GEOMORFOLOGIA DINÂMICA

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Geomorfologia Dinâmica Apostila – Prof. Jorge 
 
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GEOMORFOLOGIA DINÂMICA 
 A superfície terrestre não é plana nem uniforme em toda a sua extensão. Ao contrário, 
caracteriza-se por elevações e depressões de diferentes formas (horizontais ou tabulares, convexa, 
côncavas, angulares e escarpadas) que constituem seu relevo. A Geomorfologia é a ciência que estuda as 
formas de relevo, sua gênese, composição (materiais) e os processos que nelas atuam. 
 O relevo da superfície terrestre é o resultado da interação da litosfera, atmosfera, hidrosfera e 
biosfera, ou seja dos processos de troca de energia e matéria que se desenvolvem nessa interface, no 
tempo e no espaço. No espaço, o relevo varia da escala planetária (continentes e oceanos) à continental 
(cadeias de montanhas, planaltos, depressões e grandes planícies) e à local (escaras, morros, colinas, 
terraços, pequenas planícies etc.) No tempo, sua formação varia da escala geológica àquela do homem. 
 A Geomorfologia está dividida por áreas, são elas: 
* Geomorfologia Sintética – estudo dos diferentes tipos morfológicos resultantes 
* Geomorfologia Dinâmica – estudo dos processos que dão origem às diferentes formas de relevo: 
processos internos (endógenos) + processos externos (exógenos). 
* Geomorfologia Climática – estudo da relação da diferentes formas de relevo com o clima 
 O presente trabalho tem por objetivo apresentar a Geomorfologia Dinâmica, suas aplicações, e 
seus objetos de estudo. 
 A morfogênese refere-se à origem e ao desenvolvimento das formas de relevo, as quais são 
resultantes da atuação dos processos endógenos e exógenos. 
 Os processos endógenos têm origem no interior da Terra e manifestam-se por meio dos 
movimentos sísmicos, do vulcanismo, do magmatismo intrusivo e do tectonismo. 
Os processos exógenos são movimentos externos que atuam na superfície da Terra destruindo elevações, 
construindo formas e preenchendo depressões. Eles englobam o intemperismo físico (fragmentação das 
rochas), químico e bioquímico (decomposição das rochas); a erosão (ou denudação), que se refere à 
remoção do material intemperizado; a acumulação, o material removido e o transportado pela erosão é 
depositado. 
 Os agentes dos processos exógenos são a água e o gelo (ação mecânica e química), o vento, a ação 
da gravidade, as alterações de temperatura, os organismos(fauna e flora) e o homem. 
Intemperismo 
 Processo de alteração das rochas por fragmentação (intemperismo físico) e decomposição 
(intemperismo químico e biológico). O intemperismo ocorre quando as rochas, expostas à energia solar, 
à água pluvial e fluvial, ás ondas, ao gelo e ao vento, são submetidas as novas condições de pressão, 
temperatura e umidade. Dos três grandes grupos de rochas (ígneas ou magmáticas, metamórficas e 
sedimentares), as de origem magmáticas e metamórfica constituem 95% do volume total da crosta 
superior da Terra, mas ocupam apenas 25% de sua superfície. 
 As rochas sedimentares (e metassedimentares) ocupam apenas 5% do volume, mas cobrem 75% 
da superfície da crosta. A resistência das rochas ao intemperismo está relacionada principalmente com o 
seu grau de coesão. O material decomposto (intemperizado), localizado sobre a rocha matriz, que não 
sofreu transporte nem processo de edafização, é denominado regolito. 
 O solo é a camada superficial da crosta terrestre suficientemente intemperizada por processos 
físicos, químicos e biológicos (pedogênese) para suportar o crescimento das plantas com raízes. Sua 
espessura pode variar de alguns centímetros a vários metros. Os perfis dos solos desenvolvidos 
compreendem três horizontes principais: A, B, C, o último dos quais corresponde ao regolito. 
 
