cristalinas de características amorfas ou parcialmente amorfas. 
 
 Como exemplo cita-se o vidro vulcânico ou obsidiana (composição química 
aproximada de 76,8% de (SiO2, 12,1% de Al2O3) e 11,1% de óxidos de (Fe, Mg, Ca, Na, K 
e H2O). 
 
 
Obsidiana (vidro vulcânico) - vulcão Vesúvio, 
Nápoles, Itália (Neves et al., 2003) 
 
 
Unidade III: PROPRIEDADES FÍSICAS DOS MINERAIS 
 As propriedades físicas são determinadas pela natureza da estrutura cristalina, dos 
elementos constituintes e do tipo de forças químicas que os unem. Conhecer estas 
propriedades , bem como a maneira prática de investigá-las, é muito útil para identificar 
minerais utilizando tabelas específicas para esse fim. 
 As propriedades físicas são um importante meio de identificação de minerais em 
amostra de mão, visto que na sua maioria podem ser reconhecidas à vista desarmada. 
1. CLIVAGEM 
 A ruptura de alguns minerais ocorre, preferencialmente, segundo superfícies planas 
e brilhantes. A esta propriedade dá-se o nome de clivagem e aos planos, segundo os quais 
ela ocorre, planos de clivagem. Estes correspondem a planos de fraqueza na estrutura 
cristalina desses minerais, ou seja, correspondem a planos reticulares entre os quais as 
forças de ligação são fracas. Os planos de clivagem, pelo fato corresponderam a planos 
reticulares, são sempre paralelos a uma face, efetiva ou possível, do cristal. 
 A excelente clivagem das micas resulta da fragilidade da combinação de ligações 
químicas iônicas e de van der Waals ao longo de uma direção da estrutura cristalina em 
 
oposição às fortes ligações covalentes e iônicas nas outras direções. A calcite apresenta três 
direções de clivagem, paralelas às faces do romboedro em conseqüência da fraqueza das 
ligações químicas nestas direções. 
A clivagem pode caracterizar-se, entre outros critérios, pela facilidade com que se 
produz - designando-se por fácil ou difícil - e pela sua qualidade. Neste caso podem ser 
definidos três tipos de clivagem: 
 . perfeita - quando a ruptura ocorre segundo superfícies de clivagem lisas e brilhantes; 
raramente os minerais clivam de outro modo. Ex.: mica, calcite, galena; 
 . imperfeita - a ruptura ocorre segundo superfícies de clivagem com algumas 
irregularidades. Ex.: granada, anfíbolas, piroxenas; 
 . inexistente - o mineral não cliva. Ex.: quartzo. 
 É também freqüente a classificação da clivagem em distinta e indistinta. A primeira 
ocorre segundo superfícies de clivagem evidente, enquanto que na clivagem indistinta não 
se definem superfícies de clivagem demasiado evidentes, sendo necessário observar 
cuidadosamente para reconhecê-las. 
2. FRATURA 
 Designa-se por fratura, ao modo pelo qual um mineral se rompe, quando a ruptura 
não ocorre ao longo de superfícies de clivagem. 
 As superfícies de factura não correspondem contrariamente às superfícies de 
clivagem, a planos reticulares da estrutura do mineral, mas sim a superfícies que os 
intersectam e segundo as quais as ligações químicas são mais fracas. 
 Podem ser definidos, essencialmente, quatro tipos de fratura: 
 . conchoidal - superfícies de fratura lisas e curvas semelhantes à superfície interna de uma 
concha (exemplos: quartzo); 
. fibrosa - as superfícies de fratura assemelham-se a estilhaços ou fibras; 
. serrilhada - superfícies de fratura dentadas, com bordos cortantes; 
 . irregular - superfícies de fratura rugosas, irregulares. 
 
 
 3. DUREZA (D) 
 A dureza é uma propriedade importante dos minerais uma vez que cada mineral 
apresenta valores característicos, facilmente determináveis. 
 Podemos definir dureza como sendo a resistência que um mineral oferece ao ser 
riscado por outro ou por um objeto. 
A dureza também depende da estrutura interna do cristal, (tal como as outras 
propriedades físicas), isto é, quanto mais fortes forem as ligações químicas mais duro é o 
mineral. 
 A dureza é uma propriedade geologicamente importante uma vez que traduz a 
facilidade ou dificuldade com que um mineral se desgasta quando submetido à ação 
abrasiva da água, do vento e do gelo nos processos de erosão e transporte. 
 Em 1822, Friedrich Mohs, um mineralogista australiano, imaginou uma escala de 
dureza baseada na capacidade de um mineral riscar outro. A escala de Mohs, composta por 
dez minerais de dureza conhecida (ver tabela), permite então determinar a dureza relativa 
de um mineral, mediante a facilidade ou dificuldade com que é riscado por outro. 
Escala de Mohs 
Mineral Dureza (D) 
Talco 1 
Gesso 2 
Calcite 3 
Fluorite 4 
Apatite 5 
Feldspato 6 
Quartzo 7 
Topázio 8 
Corindo 9 
Diamante 10 
 
 Cada um dos minerais desta escala de dureza risca o anterior, de dureza inferior, e é 
riscado pelo seguinte, de dureza superior. O talco, ao qual foi atribuído o grau de dureza 1, 
tem uma estrutura constituída por placas tão fracamente unidas entre si que a simples 
pressão dos dedos é suficiente para fazê-las deslizar umas sobre as outras. 
 
 Pelo contrário, o diamante, de dureza 10, apresenta ligações químicas tão fortes 
entre os seus átomos, que nenhum outro mineral o consegue riscar. 
 Usando a escala de Mohs, a dureza de uma mineral é expressa pelo lugar de ordem 
que ocuparia na escala, se dela fizesse parte. Diz-se que um mineral é mais duro que outro 
se é só se o riscar, sem se deixar riscar por ele; dois minerais têm a mesma dureza se riscam 
ou não se riscam mutuamente. Para determinar a dureza de um mineral seleciona-se 
uma aresta viva, livre de impurezas, com a qual se experimenta riscar os sucessivos termos 
da escala de Mohs, no sentido decrescente de dureza, até surgir o primeiro que se deixe 
efetivamente riscar pela amostra em estudo. Exemplificando: se o mineral desconhecido 
riscar a fluorite e por sua vez for riscado pela apatite, a sua dureza será, aproximadamente, 
4,5. Os termos da escala devem ser percorridos do mais duro para o menos duro a fim de 
evitar o constante desgaste dos minerais menos duros. 
 Quando não se dispõe de uma escala de Mohs a determinação da dureza relativa é 
conseguida com base na seguinte informação: 
 - dureza da unha do dedo - 2,5; 
 - dureza do alfinete - 3; 
 - dureza da lâmina do canivete - quase 5; 
 - dureza do vidro - 5,5; 
 - dureza do aço de uma lima das unhas - 6,5. 
 
 4. DENSIDADE RELATIVA (d) 
 A densidade relativa indica quantas vezes um material é mais pesado do que um 
igual volume de água, a 4º C. Se um mineral tem densidade relativa 2, isto significa 
que ele pesa duas vezes mais que o mesmo volume de água. 
 A densidade relativa depende: 
 - da massa atômica dos átomos que constituem o mineral; 
 - da distribuição espacial dos átomos; 
 - da pressão; 
 
 - da temperatura. 
5. BRILHO 
 Os minerais têm, na sua grande maioria, um brilho característico. O brilho pode ser 
definido como sendo o modo como a superfície de uma mineral reflete a luz, em 
intensidade e qualidade. 
 Podem definir-se três tipos fundamentais de brilho: 
 - Brilho metálico - característico dos minerais opacos, ou quase opacos, e tem a 
aparência brilhante de um metal. As superfícies destes minerais são bastante 
refletoras.- Brilho submetálico - característico dos minerais não opacos contudo menos 
intenso que o brilho metálico . 
 - Brilho não-metálico - característico de substancias transparentes ou translúcidas e 
sem a aparência brilhante de um metal; no brilho não-metálico incluem-se, entre 
outros, os seguintes tipos de brilho: 
. vítreo, brilho característico de minerais translúcidos com a aparência do 
brilho do vidro. 
 . resinoso, brilho característico de minerais translúcidos com 
aparência de resina 
 . nacarado, aparência iridiscente da pérola. 
 . gorduroso, brilho do óleo. 
 . sedoso, característico de minerais fibrosos. 
 . adamantino, brilho intenso em minerais transparentes. 
· brilho além de depender do grau de polimento da superfície refletora, depende 
também de dois fatores fundamentais: 
 - da natureza das forças de ligação; 
 - do índice de refração da luz. 
 
