Aulas de Geologia 2012

Esta é uma pré-visualização de arquivo. Entre para ver o arquivo original

*
Universidade Federal de Uberlândia
Instituto de Geografia
 
GEOLOGIA
1º Semestre de 2012
Professor:
Luiz Nishiyama
*
1 – INTRODUÇÃO A GEOLOGIA
1.1- Definições e conceituações
1.2- Breve histórico da geologia como ciência
1.3- Objetivos da disciplina
*
1.1 - Definições e conceituações
Termo GEOLOGIA:
do Grego Ge ou Geo = Terra Logos = Ciência ou pensamento A GEOLOGIA É A CIÊNCIA QUE ESTUDA A TERRA
*
Segundo Bubnoff (1959)
 “A principal diferença entre a geologia e demais ciências físicas e naturais reside no fato de que a geologia não só deve explicar as situações contemporâneas pelo estudo de processos atuais como também observar e apontar uma gênese, ou seja, uma investigação que se desenvolve no tempo, onde não se percebe as diferentes etapas por meio de observação direta”.
*
Bradley (1963)
 “Apesar de a geologia ser uma ciência derivada da Química, Física e Biologia, ela possui uma“espinha dorsal” ou um núcleo independente, que fornece suas qualidades distintivas e determina a sua forma particular de abordagem dos problemas”. 
Explica que: 
“De um extremo a outro dessa “espinha dorsal”, situa-se a linha do tempo ligando todos os eventos terrestres. A investigação da sucessão e inter-relação dos eventos, em conjunto com os processos geodinâmicos que operaram e continuam a operar no tempo geológico, constitui a Ciência da Geologia”.
*
Segundo Potapova (1968):
 “A geologia é uma ciência que investiga todos os processos naturais em suas inter-relações históricas (temporais). É a única dentre as ciência naturais que estuda os processos geológicos por meio de suas formas fixadas (registros geológicos) que atuaram em diferentes momentos do tempo pretérito. Os processos contemporâneos nada mais são do que um elemento no longo processo de evolução material da crosta terrestre”.
*
Segundo Amaral (1985):
“A geologia, assim como todos os ramos das ciências físicas e naturais, ocupa-se em observar, descrever, explicar e prognosticar o comportamento da natureza terrestre (forma, constituição, estrutura, processos e transformações e outras propriedades). No entanto, a geologia se particulariza no aspecto de uma perspectiva de evolução histórica da Terra, enquanto que as demais ciências estão interessadas na natureza atual e/ou no estabelecimento de propriedades universais, ou seja, naquelas propriedades que se manifestam sempre da mesma forma, em qualquer lugar e época (leis genéricas)”. 
*
1.2 – BREVE HISTÓRICO DA GEOLOGIA
O estudo da geologia (sentido amplo) iniciou-se com a utilização dos minerais.
A noção dos antigos gregos acerca dos conhecimentos geológicos era influenciada pelo local em que viviam.
TALES DE MILETO (663 -548 a.C.) acreditava que a água era o agente formador de toda a Terra.
ANAXÍMINES (m. em 480 a.C.) atribuía ao ar.
*
HERÁCLITO (576 – 480 a.C.) - o fogo seria responsável pela formação de todas as coisas.
ARISTÓTELES (384 – 322 a.C.) - em sua obra Meteorica interpretou os terremotos como fenômenos produzidos por fortes ventos dentro da terra, produzidos pelo calor do sol e ao calor interno da Terra. O escape desses ventos produziria as erupções vulcânicas.
ANAXÍMENES - atribuía a origem deste mesmo fenômeno ao desabamento de grandes blocos terra adentro.
*
SÊNECA (2 – 63 d.C.) - a fricção produzida pelos ventos internos determinaria o aumento da temperatura e, como conseqüência inflamaria os depósitos de enxofre e outros combustíveis, originando-se então os fenômenos vulcânicos.
 
ESTRABÃO (63 a.C – 20 d.C.) – geógrafo do princípio da nossa era:
Reconheceu o Vesúvio como um vulcão dormente. 
Afundamento e ressurgimento de ilhas, reconhecendo muito delas como vulcânicas.
*
DINÂMICA EXTERNA – maiores conhecimentos
HERÓDOTO (484 – 425 a.C.) 
Reconheceu o delta formado pela sedimentação do rio Nilo.
Descrição topográfica do baixo Nilo.
Observações sobre as rochas dos arredores e as compara com as das pirâmides.
ARISTÓTELES 
Reconhece a importância das montanhas na condensação das chuvas e acúmulo de neves.
Observou o fenômeno da sedimentação no Mar Negro.
*
PITÁGORAS ( séc. IV a.C.)
Afirmava que a terra convertia em mar e vice-versa.
 Relatou sobre a existência de fósseis no alto das montanhas. 
Comentou sobre a extinção e formação de fontes graças aos terremotos.
Atribuiu a submersão de terras à ação de terremotos. 
*
QUANTO A ORIGEM DOS FÓSSEIS
 
HERÓDOTO Interpretava a origem de numulites fossilizados encontrados nos calcários das pirâmides como sendo lentilhas petreficadas.
XANTO DE SARDIS (500 a.C.) dizia que os fósseis se formaram em regiões cobertas por antigos mares.
ARISTÓTELES em seu tratado De Respiratione dizia que muitos peixes viveram na terra
*
CAIO PLINIO SEGUNDO Além de escritor, um grande observador da natureza. Escreveu a obra História Natural com 37 volumes, destes, os 5 últimos volumes são dedicados ao reino mineral
*
IDADE MÉDIA – Pequeno progresso nas ciências geológicas
 