 Erosão 
 Esse termo engloba a remoção e o transporte de material intemperizado. Os tipos de processos 
erosivos mais importantes, principalmente em áreas de clima tropical úmido, como ocorre em grande 
parte do Brasil, são: erosão pluvial, resultante da ação da água da chuva, erosão fluvial gerada pela ação 
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das águas dos rios e movimentos de massa que é o desprendimento e transporte de solo e/ou material 
rochoso vertente abaixo, pela atuação da gravidade e da água, basicamente. O deslocamento do material 
ocorre em diferentes escalas e velocidade, variando de lento (rastejamento) a movimentos rápidos, 
deslizamentos e tombamentos. 
 Parte da água da chuva cai diretamente no solo, outra é interceptada pela cobertura vegetal, 
podendo retornar à atmosfera pela evaporação ou chegar ao solo. A parte da água do ciclo hidrológico 
que chega ao solo diretamente pelo impacto das gotas, ou indiretamente, após ser interceptada pela 
vegetação, é a que vai participar da erosão pluvial. 
 De acordo com Guerra, Silva e Botelho (1999), o processo erosivo realizado pela ação da água 
pluvial, pode ser dividido nos seguintes estágios: 
Salpicamento (splash): ocorre a partir do momento em que as gotas de chuva batem no solo e podem 
causar a remoção ou ruptura dos agregados, selando o topo do solo, e a conseqüente formação de crostas. 
 Formação de poças (ponds): poças são formadas na superfície (nas pequenas depressãoes) à 
medida que o solo torna-se saturado com a infiltração da água. È o estágio que antecede o escoamento 
superficial. 
 Escoamento superficial (runoff): è o responsável pelos processos erosivos de superfície. A água 
que se acumula nas depressões do terreno começa a escoar pelas vertentes quando o solo está saturado, e 
as poças não conseguem mais conter a água. 
 Inicialmente o fluxo é difuso, provocando a erosão laminar. O fluxo linear é o estágio seguinte, 
quando começa uma concentração do fluxo de água. O desenvolvimento de microrravinas é o terceiro 
estágio da evolução do escoamento superficial. O quarto estágio é a formação de microrravinas com 
cabeceiras. As ravinas tendem a evoluir por meio de bifurcações em pontos de ruptura (knickpoints), e 
novas ravinas são formadas. 
profundidade, são denominadas voçorocas 
 
 Finalmente, as ravinas podem evoluir para processos erosivos de maior proporção: as voçorocas. 
De acordo com o Instituto de Pesquisas Tecnológicas – IPT (1989), até 50 cm de largura e profundidade 
são consideradas ravinas, acima de 50cm de largura e 
 As cabeceiras de drenagem e mananciais são áreas particularmente suscetíveis à erosão. 
 As voçorocas tendem a se estabelecer nessas áreas, onde ocorre a denominada erosão regressiva 
ou remontante. 
 A erosão por ravinas e voçorocas é causada por vários mecanismos que atuam em diferentes 
escalas temporais e espaciais. Derivam de rotas de fluxos de água que podem ocorrer na superfície: 
escoamento subsuperficial. 
 O escoamento subsuperficial refere-se ao movimento lateral da água na subsuperfície, nas 
camadas superiores do solo. Ele controla o intemperismo e afeta diretamente a erodibilidade dos solos, 
influenciando no transporte de minerais em solução. 
Quando o escoamento ocorre em fluxos concentrados, em túneis ou dutos, ele provoca o colapso da 
superfície situada acima, resultando na formação de voçorocas. 
 