 Por exemplo, minerais ligados covalentemente e com elevados índices de 
refração tendem a apresentar brilho adamantino. Outros, ligados ionicamente e com 
baixos índices de refração tendem a apresentar brilho vítreo. O brilho metálico 
caracteriza os minerais com os mais elevados índices de refração - os minerais 
opacos. O brilho nacarado é o resultado de múltiplas reflexões da luz a partir de 
planos situados abaixo das superfícies de minerais translúcidos. 
 6. COR 
 Muitos minerais apresentam uma cor característica. Os minerais de brilho 
metálico, por exemplo, apresentam na sua grande generalidade, cores constantes e 
definidas, facilitando a sua identificação. 
 A cor de um mineral deve ser observada numa superfície recente, uma vez 
que pode sofrer alterações. E enquanto que uns minerais apresentam cores 
características constantes, outros apresentam uma gama, mais ou menos variada, de 
cores. É o caso do quartzo (desde incolor, a rosa, lilás, amarelo, fumado,...) e da 
fluorite (incolor, branca, amarela, verde violeta). 
 Os minerais podem então ser classificados quanto à cor, em: 
 - minerais idiocromáticos - minerais que apresentam sempre a mesma cor; 
 - minerais alocromáticos - minerais cuja cor é susceptível de variar. 
 A variação de cor nos minerais alocromáticos pode ser devida à presença de 
elementos estranhos ou por alteração na sua rede cristalina. Esta variação de cores reveste-
se, em muitos casos, de grande interesse econômico. É o caso do corindo incolor que se 
converte no corindo vermelho, comercialmente conhecido por rubi, devido à integração na 
sua rede cristalina de vestígios de crômio; por outro lado, estas mesmas inclusões de 
crómio transformam o berilo incolor na esmeralda. 
7. TRAÇO 
 O traço é a cor do pó fino de um mineral. Embora esta possa variar dentro de 
limites definidos, de um modo geral, ela é constante pelo que pode ser utilizada como 
característica de identificação de minerais. 
 Determina-se o traço de um mineral esfregando o mineral em questão sobre uma 
placa de porcelana não polida - placa de traço. Esta placa tem, aproximadamente, D=7 pelo 
que não pode ser utilizada para determinar o traço de minerais com dureza superior ou igual 
a 7. Nestes casos teremos que reduzir o mineral a pó, num almofariz. 
 
 O traço de um mineral é uma característica mais constante do que a cor. 
 Minerais que macroscopicamente apresentam cores idênticas podem apresentar 
cores de traço absolutamente distintas, pelo que podem ser distinguidas através desta 
propriedade. 
 De um modo geral, os minerais de brilho metálico ou submetálico (opacos) 
produzem traços pretos ou de cor escura enquanto que os minerais de brilho não-metálico 
produzem traços incolores ou de cores claras. 
 
Unidade IV: Estrutura e Composição interna da Terra 
Introdução 
 O século XX marca uma virada na forma de fazer ciência, principalmente como 
conseqüência do acentuado desenvolvimento de tecnologia que o caracterizou: o homem 
foi a lua, tornou-se possível observar a forma do planeta Terra, satélites possibilitam obter 
imagens a partir do espaço que mostram com perfeição a configuração dos continentes 
permitindo uma perfeita definição dessa, métodos radiométricos permitem datar a idade 
absoluta das rochas, métodos batimétricos e sondagem em alta profundidade permitem 
conhecer o fundo oceânico em sua forma, composição e variação de idade, dados sísmiscos 
coletados em todos os pontos da superfície do planeta possibilitaram reconhecer as 
principais divisões internas do planeta. Esse acesso a uma infinidade de dados sobre os 
materiais que constituem a Terra foi um marco fundamental para o desenvolvimento da 
geologia contemporânea, levando ao desenvolvimento da grande teoria dinâmica da Terra: 
A Teoria da Tectônica de Placas. 
 Conhecer as principais características físicas e químicas da Terra é, portanto, 
fundamental para propor modelos sobre a sua dinâmica e evolução. Embora atualmente 
quase parte de uma cultura geral de nossa sociedade tecnológica, os dados aqui 
apresentados foram obtidos às vezes através de técnicas muito simples, outras vezes com 
emprego de técnicas muito sofisticadas através dos séculos, em sua grande maioria 
adquirido apenas no século XX. 
Forma e outras propriedades relacionadas 
Forma: 
 A Terra é um geóide achatado, o que significa dizer que os diâmetros equatoriais e 
polares diferem entre si. Esse fato, já previsto anteriormente, é justificado pela existência de 
rotação do planeta e da maior força centrípeta que existe no equador. 
 
 Diam. eq = 12.756,8km 
 Diam. pólos = 12.713,8km 
 raio médio = 6.371km 
Massa: 
 Aplicando-se a famosa lei geral da gravitação de Newton, a massa média da Terra 
calculada para a Terra é de 5,98X10
24
kg. 
Volume: 
 Por geometria, o volume aproximado da Terra é de 1,08X10
27
cm3.
 
Densidade: 
 A densidade média das rochas que ocorrem na superfície do planeta é de 
aproximadament 2,7 g/cm3, enquanto que a densidade média calculada para a Terra é de 
5,5g/cm3. Isso implica necessariamente que as rochas do interior do planeta devem ser 
mais densas para compensar essa diferença de densidade. Assim, ao tecermos 
considerações sobre a composição interna da Terra devemos procurar por materiais com 
densidade superior a média das rochas da superfície do planeta. 
 O estudo de ondas sísmicas, cuja velocidade de propagação é, entre outras coisas, 
dependente da densidade do meio atravessado, sugere ainda que a densidade não aumenta 
gradualmente em direção ao interior do planeta, mas sim que existem alguns saltos 
marcantes de densidade, em limites relativamentes definidos. 
Relevo da Superfície 
 Se tirássemos toda a água dos oceanos, veríamos que a superfície da Terra é 
marcada por marcantes variações de relevo. A principal diferença de relevo está entre os 
oceanos, grandes bacias, e os continentes, grandes elevações. Internamente, essas grandes 
unidades morfológicas mostram variações topográficas e estruturais. Nos oceanos, uma 
grande rede de cadeias de montanhas submersas ocorre no meio dos oceanos, seguida de 
uma região relativamente plana que vai acabar em profundas fossas (11km de 
profundidade). Já nos continentes, grandes cadeias de montanhas (de até 8,7km) dispõem-
se lateralmente a regiões relativamente aplainadas. 
 Nos continentes, a altitude média é de 0,84km acima do nível do mar, mas grandes 
variações de altitude são observadas. Podemos reconhecer duas feições topográficas 
principais com distintas características geológicas: 
 Crátons: São as áreas geologicamente estáveis, que podem apresentar margens 
continentais do tipo atlântica (também denominadas passivas). Nessas regiões os 
movimentos dominantes são os verticais (isostáticos)e os processos geológicos 
 
atuantes são principalmente decorrentes desses movimentos (erosão X deposição). 
Internamente os crátons podem ser subdivididos de acordo com as características das 
rochas e estruturas aflorantes em: 
 Escudos: constituídos dominantemente por rochas ígneas plutônicas e 
metamórficas, normalmente orientadas segundo um trend. São intepretados como 
raízes de antigas cadeias de montanhas. 
 Plataformas: regiões onde as rochas dos escudos estão recobertas por sedimentos 
e rochas vulcânicas pouco ou não deformadas. 
 Cadeias de Montanhas (também denominadas Cinturões Orogênicos): são as 
grandes cordilheiras de montanhas, que se estendem por milhares de quilômetros, 
mas apresentam largura relativamente limitada (algumas dezenas a poucas centenas 
de quilômetros). Além da altitude elevada, caracterizam-se por apresentar grande 
atividade ígnea e sísmica, acompanhada de intensa erosão. Estão situadas nas 
margens continentais do tipo pacífica (também denominadas ativas), próximo a 
fossas oceânicas (ex. Andes), ou, ainda, podem estar ocorrer no interior de 
continentes, entre duas áreas cratônicas (ex. Himalaias). 
Os fundos oceânicos situam-se em média 3,7 km abaixo do nível do mar. Assim 
como os continentes, apresentam grandes variações. 
 Dorsais Mesoceânicas: Extensas cadeias de montanhas submersas (em grande 
parte), que formam uma rede de aproximadamente 70.000km ao redor do planeta. 
Estão normalmente situadas em meio ao fundo oceânico, apresentando uma largura 
média de 1.400km e “altitudes” máximas de 3km acima do fundo oceânico médio. A 
sua porção central é caracterizada pela presença de grandes vales na forma de fraturas 
(rift valley), que acompanha a dorsal por toda sua extensão. São região de intensa 
atividade vulcânica e sísmica. 
 Bacias oceânicas ou assoalho abissal: são regiões lateralmente dispostas as dorsais 
mesoceânicas que apresentam relevo relativamente aplainado. Estendem-se das 
dorsais mesoceânicas às margens continentais e mostram profundidades médias de 
4km. Podem ser subdivididas em montes abissais, que são pequenas elevações de até 
900m acima do fundo oceânico circundante. Estes montes cobrem de 80 a 85% do 
fundo do Oceano Pacífico e são as formas fisiográficas mais abundantes da Terra. 
Próximo as margens continentais, os sedimentos originados dos continentes cobrem 
completamente os montes abissais formando planícies abissais. 
 Montes submarinos (sea mounts) e ilhas vulcânicas: Os montes oceânicos são 
picos isolados de vulcões submarinos. Alguns desses vulcões podem aparecer acima 
do nível formando ilhas vulcânicas, mas a grande maioria encontra-se submersa. 
Podem ocorrer aleatoriamente ou formar cadeias ao longo de linhas bem definidas, 
 