AVICENA (979 – 1073) - médico e filósofo árabe e profundo conhecedor da filosofia aristotélica.
Discorda de Aristóteles na interpretação da origem dos meteoritos (pedras provindas da própria crosta terrestre lançadas aos céus por fortes ventos).
Discorda dos alquimistas sobre a transmutação dos metais.
Observa e estuda a diagênese das argilas e formação de estalactites e estalagmites.
*
Procurou explicar a origem das montanhas com base na erosão diferencial provocada pelos ventos e águas correntes das grandes enchentes.
Concorda com Aristóteles quanto a origem dos terremotos (ventos subterrâneos) e atribui a eles a origem de outros tipos de montanhas.
LEONARDO DA VINCI (1452 – 1519)- muitas idéias antigas são corrigidas e criadas.
Origem correta dos fósseis
O papel da erosão na formação das montanhas e a origem dos rios
Observação de campo como principal fundamento das teorias
*
GREGÓRIO AGRICOLA (1494 – 1555) - médico
Publicou a obra De Re Metallica – um tratado sobre técnica da mineração e da metalurgia
Primeiro manual de mineralogia
Conceitos modernos sobre a mineralogênese
Cimentação na formação das rochas sedimentares e reconheceu a origem clástica e por precipitação química
O calor interno da Terra provocado por combustão de substâncias carbonosas presentes no seu interior.
*
NICOLAS STENO (1631 – 1687) 
No livro De Solidum Naturaliter Contendo estuda as rochas, versa problemas referentes a geologia física, estratigrafia e história geológica da Terra.
Reconhece o fenômeno da perturbação de camadas não horizontais como resultado de colapso de camadas.
Indica a importância do lugar e da sua natureza geológica no estudo de fósseis.
Representa por meio de perfis a evolução geológica de uma área.
*
GIOVANI ARDUINO (1714 – 1795) 
Novo impulso à estratigrafia ao subdividir os terrenos segundo a sua idade, em primário (o núcleo cristalino de sistemas montanhosos), secundário (camadas dobradas ao redor do núcleo), terciário (camadas horizontais de arenitos, conglomerados e argilas, estratigraficamente superiores às camadas secundárias) e alúvio.
BUFFON (1707 – 1788) dividiu a história geológica da Terra em 7 grandes épocas (influenciado pela Bíblia).
O primeiro mapa geológico da região norte da Inglaterra foi elaborado por William Smith (1769 – 1839).
*
 
 
Com WERNER (1749 – 1815) e HUTTON (1726 – 1797) – As ciências geológicas tomam a orientação moderna (considerados os pais da geologia atual).
*
WERNER 
defendia a teoria denominada Netunismo - todas as rochas teriam sido formadas num oceano de águas espessas e turvas que cobria a superfície da Terra). Os granitos teriam sido as primeiras rochas precipitadas dessa água, enquanto que as rochas vulcânicas teriam originado de refusão de sedimentos pré-existentes.
*
*
HUTTON 
Suas idéias advêm da escola denominada plutonismo: defendia ser o magma o agente formador das rochas, sem contudo, desprezar a água como o agente formador de outras rochas
Reconheceu a importância geológica das discordâncias angulares
Teceu considerações sobre a impossibilidade de ser reconhecido algum vestígio do início da história da Terra, pelo fato de as rochas antigas provirem de outras ainda mais antigas, destruídas pela erosão.
O ponto de vista de Hutton sobre as mudanças sofridas pela Terra por meio de causas físicas existentes ao longo de um tempo quase ilimitado veio a ser chamado “Uniformitarismo”. 
*
CHARLES LYELL (1797 -1875) 
Elaborou a síntese geral do conhecimento geológico acumulados.
Ampliou os conhecimentos na área de geologia física e estratigrafia.
Foi um dos grandes defensores do Uniformitarismo.
*
1.3 – OBJETIVOS DA DISCIPLINA GEOLOGIA
Apreender os conceitos básicos da geologia.
Compreender, identificar e caracterizar o conjunto processos geológicos atuantes na Terra.
Compreender a dinâmica da crosta terrestre por meio da interação dos processos geológicos
Interpretar as feições presentes nas rochas e correlacionar aos processos presentes e pretéritos.
Compreender a importância dos minerais e das rochas como produtos da dinâmica terrestre.
*
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
EICHER, D. L. Tempo geológico. Rio de Janeiro: Editora Edgard Blücher, 1988.
LEINZ, V. & AMARAL, S.E.do Geologia Geral. 8ª ed. São Paulo: Cia Editora Nacional, 1981.
PRESS, F.; SIEVER, R.; GROTZINGER, J.; JORDAN, T.H. Para entender a Terra. Artmed Editora SA. São Paulo, 2004.
McALESTER, A. L. História geológica da vida. São Paulo: Editora Edgard Blucher, 1977.
*
2 - A TERRA
2.1 – Origem da Terra
2.2 – Estrutura e Composição Interna
2.3 – A crosta Terrestre
*
2.1 – ORIGEM DA TERRA
 A origem da Terra, desde a época dos antigos pensadores gregos, vem sendo um campo de indagações:
Tales de Mileto (636-584 a.C.), ao observar os depósitos fluviais, acreditava ser a água o agente formador da Terra.
Anaxímenes (m. em 480 a.C.) atribuía ao ar.
Heráclito (384-322 a.C.) acreditava ser o fogo o agente formador da Terra.
*
 A origem da Terra não pode ser tratada independentemente da origem do sistema Solar.
Segundo a teoria de Laplace (1796) a Terra teria se originado a partir do sol e, este, resultou da condensação de uma imensa nebulosa que se estendia além da órbita de netuno.
 Origem do sistema solar - Segundo modelo aceito atualmente  origem ligada a uma nebulosa ancestral.
*
Formada de poeira cósmica e gás (originada da explosão de uma supernova);
*
Composição química original semelhante a abundância solar dos elementos;
Forma de um disco achatado em rotação;
*
Nos primórdios da evolução, a temperatura da região mais interna da nebulosa  elevada;
Com o resfriamento gradativo pela perda de energia por radiação  parte dos gases condensou-se em partículas sólidas;
Colisão de partículas sólidas  processo de acreção planetária;
Formação de anéis no estágio inicial com concentração maior de matéria sólida;
Entre os anéis  espaços com menor concentração de matéria;
*
Com o resfriamento  concentração de matéria e formação de corpos da ordem de 1 km (planetésimais) e, posteriormente os protoplanetas.
*
*
Sistema Solar
*
Formação da Lua
*
2.1 - ESTRUTURA INTERNA DA TERRA
Observações da densidade e gravidade  interior da Terra possui constituição diferente da crosta.
Densidade	
Medidas diretas da densidade das rochas da crosta terrestre = 2,72g/cm3.
Densidade global da Terra = 5,527g/cm3
*
Gravidade
Bouguer (1749): 
O fio de prumo desviava em direção ao oceano (costa peruana).
Desvio do pêndulo para o mar (golfo de Biscaia e não para os Pireneus).
George Everest 
Levantamento topográfico na Índia – Desvio do fio de prumo em direção ao oceano e não ao Himalaia.
*
John Pratt
Cálculo do desvio ocasionado pela atração do Himalaia (desvio calculado = 15 seg. e o desvio real = 5 seg.).
*
 Métodos diretos
Constituição interna da Terra
 Métodos indiretos
Observações diretas
Sondagens 7 km
Minas profundas 3 km
Materiais expelidos pelos vulcões 100 km
 