 Erosão fluvial 
 Os rios são poderosos agentes geomorfologicos capazes de erodir, transportar e depositar 
sedimentos. Todo material erodido pelo rio e por ele transportado compõe a sua carga, que pode ser 
dissolvida, em suspensão e do leito. A carga dissolvida é formada pelos íons e moléculas derivados do 
intemperismo químico e da decomposição dos componentes biogênicos presentes na água. 
 A composição da carga dissolvida depende de vários fatores ambientais, entre os quais, clima, 
geologia, relevo e cobertura vegetal da bacia em que se insere o rio. Rios alimentados por água que 
atravessam pântanos, em geral, são ricos emsubstâncias orgânicas dissolvidas. 
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 A carga em suspensão consiste de partículas sólidas, orgânicas e inorgânicas. A partículas 
inorgânicas em suspensão geralmente são formadas por siltes e argilas, cuja dimensão e peso permitem 
que sejam mantidos suspensos pela turbulência e pelos vórtices. 
 Partículas de areia também podem ser mantidas em suspensão por correntes fortes, por pequenos 
períodos de tempo. 
 A erosão dos canais e leitos fluviais pode ocorrer por meio de três diferentes processos: corrosão, 
abrasão e cavitação. 
 O processo de corrosão se dá por intemperismo químico resultante do contato da água com o 
canal e o leito fluvial. O processo de abrasão representa a ação mecânica da água que ao se mover sobre o 
leito e dentro do canal, remove as camadas já intemperizadas. 
 O processo de cavitação ocorre em canais cujas correntes estão sujeitas a grande velocidade, tais 
como nos trechos de corredeiras e quedas d’água. Nesse processo a ação erosiva se dá pela ação de ondas 
produzidas por bolhas formadas pelas mudanças de pressão no volume de água. 
 Os rios podem erodir seus canais verticalmente, aprofundando o talvegue, ou lateralmente, 
alargando o canal. O processo de aprofundamento do canal é denominado erosão vertical e o de 
ampliação da largura do leito, erosão lateral. 
 A erosão vertical dos canais aluviais ocorre quando há a remoção de areias e cascalhos do leito 
fluvial. Nos canais escavado sem rochas, a erosão vertical ocorre pela abrasão imposta pela carga do leito. 
 A erosão lateral ocorre quando as margens do canal são removidas, geralmente por solamento 
basal e colapso. 
 