como no caso das ilhas do Havaí. Apresentam atividade vulcânica atual ou recente, 
mas se caracterizam pela atividade sísmica restrita. 
 Fossas oceânicas: São grandes depressões que se caracterizam por apresentar 
grande extensão relativamente a sua largura e por um gradiente topográfico muito 
acentuado. Podem atingir profundidades de até 11.033m abaixo do nível do mar 
(Fossa das Marianas). Estão invariavelmente situadas nas proximidades de arcos-de-
ilha ou de margens continentais ativas. 
 Arcos-de-ilha: São sistemas de ilhas vulcânicas que ocorrem lateralmente 
dispostas, formando um arco (Exemplo: ilhas Filipinas, Marianas, Aleutas e Japão). 
Estão situadas na proximidade de grandes fossas oceânicas, que levam o mesmo 
nome das ilhas. Apresentam intensa atividade magmática e sísmica e são na realidade 
cinturões orogênicos desenvolvidos sobre o fundo oceânico. 
As margens continentais marcam as zonas de transição entre os continentes e os 
oceanos. A porção submersa dos continentes é chamada de plataforma continental 
(continental shelf) que geologicamente é parte do continente. O fundo do mar mergulha 
progressivamente com uma declividade suave da plataforma continental até as bacias 
oceânicas. Essa região, denominada talude continental, define o limite dos continentes. 
Idade das Rochas 
 O descobrimento da radiação permitiu, no meio desse século, a determinação de 
idades absolutas de rochas continentais e oceânicas: 3,9-4,1 Ga
1[1]
 idade máxima para as 
rochas continentais e 200 Ma para as rochas oceânicas mais antigas. Além das diferenças 
de idade entre as rochas dos oceanos e continentes, verificou-se também a existência de um 
padrão de distribuição de idades em relação ao relevo da superfície. Nos oceanos, as rochas 
mais jovens são encontradas próximas às cadeias de montanhas submersas que cortam os 
fundos marinhos, enquanto as rochas mais antigas dos fundos oceânicos localizam-se 
próximas aos continentes e as fossas oceânicas. Já nos continentes, a presença de rochas 
mais antigas é verificada em regiões aplainadas pela erosão, onde afloram rochas 
metamórficas e ígneas, enquanto rochas ígneas e metamórficas relativamente jovens são 
encontradas as grandes cadeias de montanhas, como os Andes. 
 E a idade da Terra, como pode ser obtida? Responderemos essa pergunta juntamente 
com a questão determinação da composição média da Terra. 
 
1[1] A idade de 3,9 Ga foi obtida para Gnaisses de Acadian no Canadá. A idade de 4,1 Ga foi obtida em zircão detrítico 
contido em uma rocha sedimentar metamorfizada da Australia, correspodendo a idade da rocha que foi erodida para 
formar a rocha sedimentar. 
 
Composição Química da Terra 
 O estudo direto da composição da Terra é possível apenas para as porções mais 
externas do planeta. A química das porções mais internas, entretanto, não pode ser obtida 
diretamente. Apenas através de métodos indiretos, através da confrontação de análise 
química das principais rochas aflorantes na superfície do planeta, análise de meteoritos e da 
composição do Sol, experimentação petrológica, dados de velocidade de propagação ondas 
símicas, e comparando a densidade das rochas superficiais com as do interior do planeta é 
que podemos formular um modelo geoquímico válido para a Terra. Em conjunto, esses 
dados delimitam quais são os modelos razoáveis e os improváveis. Por exemplo, a 
diferença entre a densidade média das rochas crustais e a densidade média da Terra, indica 
que o material existente no interior do planeta deve ser mais denso que o que encontramos 
na superfície e mais denso que a média calculada para a Terra. Por outro lado, os dados 
sísmicos, mostram que a densidade varia abruptamente no interior da Terra, oque 
possívelmente indica que há variações composicionais. 
 Embora os dados acima imponham restrições aos modelos geoquímicos, eles não 
permitem definir a composição real média da Terra. Para obter é preciso encontrar um 
material que represente essa composição. Os materiais eleitos para essa determinação têm 
origem extraterrestre: são os meteoritos
2[2]
. A escolha deve-se ao fato dos meteoritos terem 
sido originados com a Terra e os demais planetas, durante a formação do sistema solar. 
Assim, os meteoritos teriam se formado a partir do mesmo material disponível para 
formação da Terra e seriam “fósseis” dos estágios iniciais da evolução planetária. Apesar 
de razoável, uma segunda decisão deve ser tomada: qual dos diferentes tipos 
composicionais de meteoritos deve ser considerado? 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2[2] O termo meteorito, derivado do grego, significa “o que se origina na atmosfera”. Atualmente, denomina-se 
meteoróides os fragmentos sólidos que cruzam o espaço, aplicando-se o termo meteorito quando os mesmo atingem a 
Terra (Wlotzka 1995). 
 
A análise dos diversosmeteoritos conhecidos mostra que esses corpos apresentam 
diferentes composições e texturas que permite agrupá-los nos seguintes tipos principais 
(Wlotzka 1995): 
Grupo Característica Principal Componente Principais 
Meteoritos Férricos mais de 90% metálico níquel-ferro 
Meteoritos Rochosos mais de 75% rochoso 
 Condríticos presença de côndrulos silicatos, 3 a 23% de metal 
 Acondríticos sem côndrulos silicatos 
Meteoritos Ferro-
rochosos 
 
 Palasitos cristais de silicatos centimétricos 
em metal 
olivina, metal ca. 
2:1 
 Mesosideritos silicatos e metal intimamente 
intercrescidos 
silicatos, metal ca. 
1:1 
A análise dos diferentes tipos de meteoritos permite tirar algumas conclusões gerais 
sobre a constituição da nebulosa que deu origem ao sistema solar. A primeira conclusão 
importante é o fato de que nenhum não existe nenhum elemento químico nos meteoritos 
que não seja também encontrado na Terra. Por outro lado, verifica-se que os elementos 
presentes nos meteoritos podem ser agrupados de acordo com determinadas associações 
minerais, revelando a afinidade geoquímica entre esses elementos. Os grupos de elementos 
afins reconhecidos são: 
 siderófilos: aqueles que apresentam afinidade com com Fe metálico, ocorrendo 
em meteoritos com Ni e Fe (Fe, Ni, Co, Cu, Au, Pt, Ar, e outros); 
 calcófilos: elementos com forte afinidade com S, concentrados em meteoritos 
com sulfetos de ferro (Fe, Ag, Cd, Pb, Bi, S, Se, e outros); 
 litófilos: elementos com afinidade com O, particularmente concentrados nos 
silicatos dos meteoritos (Li, Na, K, Rb, Ce, Be, Mg, Ca, Sr, Ba, B, Al, Th, U, Si e 
outros) 
 atmófilos: formam compostos puros ou em combinações altamente voláteis e são 
encontrados em muito poucos meteoritos (H, He, N e gases nobres). 
Qual o significado dessa variação de tipos de meteoritos? Para responder essa 
pergunta é preciso entender as teorias sobre a origem e a formação dos meteoritos. 
 