*
Observações indiretas
Propagação das ondas sísmicas
Estudos dos meteoritos
A análise das informações colhidas em sismógrafos distribuídos sobre a Terra permitiu construir um modelo da sua estrutura interna.
*
Ondas sísmicas
 
 São ondas elásticas naturais produzidas pela Terra, resultantes da liberação das tensões acumuladas na crosta terrestre (compressivas ou distensivas) durante o lento movimento das placas litosféricas, principalmente nas suas bordas. Quando estas tensões atingem o limite da resistência das rochas, ocorre uma ruptura (falha geológica).
*
 As ondas sísmicas, ao se propagarem pela Terra, geram os terremotos.
 
 Dois tipos importantes para o estudo do interior da Terra: Longitudinal e Transversal .
Onda longitudinal (principal ou P) – É um tipo de onda que, durante a sua propagação, as partículas do meio vibram paralelamente ao sentido de propagação. Caracteriza-se por propagar tanto em meio sólido quanto no meio líquido.
*
 
 Onda transversal (secundária ou S) - Neste tipo de onda as partículas vibram perpendicularmente ao sentido de propagação. Propaga-se apenas no meio sólido.
 Dados obtidos de sismógrafos distribuídos em toda a Terra permitiram a compreensão da sua estrutura interna.
*
Propagação da ondas sísmicas pela Terra
Diagrama mostrando diferença de tempo de chegada de vários tipos de ondas em distintas estações sismográficas. P – onda primária; S – onda secundária e L – onda longa.
(seg. Sieberg,1.923).
*
Dois tipos de ondas sísmicas são utilizados para o estudo da composição interna da Terra: Primária (longitudinal ou P) e Secundária (transversal ou S).
A Terra é constituída de crosta (litosfera), manto, núcleo externo e núcleo interno;
A crosta é a camada mais externa e sólida da Terra, formada de rochas, onde se manifestam todos os fenômenos da dinâmica interna e externa;
*
A Terra na fase da diferenciação geoquímica e a estrutura em camadas concêntrica. 
*
D. Mohorovicic
D. de Wichert-Gutemberg
Constituição e características internas da Terra
*
Abundância dos principais elementos químicos na Terra como um todo e na Crosta
*
Meteoritos
Meteoritos são corpos extraterrestres que caem sobre a Terra (fazem parte do sistema solar).
 
A Terra recebe diariamente cerca de 1.000 a 10.000 ton./dia de poeira cósmica e meteoritos.
Cratera de impacto de um meteorito, Arizona, EUA (Fonte NASA).
*
Meteoritos menores volatilizam-se na atmosfera, não chegando a atingir a superfície do planeta.
 
Resultam da fragmentação de planetésimos por impacto, na região entre Marte e Júpiter, podendo ou não ter sofrido diferenciação geoquímica.
Os meteoritos subdividem-se em classes e subclasses, de acordo com as suas estruturas internas, composições químicas e mineralógicas 
*
*
Gênese dos meteoritos
Esquema simplificado da origem dos corpos parentais dos meteoritos. Grandes impactos causaram a fragmentação desses corpos parentais, originando diferentes tipos de meteoritos. (Fonte: Teixeira, W. et al. 2000).
*
 2.3 - A Crosta Terrestre
A crosta é composta de duas partes: crosta continental (crosta granítica ou SIAL) e a crosta oceânica (crosta basáltica ou SIMA);
A crosta continental é formada por cerca de 95% de rochas ígneas (ígneas + ígneas metamorfisadas) e 5% de rochas sedimentares (sedimentares + sedimentares metamorfisadas).
*
 Três grandes grupos de rochas formam a crosta terrestre:
Rochas ígneas ou magmáticas
Rochas sedimentares
Rochas metamórficas
As rochas ígneas + ígneas metamorfisadas:
Correspondem a 95% do volume da crosta
Ocupam cerca de 25% da área da crosta 
As rochas sedimentares + sedimentares metamorfisadas:
Perfazem cerca de 5% do volume da crosta
Ocupam cerca de 75% da área da crosta
*
Composição mineralógica média das rochas magmáticas (Clark & Washington).
 