Movimento de Massa 
 Os desastres naturais constituem hoje um dos grandes problemas socioeconômicos do mundo. 
Dentre os fenômenos que mais se destacam, podemos citar os terremotos, as inundações e os 
movimentos de massa. 
 O Brasil, devido às condições climáticas com intensas chuvas de verão e geomorfólogicas, com 
grandes maciços montanhosos, está muito suscetível à ocorrência dos movimentos de massa. Além da 
frequência elevada desses movimentos, em razão das condições naturais, ocorre também um grande 
número de acidentes associados a atuação antrópica nas vertentes. 
 Com relação às atividades antrópicas em áreas urbanas, a que mais preocupa é a ocupação 
irregular das encostas, com o consequente desmatamenteo e o corte de taludes, propiciando uma maior 
suscetibilidade à ocorrência dos movimentos de massa. 
 Os movimentos de massa podem ter diversas classificações, devido à grande variedade de 
materiais, processos e fatores condicionantes apud (Fernandes; Amaral, 1996). De acordo com Selby 
(1993), as classificações seguem como critérios de diferenciação: o tipo de material mobilizado, a 
velocidade e o mecanismo do movimento, o modo de deformação, a geometria da massa movimentada e 
o conteúdo de água. 
 Entre as diferentes classificações, podemos destacar as propostas por Sharpe (1938), Carson e 
Kirkby (1972), Varnes (1978) e Sassa(1989). No Brasil, destacam-se as desenvolvidas por Guidicini e 
Nieble (1984) e IPT (1991), que classificam os movimentos de massa em: quedas de blocos, subsidências, 
escorregamentos (translacionais e rotacionais) e escoamentos (rastejos e corridas). 
 As quedas de blocos podem ser divididas em quedas de rocha ou de solo. São movimentos rápidos 
em queda livre pela ação da gravidade e típicos de áreas muito íngremes (Guidicini; Nieble, 1984). Nas 
áreas onde esse tipo de movimento ocorre, normalmente existe a presença de fraturas nos paredões 
rochosos ou há um desgaste na base da encosta, o que provoca a queda superior do bloco. Além disso, 
descontinuidades e/ou alívios de tensão poderão ocasionar quedas. 
 As subsidências são movimentos em que o deslocamento da massa normalmente é vertical, com 
uma componente horizontal nula ou praticamente. Esse fenômeno pode ter origem natural (epirogenia e 
falhamentos) ou antrópica, pela retirada de material subterrâneo, como: água, petróleo, gás e minério. 
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 Os escorregamentos caracterizam-se como processos que ocorrem de forma rápida, com um 
plano de ruptura definido, o qual separa o material escorregado do não movimentado. Eles podem ser 
divididos em dois tipos; os rotacionais e os translacionais. 
 Os escorregamentos rotacionais são caracterizados por possuírem uma superfície de ruptura 
curva, côncava, que desloca normalmente uma grande quantidade de material de forma rotacional. Esse 
tipo de escorregamento está muito vinculado a regiões com formações de pacotes de solo bem 
desenvolvidos. Seu início, muitas vezes, vincula-se ao desgaste natural da base da encosta, devido ao 
sistema fluvial ou, então, ao desenvolvimento de condições artificiais, como por exemplo, o corte da 
encosta para a construção de estradas. 
 Os escorregamentos translacionais são caracterizados por apresentarem, um plano de ruptura 
abrupto, bem definido, planar, e por serem um movimento de curta duração. 
Esses movimentos ocorrem durante chuvas intensas, quando é elevada a poro-pressão em uma 
 superfície de descontinuidade. A poro-pressão positiva da água no plano de ruptura altera a 
estabilidade da encosta, reduzindo a tensão cisalhante do solo e a tensão normal. A ruptura ou a 
instabilidade da encosta vão depender de equilíbrio entre as forças estabilizadoras e desestabilizadoras. 
 Os escoamentos são movimentos contínuos e não apresentam necessariamente uma superfície 
definida. Eles podem ser divididos de acordo com sua velocidade, em lentos (rastejo) e rápidos (corrida 
de massa) 
 Os rastejos são movimentos muito lentos e contínuos, que ocorrem nas vertentes, sem limites 
definidos. Podem envolver grande quantidade de material, cuja movimentação normalmente é 
provocada pela ação da gravidade. 
 As corridas de massa são caracterizadas por movimentos rápidos, nos quais, os materiais se 
comportam como fluidos altamente viscosos. Esses movimentos mobilizam um expressivo volume de 
material (inclusive grandes blocos de rochas) em um curto período de tempo, com grande velocidade e 
capacidade de transporte, o qual alcança grandes distâncias. Esse tipo de movimentos ocorre, em geral, 
em locais onde há uma abundância de material facilmente mobilizável por meio da adição de água. Essas 
condições são comumente encontradas especialmente nos setores côncavos das encostas. 
 
 Acumulação 
 Refere-se a deposição do material removido e transportado pelos agentes da erosão. 
 As principais feições de relevo resultantes da acumulação da água pluvial são os tálus e os cones 
de dejeção. 
 O tálus é formado de fragmentos de rochas removidos e depositados na base da vertente, 
resultantes de movimentos de massa antigos, e serve de fonte para novos movimentos de massa quando 
desestabilizados, principalmente por elevada pluviosidade. 
maior competência do fluxo 
 