A história dos meteoritos como corpos rochosos isolados começa após a agregação 
dos planetesimais em corpos maiores (planetas). Os meteoróides teriam sido separados de 
corpos desse tipo, provavelmente por impacto. Tais corpos são conhecidos como corpos 
meteoríticos parentais. Após essa separação, os meteoróides começam a sua história 
independente, como um corpo pequeno, com órbita própria ao redor do Sol. Essa órbita 
evoluí de tal maneira que as forças gravitacionais da Terra causam a queda do meteoróide, 
formando um meteorito. Os diferentes tipos de meteoritos existentes representariam tipos 
de corpos parentais distintos. Corpos parentais não diferenciados, que mantiveram a 
estrutura e distribuição química mais primitiva, dariam origem aos condritos. Já os 
meteoritos metálicos, ferro-rochosos e acondríticos teriam sido originados a partir da 
fragmentação de corpos parentais diferenciados. Essa interpretação é confirmada pela 
verificação de que os condritos apresentam composição química virtualmente idêntica a do 
Sol, com exceção dos elementos H e He que se encontram concentrados no Sol. Na Terra, 
rochas denominadas peridotito, formadas nas profundidades do manto terrestre, apresentam 
composição mineral e química similar a dos condritos. Já os acondritos, apresentam 
composição bastante similar a média das rochas da crosta da Terra. Por sua vez, os 
meteoritos metálicos não possuem similares na Terra. Sua composição entretanto, 
essencialmente uma liga de ferro metálico com níquel, é considerada como representativa 
do núcleo terrestre, do qual não existem amostras na superfície do planeta. 
 A Tabela abaixo mostra a composição média da das rochas da crosta terrestre em 
comparação com a composição média da Terra segundo o que é usualmente denominado 
modelo condrítico. 
Crosta da Terra
3[3]
 * Média da Terra (composição média de 
condritos carbosos)* 
O – 46% Fe – 35% 
Si – 28% O – 30% 
Al - 8% Si – 15% 
Fe - 6% Mg – 13% 
Mg, Ca, K, Na, e outros - 12% Ni, S, Ca, Al e outros – 7% 
* percentual sobre peso total 
 
3[3] Composição média da crosta oceânica: 48.7% SiO2, 16.5% Al2O3; 2.3%Fe2O3; 6.2% FeO; 6.8MgO; 12.3% CaO; 
2.6% Na2O; 0.4%K2O. 
 Composição média da crosta continental: 60.2% SiO2; 15.2% Al2O3; 2.5% Fe2O3; 3.8% FeO; 3.1% MgO; 5.5% CaO; 
3.0% Na2O; 2.9% K2O. 
Dados retirados de Ronov & Yaroshevsky 1969, appud Press & Siever 1978. 
 
 Os estudos de geoquímica isotópica dos meteoritos revelaram, ainda, outro dado 
interessante: a grande maioria dos meteoritos condríticos apresenta idades de formação de 
aproximadamente 4,5 Ga (Ga = bilhões de anos). Considerando que esses objetos 
representam os corpos menos diferenciados do sistema solar, essa idade representa a idade 
de formação dos planetas no sistema solar e, portanto, representa a idade de formação da 
Terra. 
Estrutura Interna 
 A estrutura interna da Terra é também estudada de forma indireta, principalmente 
através de dados sísmicos, aliados a dados experimentais e confrontando os modelos 
propostos com a ocorrência de alguns fenômenos conhecidos como a existência de um 
campo magnético terrestre e a diferença de densidade entre as rochas da superfície e a 
densidade média do planeta. 
 Através desses métodos, foi reconhecida a existência de uma estrutura interna 
concêntrica, formada por três "camadas" principais, de diferentes composições: 
 crosta: é a camada mais externa da Terra e que pode ser subdividida em dois tipos 
conforme sua composição química e estrutura: crosta continental e oceânica. A crosta 
continental é relativamente espessa, de 35 a 70 km de espessura, de densidade 
relativamente baixa (2,4g/cm3) e de composição relativamente rica em Al e Si, além 
de Na e K, comparável a dos granitos. A crosta oceânica, por sua vez, é bastante fina 
(de 3 a 12km de espessura), de densidade um pouco mais elevada (2,7g/cm3) e de 
composição relativamente mais rica em Mg e Fe comparável a dos basaltos. 
 manto: é a camada mediana da Terra, consideravelmente mais complexo que o 
núcleo pois contém mais elementos, os quais se agrupam de diferentes formas 
dependendo da porção do manto (i.e. dependendo das condições de P e T) em que se 
encontram. A composição média é relativamente homogênea, abaixo das primeiras 
dezenas de quilômetros do topo do manto, correspondendo aproximadamente a de um 
lhezorlito (tipo de peridotito formado por 60% de olivina + 30% de piroxênio + 10% 
de feldspato). O manto superior, que se extende em média de 35km à 400km 
apresenta regiões com diferentes estados físicos (ver abaixo). 
 núcleo: é a porção mais interna do planeta, essencialmente constituída por Ferro 
(+ 20% de Ni, no núcleo interno, + 12% S e +2% Ni no núcleo externo). 
Além dessas divisões internas, a Terra pode também ser subdividida com base em 
critérios físicos da seguinte forma: 
 litosfera: camada mais externa da Terra, de comportamento rígido. Inclui a crosta 
e a porção superior do manto, até  100km de profundidade. 
 
 astenosfera: camada situada logo abaixo da listofera, que se encontra 
parcialmente fundida (- de 10% de fusão) e apresenta comportamento plástico. 
Estende-se de 100 a 250km de profundidade, aproximadamente, estando totalmente 
situada no interior do manto. 
 mesosfera: camada rígida de temperaturas e pressões muito elevadas que 
compreende o restante do manto, estendendo-se do limite inferior da astenosfera ao 
limite manto núcleo. 
 núcleo externo: corresponde a porção externa do núcleo que é líquida. Estende-se 
da profundidade de 2885km (limite manto-núcleo) à5155km 
 núcleo interno: os 1115km mais internos da Terra são constituídos por matéria 
em condições de pressão e temperatura muito elevadas, encontrando-se no estado 
sólido. 
A existência de uma “casca” rígida, a litosfera, diretamente assentada sobre uma 
camada de comportamento parcialmente fundida capaz de fluir, a astenosfera, é 
característica fundamental que define os processos da dinâmica interna da Terra. A 
litosfera está segmentada em diversas placas, que podem conter crosta oceânica e 
continental. Os processos da dinâmica interna afetam toda a listosfera provocando 
movimentos horizontais das placas (Tectônica de Placas) e movimentos verticais 
(Isostáticos) no interior das mesmas. 
 
 
Unidade V: Ondas Sísmicas 
 O que são ondas sísmicas? 
 
Uma onda sísmica é uma onda que se propaga através da Terra, geralmente como consequência de um 
sismo, ou devido a uma explosão. Estas ondas são estudadas pelos sismólogos, e medidas por sismógrafos, 
sismómetros ou geofones. 
 
 Que tipos de ondas sísmicas existem? 
Existem dois tipos de ondas sísmicas, sendo que umas são chamadas ondas de 
volume (de profundidade) que podem ser longitudinais ou primárias (P) e ondas 
transversais ou secundárias (S), e outras que se denominam ondas superficiais, que 
podem ser ondas de Love e ondas de Rayleigh, sendo assim no total originam-se 
quatro tipos de ondas sísmicas. 
 
 
 Como se propagam as ondas sísmicas? 
As ondas Primárias propagam-se através dos líquidos, sólidos e dos gases e a sua 
propagação pode ser comparada à das ondas sonoras. A sua propagação produz-se por 
uma série de impulsos alternados de compressão e de distensão através das rochas, 
havendo, assim variações do volume do material. Estas ondas deslocam-se no sentido 
da propagação da onda, (paralelamente). 
As ondas S propagam-se nos sólidos, mas não nos líquidos e o seu 
comportamento pode ser comparado ao das ondas luminosas. São mais lentas que as 
anteriores, pelo que chegam ás estações sismográficas com atraso variável em relação 
ás ondas P. Estas ondas provocam mudança da forma do material, mas não do volume. 
As ondas S deslocam-se num plano perpendicular á direção de propagação. 
As ondas love e Rayleigh, tal como as S são ondas transversais, resultantes das 
interferências entre as ondas S e entre as ondas S e P, respectivamente. em que as 
partículas constituintes dos materiais rochosos vibram perpendicularmente á direção de 
propagação da frente da onda. As ondas sísmicas Rayleigh descrevem trajetórias 
elípticas semelhantes às vagas do mar. São as ondas mais lentas, mas simultaneamente 
as mais destruidoras. 
 