*
 Constituição litológica da crosta externa
(seg. Poldervaart).
*
3 - O tempo geológico
3.1 - A magnitude do tempo geológico
3.2 - As Eras geológicas e subdivisões
3.3 - Métodos de determinação de idade
*
EVOLUÇÃO DOS CONCEITOS DE TEMPO GEOLÓGICO
Entende-se por tempo geológico o tempo decorrido desde a formação do nosso planeta até os dias atuais.
Antes de James Hutton (Theory of the Earth), em 1788, o conceito de tempo ilimitado estava reservado só para o homem (pensamento egocêntrico), e a Terra era visualizada como um arcabouço estritamente temporal. Constituiria um sistema fechado, com um início não muito distante no passado e um término não muito afastado no futuro.
*
Os cristãos do período pré-científico, visualizavam a Terra como um objeto maciço, inativo, desprovido de movimentação e localizada no centro do universo, além da qual jazia um reino puro, etéreo, livre de toda mancha e corrupção. Este reino incluía o sol, a lua, os planetas e uma esfera celeste que continha todas as estrelas. Tudo girava em torno da Terra uma vez por dia.
Nos primórdios do século XVII, Keppler (1.571 – 1631) e Galileo (1.564 – 1.642) defenderam o sistema heliocêntrico, anteriormente visualizado por Copernicus (1.473-1543). Somente em meados do século XVII, o conceito de sistema geocêntrico cedeu lugar à idéia de uma Terra dinâmica, animada de movimentos de rotação, rodeada de um espaço infinito.
*
Para os naturalistas do século XVII, o tempo geológico era um assunto difícil, não palpável. A percepção de suas dimensões exigia um profundo trabalho de investigação. Nesse campo, entretanto, perdurou a visão medieval de tempo terrestre muito curto. 
Para os cristãos da época, baseados em escritos hebraicos, a idade da Terra era de 6.000 anos. Desse modo, era inimaginável admitir que a ação das chuvas, das ondas do mar, e dos movimentos crustais imperceptíveis, pudessem ter um papel significante no modelamento lento e contínuo da superfície terrestre. 
*
A não consideração de um longo tempo para a efetivação dos processos geológicos levou ao pensamento de que as grandes feições resultassem de criações tumultuosas e repentinas do passado (teoria da catástrofe).
Ao final do século XVIII, James Hutton, como observador de notável percepção, acreditava que, se fosse concedido o tempo bastante, as presentes taxas de atividades geológicas seriam suficientes para produzir as feições e configurações observáveis. Hutton imaginava uma máquina quase eterna na qual forças internas elevavam novas terras do fundo dos oceanos, enquanto que outras superfícies expostas estavam sendo erodidas.
*
Para Hutton, a Terra dinâmica animada de rotação dos astrônomos, tinha também, uma superfície dinâmica e um interior dinâmico. Hutton disse: “desde o topo das montanhas à praia do mar... tudo está em estado de mudança”.Por meio de erosão, a superfície da Terra deteriora-se localmente, mas, por processos de formação de rochas, ela simultaneamente se reconstrói em outra parte. A Terra, disse ele, “possui um estado de crescimento e aumento; ela tem um outro estado, que é o de diminuição e degeneração. Este mundo é, assim, destruído em uma parte, mas é renovado em uma outra” (trecho transcrito de Eicher, D.L. em Tempo Geológico).
*
Ao argumentar que montanhas são modeladas e finalmente destruídas por intemperismo e erosão fluvial, e que seus fragmentos são carreados para o mar por processos idênticos aos atuantes presentemente , Hutton disse: “Temos uma cadeia de fatos que demonstram claramente... que os materiais das montanhas desgastadas foram transportados pelos rios” e “ não há uma só etapa em todo esse progresso ... que não seja realmente percebida”. Então ele resumiu, “ O que mais pode exigir? Nada, se não tempo”. Disse Hutton: “O homem tem hoje diante de si todos os princípios com os quais pode considerar a massa ilimitada de tempo já escoada” 
O ponto de vista de Hutton veio a se chamar “Uniformitarismo”.
*
O final do século XVIII foi o apogeu da idade da razão.Porém as doutrinas catastróficas evoluíram entre a história bíblica da criação e as observações acumuladas da ciência.
A doutrina prevalecente na época de Hutton sustentava que todas as rochas existentes na Terra se originavam de precipitados de um oceano primitivo que outrora cobria todo o planeta. Uma seqüência definida de rochas teria precipitado em águas turbulentas e profundas do oceano primitivo. Com o recuo destas águas, as rochas teriam ficado à mostra em sua presente configuração.
*
Esta concepção de origem das rochas em um oceano primitivo recebeu a denominação “netunismo” e defendida por Werner
Dois fatores combinados tornaram o esquema catastrófico da Terra aceito na época:
1º) O vasto mar primitivo que se referia Werner assemelhava-se ao dilúvio bíblico (substrato teológico);
2º) Era advogado por uma das personalidades mais influentes da época: Abraham Werner
O ponto de vista catastrófico prevaleceu por mais de 4 décadas sobre o uniformitarismo de Hutton.
*
O declínio das idéias netunistas, não significou necessariamente o declínio de outras filosofias catastróficas e a ascensão do uniformitarismo de Hutton. Ainda acreditava-se que forças mais poderosas (sobrenaturais) do que as conhecidas na atualidade moldaram a superfície terrestre.
 