 O cone de dejeção é um depósito de material detrítico grosseiro na base da vertente. Resultante 
de escoamento concentrado em canais temporários ou por torrentes, tem forma cônica, abrindo em leque 
para a jusante, e o eixo é coincidente com a linha de Com base na morfogênese, as formas de relevo são 
classificadas de acordo com os processos que lhes deram origem. Desse modo, as formas de relevo 
podem ser de origem: estrutural (tectônica), vulcânica, denudacional, fluvial, lacustre, marinha, glacial, 
eólica, cárstica, biológica e antropogênica. 
 Há cerca de 4,5 bilhões de anos, os gases e a poeira que constituiriam o sistema solar começaram, 
pela força da gravidade, a se separar e se aglutinar, formando os planetas e o Sol. Posteriormente (4 
bilhões de anos), formou-se, peladiferenciação dos elementos mais pesados, o núcleo da Terra, com 
3.700Km de diâmetro, constituído predominantemente por ferro e níquel. 
Ao seu redor, desenvolveu-se o manto, com espessura de 2.900 km, constituído predominantemente por 
silício e magnésio. Finalmente, há cerca de 3,7 bilhões de anos, solidificou-se a crosta, uma camada 
superficial cobrindo todo o planeta. A crosta diferenciou-se em oceânica (ou simática), com cerca de 7 
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km de espessura e composição predominantemente basáltica, e continental (ou siáltica), com 30 km – 40 
km de espessura média e formada por rochas félsicas e ultamáficas. 
 As crostas oceânica e continental, com a parte superior do manto, formam uma camada rígida 
com 100km a 350 km de espessura, denominada litosfera. Abaixo, ainda no manto superior, ocorre a 
astenosfera, que apresenta condições de temperatura e pressão que permitem certa mobilidade das 
placas em escala do tempo geológico. 
 Uma placa tectônica é uma porção de litosfera limitada por zonas de convergência, zonas de 
subducção e zonas conservativas. Atualmente, a Terra tem sete placas tectónicas principais e muitas mais 
sub-placas de menores dimensões. 
 Segundo a teoria da tectónica de placas, as placas tectónicas são criadas nas zonas de divergência, 
ou "zonas de rifte", e são consumidas em zonas de subducção. É nas zonas de fronteira entre placas que 
se regista a grande maioria dos terramotos e erupções vulcânicas. São atualmente reconhecidas 52 placas 
tectónicas, 14 principais e 38 menores. 
 Limites convergentes, zonas de convergência ou limites destrutivos são áreas de convergência das 
placas tectónicas que passam a se tangenciar como consequência de movimentos convergentes 
horizontais que ocorrem entre si denominados de movimentos orogénicos (do grego oros: montanha e 
gene: criação); tais movimentos ocorrem em virtude da diferença de calor e pressão que ocorre na 
astenosfera fazendo com que as placas, que sobre ela flutuam, se movam. 
 Como resposta ao atrito em tais áreas, verifica-se não só uma profunda instabilidade sísmica 
como também, em muitas vezes, a presença de fendas inter-tectónicas que possibilitam o 
extravazamento de magma (astenosfera) para o meio externo. 
 
 Tipos de limites convergentes 
 Os limites convergentes entre diferentes placas tectónicas podem ocorrer em três situações 
distintas. Num limite oceânico-oceânico, a convergência dá-se entre duas porções de crosta oceânica; se 
é um limite oceânico-continental, a convergência dá-se entre uma zona da crosta oceânica e uma zona da 
crosta continental; por último, o limite continental, ocorre convergência entre duas porções de crosta 
continental. 
 
 Limite oceânico-oceânico 
 Quando duas zonas da crusta oceânica convergem ocorre geralmente subducção da fracção mais 
densa (correspondente à mais antiga). A zona subductada é a primeira a sofrer metamorfismo devido aos 
elevados aumentos de pressão e temperatura. Como nesta situação a pressão aumenta mais rapidamente 
que a temperatura, o principal mecanismo de metamorfização é a desidratação, que resulta na libertação 
de fluidos. Estes fluidos ascendem ao manto não subductado onde vão contribuir para um aumento da 
pressão, que vai diminuir o ponto de fusão dos peridotitos (rochas mantélicas, essencialmente 
constituídas por olivina, clino e ortopiroxena), que fundem parcialmente, originando magmas basálticos. 
 Durante a ascensão, o magma pode sofrer diferenciação e formar rochas ígneas de diferentes 
composições, desde básicas, intermédias e ácidas, embora estes casos sejam excepções, devido à pouca 
espessura da crusta oceânica, pelo que as rochas que aqui se encontram são geralmente básicas. Estes 
fenómenos de vulcanismo podem resultar na formação de ilhas oceânicas em arcos insulares, como é o 
caso do Japão. 
 