 UNIDADE VI 
 
PROPRIEDADES QUÍMICAS DOS MINERAIS 
 
 
 
 As propriedades químicas dos minerais estão estreitamente relacionadas, como é 
óbvio, com a sua composição química, com a natureza dos átomos e íons, tal como as 
propriedades físicas, da sua estrutura, isto é, do arranjo das partículas elementares. 
Estas propriedades são estudadas em laboratórios mineralógicos utilizando variadas 
técnicas desde as clássicas até às técnicas mais sofisticadas, como difração de raios X ou 
microssonda eletrônica. 
 
 De fato, dois ou mais minerais podem ter a mesma composição química, mas 
estruturas cristalinas diferentes, sendo nesse caso conhecidos como polimorfos do mesmo 
composto. 
 
 
 Por exemplo, a pirita e a marcassite são ambos constituídos por sulfeto de ferro, 
embora sejam totalmente distintos em aspecto físico e propriedades. 
 
 
Pirita FeS2 (isométrico) 
 
Marcassita FeS2 (ortorrômbico) 
 
 
 
Minerais Polimorfos 
 
 1. Minerais polimorfos são aqueles que têm essencialmente a mesma composição 
química, mas estruturas cristalinas diferentes, o que se reflete em suas propriedades 
físicas e morfológicas diferenciadas. 
 
Por exemplo, grafita e diamante são polimorfos de carbono. Ambos têm a mesma 
composição química, mas suas estruturas são diferentes, e como tal são consideradas 
espécies separadas. 
 
 ..... Assim como a calcita e a aragonita, polimorfos de CaCO3. 
 
 
Minerais Isomorfos 
 
2. Minerais isomorfos são os que possuem estrutura cristalina semelhante mas composição 
química diferente ou variável dentro de determinados limites. 
 
 
 São exemplos das olivinas (forsterita – Mg2SiO4 e faialita – FeSiO4), nas quais Mg e 
Fe se substituem mutuamente; plagioclásios (albita – NaAlSi3O8) e anortita – 
CaAl2Si2O8), nas quais a solução sólida se realiza através da substituição acoplada 
(assim chamada porque envolve dois pares de elementos) de Na, Si por Ca, Al. 
 
 
 Um exemplo é dado pela halite, um composto de sódio e cloro em tudo similar ao 
vulgar sal de cozinha, a galena, um sulfeto de chumbo, e a periclase, um composto de 
magnésio e oxigênio. 
 
 
 Apesar de composições químicas radicalmente diferentes, todos estes minerais 
compartilham da mesma estrutura cristalina cúbica. 
 
 
 
 
 Principais Minerais 
 
 Ao todo são mais de mil minerais (vide tabela em anexo, com alguns exemplos). A 
seguir damos uma descrição sintética dos mais comuns. 
 
 A tabela a seguir mostra os principais constituintes mineralógicos das rochas que 
integram a crosta: 
 
Feldspato 59,5% 
Quartzo 12,0% 
Piroxênios e anfibólios 16,8% 
Micas 3,8% 
Outros 7,0% 
 
O conjunto das espécies minerais é subdividido de acordo com a sua composição 
química em classes químicas caracterizadas pela presença de um determinado elemento ou 
grupo iônico em particular. São descritas a seguir algumas das classes químicas de 
minerais: 
 
 
 1. FELDSPATOS: são os constituintes mais importantes na formação de rochas 
ígneas e os minerais mais abundantes na crosta terrestre. São translúcidos ou opacos e 
podem apresentar cristais mistos de três componentes: feldspato potássico, sódico e 
calcico. 
 
 São os feldspatos alcalinos = ortoclásio (K) e os plagioclásios = cristais mistos 
entre a albita (Na) e anortita (Ca). 
 
 
 2. QUARTZO (SiO2) : Cor branca ou incolor, mas, também em inúmeras outras 
variedades, como : Ametista (ferro): roxa ; Citrino (hidróxidos de ferro férrico): 
amarelo ;Quartzo rosa (MnO): rosa ; Cristal de rocha: hialino (transparente) ; 
Calcedônia (derrames vulcânicos – cherts): translúcida e fibrosa ;Ágata: variedade da 
calcedônia bandada ; Opala* (nH2O): incolor, vermelha, verde, azul, negra 
 
 
 A Dureza é 7 (risca o vidro), Densidade 2,65, fratura irregular, por não ter planos de 
clivagem. Ocorre como mineral mais comum na superfície do globo terrestre, 
especialmente entre as rochas sedimentares, graças a sua alta resistência química e física 
e em rochas graníticas e basálticas. 
 
 
 
 Apesar de serem um dos últimos minerais a se formar no decurso da consolidação 
do magma (forma irregular, anédrico), belos cristais ocorrem em cavidades: geodos 
(conchas preenchidas por minerais silicosos – rápido resfriamento). Muito comum nas 
rochas basálticas do Sul do Brasil. 
 
 
3. PIROXÊNIOS E ANFIBÓLIOS: são minerais de aparência bastante similares. São 
granulares ou prismáticos, de cor escura, com clivagem em dois planos. 
 
 São muitos suscetíveis à alteração em clima úmido, com a formação de minerais 
argilosos, micas, cloritas e liberação de hidróxidos de ferro (denotando uma coloração 
avermelhada) e manganês.3.1 Piroxênios – possuem uma composição variável. São silicatos de Mg, Ca e Fe, com ou 
sem Al2O3 e Fe2O3. forma prismas curtos de cor verde-escura, quase preta. Mineral mais 
comum é a augita. 
 
 
3.2 Anfibólios – são quimicamente muito parecidos aos piroxênios, mas possuem (OH) na 
sua constituição. Geralmente formam prismas mais alongados. Anfibólio mais comum é 
a hornblenda. 
 
 
 
4. MICAS: trata-se de um grupo de minerais caracterizados por uma ótima clivagem 
laminar e boa elasticidade. Distingui-se 2 tipos principais: 
 
 
 4.1 Muscovitas (mica branca) – incolor, transparente, também esverdeada ou amarelada. 
Clivagem excelente. Mineral com muitos granitos, xistos, gnaisses e sedimentos, pelo 
fato de ser um mineral quimicamente estável. Placas maiores e límpidas são usadas na 
industria elétrica, como isolante. 
 
 
 4.2 Biotita – mica preta, clivagem excelente, dureza baixa. Comum em granitos, xistos 
e gnaisses. 
 
 
 
 
 
OUTROS GRUPAMENTOS QUIMICOS EM MINERAIS 
 
 
 1. SILICATOS 
 
 O grupo dos silicatos é de longe o maior grupo de minerais, sendo compostos 
principalmente por sílica e oxigênio, com a adição de capteis como o magnésio, o ferro e 
o cálcio. 
 Alguns dos mais importantes silicatos constituintes de rochas comuns são os 
feldspatos, o quartzo, as olivinas, as piroxenas, as granadas e as micas. 
 
 
São minerais cuja composição química inclui obrigatoriamente Si e O, em 
combinação com outros elementos químicos. Esta classe contém cerca de 95% dos minerais 
petrográficos (formadores de rochas). 
 
A estrutura de todos os silicatos consiste de uma unidade fundamental constituída 
de quatro (4) átomos de oxigênio coordenados por um átomo de silício, resultando em uma 
configuração tetraédrica (“tetraedro de sílica”). Nesta configuração cada átomo de oxigênio 
pode ligar-se a outro átomo de silício, fazendo parte de outro tetraedro simultaneamente. 
Isso resulta no compartilhamento de oxigênios entre tetraedros adjacentes. 
 
Podem ser compartilhados 1 2, 3 ou 4 oxigênios do mesmo tetraedro, originando 
configurações estruturais diversificadas e cada vez mais complexas. 
 
 De acordo com o número de átomos de oxigênio compartilhados entre os tetraedros 
adjacentes, os silicatos são então subdividos em 6 grupos: nesossilicatos, sorossilicatos, 
ciclossilicatos, inossilicatos, filossilicatos e tectossilicatos. 
 
 
 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 
(Tabela 3.5). 
 
 
 
 
 2.CARBONATOS 
 
 O grupo dos carbonatos é composto de minerais contendo o ânion (CO3)
2-
 e inclui a 
calcita e a aragonita (carbonatos de cálcio), a dolomita (carbonato de magnésio e cálcio) 
e a siderita (carbonato de ferro). 
 
 
Os carbonatos são geralmente depositados em ambientes marinhos pouco 
profundos, com águas límpidas e quentes, como por exemplo em mares tropicais e 
subtropicais. 
 