*
Com Charles Lyell (1797-1875) o conceito de mudanças graduais de Hutton assumiu uma liderança efetiva. Em sua obra Principles of Geology pôde relatar todas as suas observações coletadas em apoio à doutrina de que “o presente é a chave do passado”.
A ampla influencia de Lyell preparou o terreno para as conquistas do século XIX, incluindo as de Charles Darwin sobre a evolução gradual das espécies.
*
O UNIFORMITARISMO ATUAL OU ATUALISMO
A grande falha do “uniformitarismo” se deve a não aceitação de que taxas de mudança, ou a importância relativa dos agentes geológicos pudessem diferir do observável pelo homem.
O uniformitarismo na sua concepção original (seguido por Hutton e Lyell) pode ser percebido pelas palavras do próprio Hutton, que dizia: “não vejo nenhum vestígio de um princípio – nenhum indício de um fim”. Atualmente, observamos aspectos mais sutis e variados nas rochas: como um início e, que configurações locais ao acaso podem se repetir de tempos em tempos, mas a combinação total de circunstâncias nunca é perfeitamente a mesma duas vezes.
*
A máxima de que “o presente é a chave do passado”, de um lado refere-se a um rígido conceito de que as proporções de atividades e importância relativa dos processos, atualmente existentes, foram sempre uniformes no passado geológico.
O princípio “chave do passado” não pode ser aplicado a todas as coisas, como por exemplo: o registro da vida que nos mostra uma longa sucessão de espécies diferentes no registro litológico, cada uma descendendo de um ancestral um tanto mais primitivo. Mas se aplica às leis físicas e biológicas, por exemplo: acredita-se presentemente que, no passado remoto, a atmosfera da Terra era desprovida de oxigênio. Então, conhecendo-se as leis naturais que governam o comportamento da matéria, podemos predizer as conseqüências de uma atmosfera sem oxigênio nas rochas, na água e na vida.
*
Antes de Charles Darwin ter escrito o seu trabalho “The Origin of Species” a idéia da evolução orgânica havia sido cogitado por alguns cientistas como Jean Baptiste Lamarck (1744-1829) e o próprio avô de Darwin, Erasmus Darwin (1731-1802). Porém, até a época de Darwin, a idéia nunca tinha tido ampla aceitação porque faltavam dados importantes para os pesquisadores.
Sustentado pela filosofia uniformitarista popularizada a partir de 1.830, Darwin apresentou um argumento convincente sobre a origem das diversas espécies existentes na Terra. Em sua obra “The Origin of Species” provou a existência da evolução orgânica que, além das observações realizadas, anteviu a necessidade de uma tremenda extensão de tempo geológico para a efetivação dos processos biológicos e físicos.
*
Entretanto, algumas objeções não puderam ser refutadas por Darwin, dentre elas
a idéia de um tempo geológico muito curto oriunda de estimativas realizadas por Lord Kelvin um dos físicos mais destacados do século XIX. Em oposição, a teoria da evolução, conforme idealizado por Darwin dependia da disponibilidade de uma tremenda quantidade de tempo geológico.
As estimativas de Kelvin sobre a idade da Terra baseadas em medições físicas pareciam irrefutáveis e passaram a ser aceitas pela maioria dos geólogos da época. A mutilação drástica do tempo geológico de Kelvin resultou em uma renúncia completa da evolução orgânica das espécies através da seleção natural.
*
A MAGNITUDE DO TEMPO GEOLÓGICO
 ESTIMATIVAS DO TEMPO GEOLÓGICO BASEADAS NA SALINIDADE
Proposto por Edmund Halley, em 1715, consistia nos seguintes procedimentos:
Determinar o teor de sal no oceano com precisão
Repetir a determinação 10 anos mais tarde
A partir do aumento da salinidade poder-se-ia deduzir o tempo necessário para atingir a presente salinidade, levando em consideração que o oceano primitivo era de água doce.
*
 Alguns pesquisadores da segunda metade do século XIX, reconsiderando o método da salinidade, estimaram a partir da salinidade das águas dos rios, a quantidade de Na adicionada anualmente ao oceano.
Conhecendo-se o volume de água dos oceanos atuais;
Consideraram que as águas dos oceanos eram originalmente doces;
Consideraram que a taxa de contribuição de sódio pelos rios foi sempre a mesma durante todo o tempo geológico; 
 Estimaram o tempo necessário para atingir a presente salinidade.
Efetuaram diversas correções para o sódio da água dos rios, provenientes do oceano graças ao transporte eólico, ou que é reincorporada ao ciclo a partir de antigas rochas sedimentares marinhas atualmente expostas ao intemperismo.
John Joly, em 1899, conclui que cerca de 90 milhões de anos teriam transcorridos desde a água condensou pela primeira vez na Terra.
*
 A idade obtida por Joly foi demasiadamente baixa em razão de subestimar da troca de sódio entre a água do mar e as rochas da crosta terrestre (conforme figura a seguir).
Por vaporização durante a evaporação o sódio é soprado para a terra;