 Limite oceânico-continental 
 Quando a colisão ocorre entre uma placa oceânica e uma placa continental, geralmente a placa 
oceânica (mais densa) mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção. Tal como 
no caso anterior, existe metamorfismo de alta pressão e temperaturas intermédias, pelo que ocorre 
ascensão de fluidos que contribuem para a fusão parcial dos peridotitos originando, tal como no caso 
anterior, magmas basálticos. 
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 A crosta continental é bem mais espessa que a oceânica e, a quando a subducção, pode ocorrer 
dobramento da crosta continental que sofre um espessamento acompanhado por metamorfismo 
regional. Nas zonas mais profundas da crusta continental pode ocorrer fusão parcial, da qual resultam 
magmas graníticos. 
 Estes podem misturar-se com os magmas basálticos (formados a maior profundidade) e com os 
intermédios (formados por diferenciação magmática), pelo que nestas zonas pode existir uma grande 
diversidade química e litológica de vulcanismo e plutonismo (formação de rochas ígneas em 
profundidade). 
 Nestes limites formam-se arcos magmáticos continentais, ou arcos vulcânicos, ocorrendo sempre 
orogenia, como no caso dos Andes na América do Sul (encontro das Placa Sul-americana e a de Placa de 
Nazsca). 
 
 Limite continental-continental 
 Neste tipo de limite ocorre a colisão entre duas porções de crusta continental. Como ambas placas 
possuem baixa densidade não existe propriamente subducção (ou é mínima), juntando-se as duas placas 
que se dobram e deformam, ocorrendo invariavelmente orogenia. 
 À semelhança dos limites oceano-continente, todas as associações vulcânicas e plutónicas são 
possíveis, embora exista uma predominância de rochas graníticas. É este o processo que está na origem 
dos Himalaias, resultando da colisão das placas indiana e euroasiática. 
 