 Os carbonatos encontram-se também em rochas formadas por evaporação de águas 
pouco profundas (os evaporitos) 
 
 
 ..... e em ambientes de karst, isto é regiões onde a dissolução e a precipitação dos 
carbonatos conduziu à formação de cavernas com estalactites e estalagmites. 
 
 
..... A classe dos carbonatos inclui ainda os minerais de boratos e nitratos. 
 
 
 
 3.SULFATOS 
 
 Todos os sulfatos contém o cátion sulfato na forma SO4. Os sulfatos formam-se 
geralmente em ambientes evaporíticos, onde águas de alta salinidade são lentamente 
evaporadas, permitindo a formação de sulfatos e de halóides na interface entre a água e o 
sedimento. 
 
 .... Também ocorrem em sistemas de veios hidrotermais sob a forma de minerais 
constituintes da ganga associada a minérios de sulfetos. 
 
 .... Os sulfatos mais comuns são a anidrita (sulfato de cálcio), a celestita (sulfato de 
estrôncio) e o gesso (sulfato hidratado de cálcio). 
 
.... Nesta classe incluem-se também os minerais de cromatos, molibdatos, selenatos, 
sulfetos, teluratos e tungstatos. 
 
 
 
 
4. HALÓIDES 
 
 O grupo dos halóides é constituído pelos minerais que formam os sais naturais, 
incluindo a fluorite, a halite (sal comum) e o sal amoníaco (cloreto de amónia). 
 
 
 Os halóides, como os sulfatos, são encontrados geralmente em ambientes 
evaporíticos, tais como lagos do tipo pelada e mares fechados (por exemplo nas margens 
do Mar Morto). Inclui os minerais de fluoretos, cloretos e iodetos. 
 
 
 
 5. ÓXIDOS 
 
 Os óxidos constituem um dos grupos mais importantes de minerais por formarem 
minérios dos quais podem ser extraídos metais. 
 
 Ocorrem geralmente como precipitados em depósitos sitos próximo 
da superfície, como produtos de oxidação de outros minerais situados na zona de 
alteração cerca da superfície ou ainda como minerais acessórios das rochas ígneas da 
costa e do manto. 
 
 
.... São também incluídos nesta classe os minerais de hidróxidos. 
 
 
 Os óxidos mais comuns incluem a hematita (óxido de ferro), a espinela (óxido de 
alumínio e magnésio, um componente comum do manto) e o gelo (de água, ou seja 
óxido de hidrogênio). 
 
 
 6. SULFETOS 
 
 Muitos sulfetos são também economicamente importantes como minérios metálicos, 
incluindo-se entre os mais comuns a calcopirita (sulfeto de cobre e ferro) e a galena 
(sulfeto de chumbo). 
 
 
 
 
 
 
7. FOSFATOS 
 
 O grupo dos fosfatos inclui todos os minerais com uma unidade tetraédrica de AO4 
onde A pode ser fósforo, antimônio, arsênio ou vanádio. 
 
 
 .... O fosfato mais comum é a apatite, a qual constitui um importante mineral 
biológico, encontrado nos dentes e nos ossos de muitos animais. 
 
 
 ..... Esta classe inclui os minerais de fosfatos, vanadatos, arseniatos e antimonatos 
 
 
 8. ELEMENTOS NATIVOS 
 
 O grupo dos elementos nativos inclui os metais e amálgamas intermetálicas (como 
as de ouro, prata e cobre), semi-metais e não-metais (antimônio, bismuto, grafite e 
enxofre). 
 
 
 ..... Neste grupo inclui também ligas naturais, como : electrum (uma liga 
natural de ouro e prata), fosfinos (hidretos de fósforo), nitritos e carbetos (que 
geralmente são só encontrados em alguns raros meteoritos) 
 
 
 
MINERAIS PETROGRÁFICOS 
 
Existem cerca de 2000 espécies minerais conhecidas, sendo que apenas algumas 
dezenas contribuem efetivamente na formação das rochas. Esses minerais são denominados 
minerais petrográficos (formadores de rochas). 
 
 
 
UNIDADE VII: GÊNESE DO SOLO 
 
 
 A maioria das mudanças que ocorrem naturalmente na superfície terrestre 
nos são praticamente imperceptíveis, com as paisagens parecendo aos olhos humanos algo 
imutável. Entretanto, tanto a observação da sedimentação atual, com as partículas sendo 
transportados por rios e córregos dos topos das montanhas para as planícies, como do 
 
registro geológico, com centenas de metros de sedimentos acumulados e com fósseis 
marinhos encontrados em montanhas a milhares de metros de altitude, nos prova que a 
superfície terrestre está em constante evolução, com montanhas sendo desgastadas a 
colinas pela erosão,por um lado, e cordilheiras sendo formadas por soerguimento e por 
vulcanismo, por outro lado, com os solos fazendo parte desse contexto. De fato, a 
constatação de que apenas alguns raros solos são mais velhos do que o início do Terciário e 
de que a maioria é mais recente do que o Pleistoceno nos fornece a medida da estabilidade 
limitada da superfície terrestre, indicando que os solos, como indivíduos específicos, são 
elementos transitórios nas paisagens, desaparecendo por erosão ou se modificando 
profundamente para se adaptar a uma outra condição ambiental. 
 
 Os principais processos que ocorrem na superfície terrestre podem ser agrupados em 
pedogênese, intemperismo, erosão e sedimentação. 
 
(1) Pedogênese: ação de agentes meteóricos e biológicos, levando à diferenciação de 
horizontes mais ou menos paralelos à superfície e formação de perfis de solos. 
(2) Intemperismo: qualquer alteração, tanto mecânica (fragmentação) como química, de 
materiais na crosta terrestre sob a influência de agentes atmosféricos (calor, água 
superficial e subsuperficial, gelo, etc.). Sua ação não ocorre somente nos perfis de solos, 
mas também em fraturas, veios e camadas porosas mais profundas conectadas à 
atmosfera. Portanto, o conceito de intemperismo é mais geral e não tão bem definido 
como o da pedogênese. 
(3) Erosão: remoção e deslocamento de materiais da superfície terrestre, tanto pelo trabalho 
mecânico de forças meteóricas (impacto da chuva; água de escorrimento; água em 
canais - córregos intermitentes ou permanentes e rios; vento; gelo; etc.) como pela ação 
de dissolução química das águas, combinadas com a força gravitacional. A erosão 
mecânica e química provoca o rebaixamento da superfície terrestre (denudação) e o 
nivelamento da paisagem, à medida que as substâncias transportadas (sólidas ou 
dissolvidas) são deslocadas das superfícies mais altas para as mais baixas. 
(4) Sedimentação: acumulação local de detritos ou substâncias reprecipitadas 
(sedimentação química) que foram movidos pelas forças erosivas, para sítios propícios, 
como terras baixas, depressões e bacias. 
 
 Dessa forma, as transformações das rochas que levam à formação do solo resultam 
tanto da atuação do intemperismo como dos processos pedogenéticos. Esses processos, por 
sua vez, são condicionados por uma série de fatores ambientais ou fatores de formação do 
solo: tipo de material de origem, clima, relevo, organismos e tempo de atuação. 
 
 
UNIDADE VIII: INTEMPERISMO 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
Intemperismo é o conjunto de processos que leva à degradação e decomposição das 
rochas. Estes processos estão relacionados com dois fatores: a natureza da rocha e a 
condição do ambiente. 
 
 
 a) Natureza da Rocha 
 
O magma é um material em estado de fusão (800 a 1000 ºC) composto por óxidos, 
silicatos e materiais voláteis, que se encontra nas zonas profundas da crosta terrestre, mas 
que pode subir à superfície por fendas, vulcões, etc. O magma, quando resfriado, solidifica-
se. Se esta solidificação se dá em grandes profundidades, a rocha é chamada de ÍGNEA ou 
MAGMÁTICA INTRUSIVA; por outro lado, se ocorre próximo à superfície, é chamado de 
ÍGNEA ou MAGMÁTICA EXTRUSIVA. As rochas intrusivas podem surgir na superfície 
da crosta, através de eventos geológicos diversos (vulcanismo, terremotos, acomodações de 
camadas rochosas, etc). 
 
As rochas SEDIMENTARES, por sua vez, se formam pela consolidação de 
sedimentos. Os sedimentos podem ser clásticos ou químicos. Os sedimentos clásticos são 
fragmentos de rochas (magmáticas, metamórficas e/ou sedimentares) que são transportados 
(pela água, vento ou gravidade) e acumulados em determinado local (os depósitos). Os 
sedimentos químicos são mais raros, e se formam pela precipitação de substâncias. 
Os sedimentos podem adquirir variados graus de consolidação e dureza, 
dependendo do material que une os fragmentos, que atua como uma cola e é chamado de 
cimentante. Sílica, óxidos de ferro, carbonatos, etc, são exemplos de agentes cimentantes 
de rochas. 
 