Torna-se parte de sedimento marinhos depositados nos continentes, onde estarão sujeitas à ação erosiva;
Torna-se parte de sedimentos marinhos que serão transformados em rochas cristalinas
Outra fonte de erro foi a suposição de que a quantidade de sódio adicionada ao mar foi sempre constante no tempo.
*
O ciclo do sódio na Terra.
*
 ESTIMATIVAS DO TEMPO GEOLÓGICO BASEADAS EM TAXAS DE DEPOSIÇÃO
Geólogos do século XIX acreditavam que se pudessem estabelecer as taxas de deposição de sedimentos em ambientes modernos (atuais) e, com isto, poderiam estimar o tempo necessário para a deposição de unidades análogas de rochas antigas.
Com base nessa premissa admitiram que, se pudessem determinar a espessura total de rochas sedimentares depositadas no passado geológico, poderiam chegar a uma estimativa do tempo geológico total decorrido (Quadro a seguir).
*
Idade estimada por diversos estudiosos com base na taxa de deposição.
*
Os pesquisadores da época procuraram aferição para diferentes tipos de rocha ao atribuir diferentes taxas de deposição para tipos diferentes. Desse modo, atribuíram uma taxa para o calcário, uma taxa maior para os folhelhos, e uma maior ainda para os arenitos. Procuraram eliminar quebras estratigráficas considerando apenas a espessura máxima conhecida de rochas de cada idade geológica.
*
Dificuldades encontradas:
As dificuldades deste procedimento reside no fato de que na maior parte das localidades, diferentes tipos de rochas sucedem-se uns aos outros caoticamente e com freqüentes quebras no registro litológico.
Novas seções continuavam a ser descoberta, e excediam espessuras previamente conhecidas
A maior dificuldade, no entanto, residia no estabelecimento de taxas de deposição para cada tipo de rocha. As taxas são extremamente variáveis de um lugar para outro.
Necessidade de um fator de correção para compactação, antes de ser aplicada às rochas. 
Atribuíram taxa diferente para cada era geológica.
*
 As estimativas do tempo geológico variaram demasiadamente. As estimativas do início do século XX situavam-se sempre abaixo de 100 milhões de anos.
*
ESTIMATIVAS DE KELVIN
Kelvin procurou estimar a idade da Terra baseado em dois aspectos: perda do calor pela Terra e a idade do calor do sol.
 Determinações da temperatura em minas profundas mostraram um aumento uniforme e progressivo da temperatura com a profundidade. Este gradiente de temperatura indica que o calor interno da Terra está irradiando do seu interior quente para a sua superfície.
*
Segundo Kelvin a terra estaria se tornando progressivamente mais fria em decorrência da perda contínua de temperatura e este calor poderia ser medido.
Kelvin mostrou a partir da presente taxa de perda de calor que a Terra se encontrava em estado de fusão à relativamente pouco tempo.
Do estado inicial de fusão até o presente momento teriam decorrido menos de 100 milhões de anos.
O baixo valor encontrado por Kelvin deve-se às seguintes razões:
Conhecimento exíguo sobre o ponto de fusão das rochas e da condutividade térmica das rochas à altas temperaturas e pressões.
Desconhecimento acerca da desintegração dos elementos radiativos que fornecem energia térmica ao interior da Terra. A radioatividade só veio a ser descoberta em 1.896.
*
A IDADE DO CALOR DO SOL 
Segundo Kelvin a grande dissipação de energia a constante perda de energia térmica pelo sol por irradiação deveria, gradualmente abaixar a sua temperatura e chega a seguinte conclusão:
O sol tinha iluminada a Terra por apenas algumas dezenas de milhões de anos;
Há algumas dezenas de milhões de anos o Sol era consideravelmente mais quente e dentro de alguns milhões de anos estará fornecendo muito menos energia do que hoje;
Que a Terra teria se tornado habitável de 20 a 40 milhões de anos atrás.
*
 Os argumentos de Kelvin influenciaram negativamente a teoria da seleção natural de Darwin. As adições posteriores à Origin retrocedeu em sua posição original sobre seleção natural, eliminando referências concretas aos enormes intervalos de tempo, procurando adaptá-las aos argumentos de Kelvin e Jenkin.
*
A IDADE DA TERRA À LUZ DA RADIOATIVIDADE 
Becquerel, em 1896, descobriu que o urânio emitia misteriosos raios que ativavam placas fotográficas em escuridão total.
A esta propriedade do Urânio deu o nome de radioatividade.
Em 1903, o casal Curie notou que uma amostra de radium sempre mantinha a temperatura superior ao do ambiente
Em 1906 R.J. Strutt, um físico inglês, calculou o calor gerado por minerais radioativos na crosta terrestre, e mostrou que supria o fluxo térmico que alcançava a superfície da Terra. O calor é gerado continuamente no interior da Terra, ao contrário do que se supunha anteriormente.
*
Com a radioatividade o Sol jovem de Kelvin foi substituído pelo Sol longevo. O sol tem mantido uma emissão de energia mais ou menos constante desde a sua origem.
 