 Limite divergente 
 Um limite divergente ocorre em encontros de placas tectônicas que se movem em direções e 
sentidos opostos, sendo assim, há adição de material magmático à crosta terrestre neste ponto. Um 
exemplo de limite de placas divergente é o encontro entre a placa Sulamericana e a placa Africana no 
meio do Oceano Atlântico. O material adicionado forma o assoalho oceânico e provoca o afastamento das 
duas placas em questão. Este tipo de limite entre placas está muitas as vezes associado à dorsal meso-
oceânica. 
 A superfície do planeta Terra é constituída por irregularidades, que são chamadas de relevos. 
Existem irregularidades tanto no continente quanto no fundo dos oceanos, denominados 
respectivamente de relevo continental e submarino. O relevo é um dos elementos naturais que mais se 
destacam na paisagem, embora uns mais do que outros. Diante das afirmações, os tipos de relevo são: 
planaltos, cadeias de montanhas, depressões e planícies. 
 Planaltos: relevo constituído por irregularidades (de forma ondulada), grande parte dos casos 
localizados em altitudes superiores a 300 metros acima do nível do mar. São considerados planaltos: 
serras escarpas e chapadas. Um dos aspectos particulares desse tipo de relevo é que o mesmo libera 
sedimentos para as áreas mais aplainadas ou baixas, favorecendo o surgimento de depressões e de 
planícies. 
 Cadeias de montanhas: são formadas por um conjunto de montanhas que se encontram 
aglomeradas em uma região. As mesmas possuem grandes altitudes, bem superiores em relação aos 
outros tipos de relevos continentais, além de serem bastante acidentadas com encostas íngremes. Em 
razão dessa característica, as cadeias de montanhas sofrem freqüentemente com os processos erosivos 
proporcionados pela ação do vento, água e gelo. As cadeias de montanhas ou cordilheiras abastecem de 
sedimentos as áreas ao seu redor. 
 Depressões: relevo caracterizado pelo rebaixamento repentino do relevo, ou seja,corresponde a 
uma área com altitude mais baixa que as áreas que circundam. As depressões são classificadas em dois 
tipos: depressão relativa (que apresenta altitude mais baixa que as áreas ao redor, mas estão acima do 
nível do mar) e absoluta (se apresenta abaixo no nível do mar). As depressões geralmente são planas, em 
razão dos processos erosivos aos quais se sujeitaram ao longo de milhares de anos. 
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 Planícies: tipo de relevo caracterizado por apresentar uma superfície bastante plana, oriunda da 
sedimentação provocada por processos erosivos ocorridos em pontos mais elevados. É bom ressaltar que 
existem planícies em diversas altitudes, no entanto, a maioria se encontra em elevações modestas em 
relação ao nível do mar. 
 O ciclo das rochas representa as diversas possibilidades de transformação de um tipo de rocha em 
outro. As setas que interligam as rochas ígneas, sedimentares e metamórficas indicam processos 
relacionados à dinâmica geológica da crosta terrestre. 
 Os continentes se originaram ao longo do tempo geológico pela transferência de materiais menos 
densos do manto para a superfície terrestre. As rochas, uma vez expostas à atmosfera e à biosfera passam 
a sofrer a ação do intemperismo, através de reações de oxidação, hidratação, solubilização, ataques por 
substâncias orgânicas, variações diárias e sazonais de temperatura, entre outras. O intemperismo faz 
com que as rochas percam sua coesão, sendo erodidas, transportadas e depositadas em depressões onde, 
após a diagênese, passam a constituir as rochas sedimentares. 
A cadeia de processos de formação de rochas sedimentares pode atuar sobre qualquer rocha (ígnea, 
metamórfica, sedimentar) exposta à superfície da Terra. Devido à deriva dos continentes, as rochas 
podem ser levadas a ambientes muito diferentes daqueles onde elas se formaram. Qualquer tipo de rocha 
(ígnea, sedimentar, metamórfica) que sofra a ação de, por exemplo, altas pressões e temperaturas, sofre 
as transformações mineralógicas e texturais, tornando-se uma rocha metamórfica. Se as condições de 
metamorfismo forem muito intensas, as rochas podem se fundir, gerando magmas que, ao se solidificar, 
darão origem a novas rochas ígneas. 
 O ciclo das rochas existe desde os primórdios da história geológica da Terra e, através dele, a 
crosta de nosso planeta está em constante transformação e evolução. 
 