As rochas METAMÓRFICAS são formadas pela ação de altas temperaturas e 
pressões atuando sobre rochas pré-existentes (magmaticas, sedimentares ou metamorficas). 
Este processo é chamado de metamorfismo e sua principal característica é imprimir às 
rochas um aspecto de orientação, de estratificação. 
O ambiente em que a maioria das rochas se formam é muito diferente do ambiente 
na superfície do planeta. Enquanto as rochas se formam em ambientes com temperatura e 
pressão elevadas e constantes, em ausência de luz, organismos, ventos, etc. , quando são 
expostas na superfície do planeta, encontram condições bem diferentes: temperaturas e 
pressões menores, porém com grande variação ao longo do dia e noite e das estações do 
ano, presença de organismos, variação de umidade, presença de luz, etc. O conjunto destes 
 
fatores é chamado de INTEMPÉRIES, e por isso sua ação sobre as rochas expostas, 
desagregando-as e desestruturando-as, é chamado intemperismo. 
 
 
 
2. INTEMPERISMO FÍSICO 
 
 O intemperismo físico é composto pelos processos que levam a fragmentação da 
rocha, sem modificação significativas em sua estrutura química ou mineralógica. Estas 
quebras podem se dar por vários processos: 
 
 a) Variação de temperatura: as rochas são compostas por diversos minerais, que 
se dilatam e contraem de maneira diferente.. Quando vários minerais estão unidos na massa 
da rocha e são submetidos à variações de temperatura, se dilatam e contraem em direções e 
com intensidades diferentes. Este fenômeno cria tensões no corpo da rocha, levando à 
fadiga do material e seu fraturamento. Nas rochas máficas (de coloração escura, como o 
basalto) este processo é ainda mais intenso devido à maior absorção de calor. 
 
 b) Crescimento de raízes: espécies pioneiras arbustivas e arbóreas podem exercer 
grandes pressões sobre as rochas, através do crescimento das raízes entre as fendas. 
Exemplos típicos desta força são os danos causados pelas raízes de algumas árvores ao 
calçamento e às fundações das construções. 
 
 c) Gelo: apesar de não ser comum no clima atual do Brasil, a formação de gelo na 
água acumulada em fendas nas rochas também pode levar à sua fragmentação. A água no 
estado sólido ocupa um volume 10 % maior que no estado líquido. 
 
d) Precipitação de sais: de maneira semelhante, o acúmulo de porções de água 
ricas em sais em frestas e fendas na rocha, podem ocasionar seu fraturamento quando a 
água evapora e os sais começam a se cristalizar. 
 
 O aumento de Área Superficial Específica (ASE) é a maior contribuição do 
intemperismo físico para o avanço do intemperismo químico e a pedogênese. 
 
 
3. INTEMPERISMO QUÍMICO 
 
 O intemperismo químico é o conjunto de reações que levam à modificação da 
estrutura dos minerais que compõem a rocha. Na natureza, é praticamente impossível 
separar o intemperismo físico do intemperismo químico, já que ocorrem quase 
simultaneamente. O intemperismo químico, entretanto, torna-se mais acelerado à medida 
 
em que o intemperismo físico avança, devido ao aumento de área superficial específica 
(ASE) dos minerais. 
 Assim como o intemperismo físico, o químico ocorre porque as condições ambiente 
na superfície da crosta são bastante diferentes daquelas onde os minerais se formam. Os 
arranjos cristalinos das estruturas mineralógicas estão sempre tendendo para uma situação 
de maior equilíbrio com o ambiente. Entretanto, mesmo quando estas diferenças são muito 
grandes, estas reações ocorrem em uma velocidade bastante lenta, do ponto de vista 
humano. 
 As principais reações são: 
 
 
 a) HIDRATAÇÃO:É a primeira reação a ocorrer, não mudando a estrutura do mineral, mas servindo 
como um pré requisito para a hidrólise, daí sua importância. 
 
CaSO4 + H2O  CaSO4.2H2O 
(anidrita) (gipsita) 
 
 
 b) SOLUÇÃO: 
 
 É a reação através da qual os íons das estruturas cristalinas passam para a solução, 
gerando perdas e ganhos locais. O depósito final destes íons é o oceano, mas seu acúmulo 
em algum local neste trajeto (que pode durar séculos) pode gerar depósito geológicos, como 
as minas de potássio em Shaskatown, no Canadá. 
 
 c) HIDRÓLISE: 
 
 É a reação do H
+1
 
e o OH
-1
 da dissociação da água com os minerais, rompendo as 
ligações silício/metais da sua estrutura. O H
+1
 substitui o metal, colapsando a estrutura e 
desintegrando-a. É uma reação tão importante para silicatos e carbonatos, que baseado na 
intensidade desta reação no solo, associado com a lixiviação, são propostos três estádios de 
dessilicação. Estes estádios são usados como indicadores do grau de intemperismo que 
determinado solo sofreu. São eles: 
 
1) DESSILICAÇÃO fraca: Típica de ambientes com drenagem lenta, impedida, podendo 
existir aporte de silício por fluxos laterais. Os argilominerais predominantes são do tipo 2:1. 
 
É frequente em regiões semi-áridas. No Rio Grande do Sul ocorre na região da campanha, 
originando Vertissolos. 
 
2) DESSILICAÇÃO média: É a mais frequente nos trópicos, originando solos 
cauliníticos, predominando, portando, minerais 1:1. É a que predomina nos solos gaúchos 
com aptidão para agricultura. 
 
3) DESSILICAÇÃO forte: a DESSILICAÇÃO e LIXIVIAÇÃO são bastante intensas, ou 
atuaram durante um longo tempo sem que houvesse um rejuvenescimento do solo pelo 
aporte de material. Os argilominerais predominantes são a Gibsita (óxido de Alumínio) e 
Hematita e Goethita (óxidos de Ferro). É típico no Brasil central, originando Latossolos 
gibbsíticos. 
 
 d) OXIDAÇÃO E REDUÇÃO: 
 
 É o processo de transferência de elétrons, onde o íon receptor de elétrons é 
reduzido (porque têm seu número de oxidação diminuído) e o que doa o elétron é oxidado. 
Sua importância em solos se refere principalmente ao Ferro e Manganês, no caso da gênese, 
e o Nitrogênio, para a fertilidade. Em situações particulares, como descarte de resíduos em 
solos, outros elementos também são o importantes, como o Cromo. A importância se deve à 
mudança de comportamento do íon com a alteração do número de oxidação. Assim, o Fe
+2
 
(íon ferroso) é muitíssimo mais solúvel que o Fe
+3
 
(íon ferríco), e pode ser removido do 
ambiente por solução. Nos minerais primários, o Fe encontra-se geralmente reduzido 
(Fe
+2
), e sua oxidação pode causar a desestruturação do mineral. 
 
 
 e) COMPLEXAÇÃO: 
 
 É a ligação de um íon metálico com um composto orgânico, podendo aumentar a 
solubilidade do metal. Quando o composto se liga ao metal formando um anel, chama-se 
QUELATO (do grego KELA = pinça). Este último tipo de ligação também aumenta a 
solubilidade do metal. Os compostos orgânicos resultantes do metabolismo anaeróbios são 
os mais abundantes em moléculas formadores de quelatos, favorecendo a saída da de metais 
no ambiente. 
 
 
 
 
 
4. INTEMPERISMO BIOLÓGICO 
Neste tipo os processos de intemperismo são causados por organismos. O papel dos 
organismos é determinado pela sua capacidade de assimilar vários elementos da rocha em 
processo de alteração e, de produzir em seu metabolismo agente químicos, como por 
exemplo, os ácidos orgânicos. 
Os primeiros estágios de decomposição biológica de rochas são associados com 
microorganismos (fungos e bactérias) que “preparam” a rocha para o ataque químico 
seguinte promovido por liquens, algas e musgos, sendo os últimos estágios associados com 
vegetais superiores. Os restos orgânicos de animais e plantas são atacados por 
microorganismos, sendo que, na ausência de oxigênio aqueles vão constituir um complexo 
orgânico conhecido como húmus. O húmus vai atuar como um ácido orgânico fraco, 
favorecendo a decomposição de silicatos por deslocamentos de cátions. 
 