Dez anos após Becquerel, outros isótopos radioativos foram descobertos: tório, rubídio e potássio.
 
Rutherford e Soddy, em 1902, postularam que os elementos radiativos se transformam em outros elementos durante a emissão de raios, sendo o hélio o produto da desintegração radioativa do Urânio.
*
Em 1905 Boltwood, químico americano, concluiu que, além do hélio, o chumbo era o elemento estável da desintegração do urânio. Em 1907, Boltwood descobriu que, em minerais não alterados e de mesma idade, a razão chumbo/urânio é constante. 
 
Em 1906 Rutherford fez a primeira tentativa de determinação da idade de minerais a partir da razão hélio/urânio.
 
Em 1911, Arthur Holmes, escreveu o primeiro livro sobre datação radioativa, definindo muitos princípios que iriam nortear os trabalhos de datação radiométrica nas décadas seguintes.
 
 
*
Curva de distribuição de rochas sedimentares no registro geológico (Seg. Fairchild et al., 2000)
 
*
DATAÇÃO DO PASSADO GEOLÓGICO
Muitos
elementos químicos que ocorrem na Terra apresentam a propriedade de se desintegrarem espontaneamente para um estado de menor energia. Elementos químicos que apresentam esta característica são denominados radioativos e o processo de desintegração recebe a designação radioatividade.
Um elemento químico qualquer, caracterizado por seu número atômico (número de prótons do núcleo) e pelo número de massa (soma de prótons e nêutrons do núcleo), é denominado nuclídeo. Nuclídeos que possuem o mesmo número atômico e número de massas diferentes, são chamados isótopos de um dado elemento.
*
Na desintegração radioativa, o núcleo emite uma partícula alfa () ou beta (), ou captura um elétron. Pode emitir simultaneamente raios gama (radiação eletromagnética mais energética que os raios x).
Quando um elemento radioativo (pai) se desintegra, se transforma em um outro tipo de átomo (filho). Três tipos de desintegração podem ocorrer:
Na desintegração alfa, o núcleo do elemento pai perde dois prótons e 2 neutrons e o número de massa decresce de 4 e o numero atômico de 2. 
Na desintegração beta, o núcleo emite um elétron de alta velocidade, um de seus nêutrons se transforma em próton e, assim o seu número atômico aumente de um. 
Na captura de um elétron, um próton captura um elétron orbital e se transforma em nêutron, e o numero atômico decresce de um.
*
 Como a desintegração radioativa envolve apenas o núcleo do átomo pai, esta independe das condições físico-químicas do ambiente.
 Os métodos de datação radiométrica são baseados em uma das duas possibilidades: na acumulação de elementos filhos produzidos pela desintegração de um nuclídeo radioativo ou na depleção de um nuclídeo radioativo pai. A datação de rochas geralmente utiliza o método da acumulação.
*
 Quando uma rocha ou grão mineral contendo nuclídeos radioativos se formou, este não continha qualquer átomo radiogênico filho, isto é, a razão filho/pai era zero. Com a desintegração progressiva átomos de elementos filhos são produzidos e, assim a razão filho/pai aumenta progressivamente quanto maior a idade da rocha. Conhecendo-se a constante de desintegração do pai radioativo, necessita-se apenas medir a proporção nuclídeos filhos e pais (CD/P) no sistema para calcular o tempo, em anos B.P. (antes do presente), decorridos do surgimento do sistema. Esse tempo é chamado Idade Radiométrica do sistema e é calculado pela equação:
 
t = (1/)loge [CD/P + 1]
*
 O método da acumulação implica em considerar duas suposições:
1º) O sistema permaneceu fechado, isto é, nenhum átomo pai ou filho foi adicionado ou removido por processos que não desintegração radioativa;
2º) Que nenhum átomo de nuclídeo filho estava presente no sistema quando se formou. 
 
Dentre diversos nuclídeos radioativos que ocorrem na Terra, apenas quatro foram empregados para determinação de idades das rochas antigas: Urânio 235; Urânio 238; Rubídio 87 e Potássio 40. A não utilização de outros nuclídeos deve-se as seguintes razões: alguns são muito raros; outros desintegram a taxa muito lenta; outro tanto desintegram muito rapidamente. Estes últimos são empregados para datação do passado geológico muito recente.
*
*
Escala de tempo geológico
*
4 - INTRODUÇÃO AO ESTUDO DE MINERAIS E ROCHAS
4.1 - Propriedades físicas e químicas de minerais
4.2 - Identificação e classificação de minerais
4.3 - Rochas ígneas 
4.4 - Rochas sedimentares
4.5 - Rochas metamórficas
*
4.1 – PROPRIEDADES FÍSICAS E QUÍMICAS DOS MINERAIS
Conceituação
 Mineral é todo elemento químico ou composto químico, encontrado naturalmente na crosta terrestre, resultante de processos inorgânicos, composição química definida e arranjo tridimensional ordenado de seus constituintes (elementos químicos). Geralmente os minerais são encontrados no estado sólido, porém alguns tipos estão presentes na Terra no estado líquido, como é o caso do mercúrio e da água.
*
Exemplo de arranjo tridimensional do mineral halita (cloreto de sódio - NaCl)
*
Substâncias que não possuem arranjo tridimensional ordenado, ainda que sejam encontradas naturalmente na Terra, não são consideradas minerais (p. ex. vidro vulcânico)  substâncias amorfas (mineralóides);
Substâncias de origem orgânica também não são consideradas minerais (p. ex. carvão mineral, âmbar, coral etc.);
Minerais formados por um único elemento químico recebem a denominação elementos nativos (p. ex. ouro em pepita, cobre nativo, prata nativa, enxofre, etc.);
*
Um mesmo elemento químico pode originar dois ou mais tipos distintos de minerais (p. ex. o elemento carbono nos minerais grafita e diamante)  polimorfos;
Em sua grande maioria, contudo, os minerais são compostos químicos resultantes de associação de átomos de dois ou mais elementos. Muitas vezes apresentam isomorfismo (isos = igual e morphos = forma), fenômeno apresentado por substâncias minerais que possuem estrutura cristalina semelhante e composição química distinta. (p.ex. os plagioclásios da série albita-anortita).
*
Na natureza os minerais são formados mediante os seguintes processos: cristalização de líquidos magmáticos ou soluções hidrotermais; recristalização em estado sólido (metamorfismo); como produto de reações químicas entre sólido e líquido; intemperismo; evaporação de soluções salinas e precipitação química de solutos.
A cristalização ocorre quando os átomos, íons ou grupos iônicos, em proporções definidas, são atraídos por forças eletrostáticas e distribuídos ordenadamente no espaço (retículo cristalino).
*
A menor unidade desta rede tridimensional, determinada pela disposição de átomos na estrutura do mineral, é conhecida como cela unitária (retículo cristalino), que pode condicionar, além da forma externa do cristal (hábito), outras propriedades físicas como a dureza, a clivagem, etc.
Com base nos elementos de simetria, os cristais foram reunidos em seis grupos, denominados sistemas cristalinos.
A forma externa do cristal denomina-se hábito. 
*
A associação de dois ou mais cristais de um mesmo mineral, unidos por um plano de composição e agrupados segundo uma determinada lei de repetição, constitui uma geminação ou macla.
*
Sistema cristalográfico
*
4.2 - IDENTIFICAÇÃO E CLASSIFICAÇÃO DE MINERAIS 
 