 Rochas ígneas 
 As rochas ígneas (do latim ignis, fogo), também conhecidas como rochas magmáticas, são 
formadas pela solidificação (cristalização) de um magma, que é um líquido com alta temperatura, em 
torno de 700 a 1200oC, proveniente do interior da Terra. 
 As rochas ígneas podem conter jazidas de vários metais (p. ex. ouro, platina, cobre, estanho) e 
trazem à superfície do planeta importantes informações sobre as regiões profundas da crosta e do manto 
terrestre. O tamanho dos cristais das rochas ígneas é, em geral, proporcional ao tempo de resfriamento 
do magma, isto é, quanto mais lenta for a cristalização de um magma, maiores são os cristais formados e 
vice-versa. 
 Magmas cristalizados a grandes profundidades no interior da crosta esfriam lentamente, 
possibilitando que seus cristais se desenvolvam até atingir tamanhos visíveis a olho nu (>> 1 m). Rochas 
ígneas deste tipo são denominadas rochas plutônicas (p. ex. granito). Nos vulcões, o magma (lava) atinge 
a superfície da crosta e entra em contato com a temperatura ambiente, resfriando-se muito rapidamente. 
Como a solidificação é praticamente instantânea, os cristais não têm tempo para se desenvolver, sendo 
portanto muito pequenos, invisíveis a olho nu (<<1mm). Rochas deste tipo são denominadas rochas 
vulcânicas (p. ex. basalto). 
 Quando o magma se cristaliza muito próximo à superfície, mas ainda no interior da crosta, o 
resfriamento é um pouco mais lento que o das rochas vulcânicas, permitindo que os cristais sejam 
visíveis a olho nu, embora ainda de tamanho pequeno (~1mm). Rochas deste tipo são denominadas 
rochas sub-vulcânicas (p. ex. diabásio). 
 
 Rochas sedimentares 
 As rochas sedimentares são o produto de uma cadeia de processos que ocorrem na superfície do 
planeta e se iniciam pelo intemperismo das rochas expostas à atmosfera. 
 As rochas intemperizadas perdem sua coesão e passam a ser erodidas e transportadas por 
diferentes agentes (água, gelo, vento, gravidade), até sua sedimentação em depressões da crosta 
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terrestre, denominadas bacias sedimentares. A 
transformação dos sedimentos inconsolidados 
(p. ex. areia) em rochas sedimentares (p. ex. 
arenito) é denominada diagênese, sendo 
causada por compactação e cristalização de 
materiais que cimentam os grãos dos 
sedimentos. As rochas sedimentares fornecem 
importantes informações sobre as variações 
ambientais ao longo do tempo geológico. Os 
fósseis, que são vestígios de seres vivos antigos 
preservados nestas rochas, são a chave para a 
compreensão da origem e evolução da vida. 
 A importância econômica das rochas 
sedimentares está em suas reservas de petróleo, 
gás natural e carvão mineral, as principais 
fontes de energia do mundo moderno. 
 As rochas sedimentares formadas pela acumulação de fragmentos de minerais ou de rochas 
intemperizadas são denominadas rochas clásticas ou detríticas (p. ex. arenito). Existem também rochas 
sedimentares formadas pela precipitação de sais a partir de soluções aquosas saturadas (p. ex. evaporito) 
ou pela atividade de organismos em ambientes marinhos (p. ex. calcário), sendo denominadas rochas 
não-clásticas ou químicas. 
 
Rochas metamórficas 
 As rochas metamórficas são o produto da transformação de qualquer tipo de rocha levada a um 
ambiente onde as condições físicas (pressão, temperatura) são muito distintas daquelas onde a rocha se 
formou. Nestes ambientes, os minerais podem se tornar instáveis e reagir formando outros minerais, 
estáveis nas condições vigentes. Como os minerais são estáveis em campos definidos de pressão e 
temperatura, a identificação de minerais das rochas metamórficas permite reconhecer as condições 
físicas em que ocorreu o metamorfismo. O estudo das rochas metamórficas permite a identificação de 
grandes eventos geotectônicos ocorridos no passado, fundamentais para o entendimento da atual 
configuração dos continentes. As cadeias de montanhas (p. ex. Andes, Alpes, Himalaias) são grandes 
enrugamentos da crosta terrestre, causados pelas colisões de placas tectônicas. As elevadas pressões e 
temperaturas existentes no interior das cadeias de montanhas são o principal mecanismo formador de 
rochas metamórficas. 
O metamorfismo pode ocorrer também ao longo de planos de deslocamentos de grandes blocos de rocha 
(alta pressão) ou nas imediações de grandes volumes de magmas, devido à dissipação de calor (alta 
temperatura). 
 
http://www.ebah.com.br/content/ABAAAAXLEAA/geomorfologia-dinamica 
 
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