UNIDADE IX: 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. 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 a 
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 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, 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); as 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 a 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) eultramáficas (>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 3.7 é apresentada uma classificação simplificada das rochas ígneas, 
indicando a origem, a textura, o teor de sílica, a cor e a composição mineralógica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tabela 3.7. Classificação das rochas ígneas conforme a origem, composição mineralógica e o teor 
de sílica. 
 
 Composição mineralógica 
 
Feldspato K
Quar
tzo Plagioclásio
Piroxênio
AnfibólioBiotita
Olivina
 Origem Textura 
Extru- 
sivas 
Piroclástica (explosiva) Tufo (gr. média e/ou fina) / brecha (gr. grossa) vulcânica 
Vítrea (resfriam. m. rápido) Obsidiana (maciça) / Púmice (porosa) 
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 
 63 52 45 
 Mg-Fe 
 Na+K 
 
Ca Ca 
 
 
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 3.8). 
 
 
 Tabela 3.8 Classificação simplificada das rochas sedimentares, levando em conta a origem, a 
composição mineralógica e outras características. 
 
Tipo Granulação Componentes Nome 
C
L
Á
S
T
IC
A
S
 
Grossa (> 
2mm) 
Fragmentos arredondados Conglomerado 
Rudáceas 
Fragmentos angulares Brecha 
Média 
(1/16 – 2 mm) 
Qz, <25% Fd Arenito 
Arenáceas 
Qz, >25% Fd Arcósio 
Qz, <25% FR Arenito lítico 
>25% Finos, Qz, FR, Fd Grauvaca 
Fina 
(1/256 – 1/16 mm) 
Qz e argilominerais Siltito 
Argiláceas ou 
Pelíticas Muito fina 
(< 1/256 mm) 
Qz e argilominerais Argilito 
Qz e argilominerais com fissilidade Folhelho 
Q
U
ÍM
IC
A
S
 
Fina a 
grossa 
Calcita, aragonita Calcário Podem ser em 
parte clásticos e 
orgânicos Dolomita, calcita Dolomito 
Fina a 
criptocristalina 
Qz, opala, calcedônia Sílex Podem ser em 
parte orgânicos Apatita, colofana Fosforito 
Fina a grossa 
Halita, silvita, gesso, magnesita Evaporitos 
Hematita, siderita, pirita Rochas ferruginosas 
O
R
G
Â
N
IC
A
S
 
Fina Opala (carapaças silicosas) Diatomitos 
 
Detritos 
vegetais 
humificados 
55-65% carbono Turfa 
Rochas 
Carbonosas 
65-75% carbono Linhito 
75-90% carbono Carvão 
>90% carbono Antracito 
Folhelho + hidrocarbonetos 
Folhelho 
betuminoso 
 Rochas 
Oleígenas 
Hidrocarbonetos 
Sólido Asfalto 
Líquido Petróleo 
Gasoso Gás natural 
 Qz: quartzo; Fd: feldspato; FR: fragmentos de rochas 
 
 
. 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 
(Tabela 3.9). 
 
Tabela 3.9. 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 
F
O
L
IA
D
A
S
 
C
o
m
 x
is
to
si
d
ad
e 
Muito 
fina 
C
l
o
r
i
t
a
M
u
s
c
o
v
i
t
a
B
i
o
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Q
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P
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)
(
c
l
á
s
t
i
c
o
)
(
c
l
á
s
t
i
c
o
)
 
Ardósia (1) 
Sedimentares 
pelíticas (1) 
e 
Ígneas 
Básicas (2) 
M
et
am
o
rf
is
m
o 
R
eg
io
n
al
 
T
em
p
er
at
u
ra
 
 
P
re
ss
ão
 o
ri
en
ta
d
a Fina Filito (1) 
Média a 
grossa 
Xisto (1, 2) 
Bandas 
claras e 
escuras 
Média a 
grossa 
Gnaisse 
(para-) (1) 
(orto-) (2,3) 
Granitos (3) 
N
Ã
O
 F
O
L
IA
D
A
S
 
H
o
m
o
g
ên
ea
 
Grossa Variada (conforme a origem) 
Meta-
conglomerado 
Conglomerado 
Metamorfismo 
regional ou de 
contato 
 
temp. e pressão 
variáveis 
Média a 
grossa 
Quartzo Quartzito Arenito 
Fina a 
grossa 
Calcita e/ou dolomita Mármore Calcário 
Plagioclásio e anfibólio Anfibolito Ígneas básicas 
Rocha pelítica c/porfiroblastos 
de cordierita e andalusita 
Hornfel Variada 
Met. Contato, 
baixa pressão 
Bandas Média a 
grossa 
Quartzo, feldspato, granada 
e/ou piroxênio 
Granulito Variada 
Alta temp. 
e pressão 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
UNIDADE X: NOÇÕES BÁSICAS DE GEOLOGIA 
 
1. ESTRATIGRAFIA E TEMPO GEOLÓGICOA 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 (Tabela 3.10) de 
forma absoluta, permitindo a amarração dos diversos eventos geológicos e da estratigrafia das 
rochas de uma determinada região. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tabela 3.10. Escala geológica do tempo (em milhões de anos). 
 
 Época Período Era Eon 
 
Recente 
Quaternário 
C
en
o
zó
ic
o
 
F
an
er
o
zó
ic
o
 
Homem, glaciações no Hemisfério Norte 0,01 
Pleistoceno 
1,6 
Plioceno 
Terciário 
 
5,3 
 
Mioceno 
 
24,0 
 
Oligoceno 
 
37,0 
 
Eoceno 
 
57,0 
Mamíferos 
Paleoceno 
 
66,0 
 
 
Cretáceo 
M
es
o
zó
ic
o
 
Angiospermas, abertura Oceano Atlântico 
144 
 
Jurássico Apogeu dos dinossauros e primeiras aves 
208 
 
Triássico Dinossauros 
245 
 
Permiano 
P
al
eo
zó
ic
o
 
 
 
286 
 
Carbonífero Anfíbios 
360 
 
Devoniano Insetos 
408 
 
Siluriano Plantas terrestres 
 
438 
 
Ordoviciano Peixes 
 
505 
 
Cambriano 
 
 
570 Crustáceos e corais 
 
P
ro
te
ro
zó
ic
o
 
 
 
 
 
2500 
 
 
A
rq
u
ea
n
o
 
 Bactérias e algas verde-azuladas 
 
 Rochas mais antigas 
 
 
 
2. GEOLOGIA DO RIO GRANDE DO SUL 
 
 O estado do Rio Grande do Sul apresenta quatro grandes províncias geomorfológicas 
(Figura 3.2), relacionadas a origens geológicas distintas. 
 
 O Escudo Sulriograndense, localizado na parte centro-sul do estado, apresenta as rochas 
mais antigas, com idades que vão desde o cambriano até provavelmente o arqueano, 
distribuídas em relevos ondulados a forte ondulados desde aproximadamente 100m até 400m 
de altitude, representando o embasamento cristalino. 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 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 Sulriograndense. Apresenta relevos ondulados a suave ondulados (coxilhas) e 
altitudes médias entre 40 e 100m. 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. 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, 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 (Formações 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 
a fluvial (Formação Rosário do Sul: arenitos, siltitos e argilitos) e após a desértico (Formação 
Botucatu: arenitos eólicos) no período Jurássico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CONVENÇÕES 
 
Planície Costeira 
 
Planalto 
 
Depressão Central 
 
Escudo Sul-Rio-Grandense 
 
 
Figura 3.2. Províncias geomorfológicas do estado do Rio Grande do Sul (Carraro et al., 1974). 
 
 
 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 1000m, gradualmente caindo até menos de 100m na porção oeste do estado, na zona da 
Campanha. Essa manifestação vulcânica de grande porte, datada do Cretáceo, interrompeu a 
sedimentação da Bacia do Paraná, tendo sua origem conexão com a abertura do Oceano 
Atlântico e 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, 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 700-800m. Por outro lado, na parte oeste do estado predominam as rochas 
basálticas. 
 A Planície Costeira, situada em cotas baixas (menos de 40m de altitude), é formada por 
sedimentos inconsolidados (areias, silte e argilas) do período Quaternário. Sua sedimentação é 
de ambiente costeiro sob influência de eventos de transgressão e regressão marinhas, 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 bem maior, chamada Bacia de Pelotas, originada com a separação do Gondwana e 
formação do Oceano Atlântico. Seus sedimentos atingem a espessura de 8000m na parte mais 
espessa e sua área se estende até aproximadamente a isóbata de 200m.