Propriedades físicas dos minerais
Cerca de 80% dos minerais conhecidos na crosta terrestre (do total de 2.000 minerais diferentes) podem ser determinados a partir de suas propriedades físicas que, nada mais são do que reflexos de suas estruturas cristalinas e composições químicas.
*
Brilho – Aspecto apresentado pela superfície de fratura ou clivagem recente do mineral, ao refletir a luz incidente. O brilho pode ser metálico e não metálico. Dentre os minerais de brilho não-metálico temos os seguintes tipos: vítreo (brilho do vidro), adamantino (brilho do diamante), sedoso (brilho da seda), resinoso (brilho da resina vegetal), perláceo (brilho da pérola), terroso (brilho fosco).
*
Cor – Está relacionada com os defeitos estruturais, composição química ou impurezas contidas no mineral. Pode ser característica de um determinado mineral, como por exemplo, a cor amarelo-latão da pirita. Mas, no geral, é variável para um mesmo mineral. O quartzo pode apresentar uma ampla variação de cores, assim como outros minerais, correspondendo às variedades denominadas ametista (lilás), citrino (amarelo-queimado), incolor, fumê etc.
Traço – É a cor do pó quando se atrita o mineral a uma placa de porcelana branca. Nos minerais opacos de brilho metálico (óxidos e sulfetos), esta é uma das propriedades diagnósticas para identificação da espécie. A cor do traço pode ser dos seguintes tipos: branco (ou incolor); preto; vermelho; amarelo; castanho; vermelho sangue (marrom-avermelhado).
*
Clivagem – Superfície de partição de minerais, caracterizada por ser plana, paralela a uma das faces do cristal (real ou possível), lisa e brilhante, pode ocorrer em uma ou mais direções. O tipo de estrutura cristalina determina a presença ou a ausência de planos de clivagem. A clivagem
pode ser classificada nos seguintes tipos: proeminente ou excelente; perfeita e indistinta.
Excelente: quando o plano de clivagem pode ser obtido por simples pressão de dedos.
Perfeita: quando, para se obter a clivagem, é necessária uma ligeira percussão.
Indistinta: quando não há diferenciação entre o plano de clivagem e uma superfície de fratura.
*
Fratura – Superfície de ruptura de um mineral, independente do plano de clivagem, podendo ser do tipo concoidal ou conchoidal; irregular e desigual.
Dureza – Resistência oferecida pelo mineral ao risco ou abrasão. É medida pela resistência que o mineral oferece ao risco por outro mineral ou por outro objeto qualquer, que pode ser a unha, lâmina de aço comum, aço de alta dureza, vidro. A dureza de minerais é classificada dentro de uma escala que varia de 1 a 10, sendo que o mineral mais mole equivale a dureza 1 e o mais duro igual a dureza 10. A dureza de minerais é obtida a partir de uma escala denominada Escala Relativa de Mohs, a qual tem como padrão de dureza 10 minerais, a saber: 1 – talco; 2 – gipsita; 3 – calcita; 4 – fluorita; 5 – apatita; 6 – ortoclásio; 7 – quartzo; 8 – topázio; 9 – coríndon; 10 – diamante 
*
Algumas características de dureza de minerais
Durezas até 2,5 – riscam com a unha;
Durezas até 5,5 – podem ser riscados com o vidro;
Durezas até 5,5 – riscados com uma lâmina de aço;
Durezas até 6,0 – riscados com uma lâmina de aço especial;
Durezas entre 6,0 e 7,5 - riscam o vidro
Durezas entre 8 e 10 – cortam o vidro
O mineral de dureza 10 é cerca de 140 vezes mais duro do que o de dureza 9.
*
Tenacidade – Resistência que os minerais oferecem à flexão, ao esmagamento, ao corte etc. Desse modo, os minerais podem apresentar algumas propriedades, tais como: flexibilidade, maleabilidade, ductibilidade, sectibilidade. 
Os minerais quanto a propriedade de flexibilidade podem ser de dois tipos: minerais elásticos e plásticos. Minerais que apresentam esta propriedade pertencem ao grupo das micas.
Minerais elásticos - São aqueles capazes de sofrer flexão sob ação da pressão de dedos, porém, quando cessa a pressão deformadora voltam a sua forma original (desde que a pressão não leve a ruptura do mineral). Exemplos: muscovita e lepidolita; 
Minerais plásticos - São aqueles que ao sofrerem flexão, não voltam à sua forma original. Exemplos: talco e vermiculita.
*
Minerais friáveis - São os que oferecem baixa resistência ao esmagamento, portanto são facilmente pulverizados por percussão. Como exemplo podemos citar a calcita e a galena.
Minerais sécteis - São aqueles que podem ser cortados com uma lâmina de aço. A gipsita, a muscovita e o talco são exemplos de minerais sécteis.
Minerais maleáveis - São aqueles que, sob percussão, adquirem a forma de folha. Como exemplos de minerais maleáveis citam-se o ouro nativo (ouro em pepita), o cobre nativo e a prata nativa.
*
Magnetismo – Alguns minerais que contém ferro são atraídos pelo imã. Os dois únicos minerais magnéticos são a magnetita (Fe3O4) e a pirrotita (Fe1-xS). Os minerais diamagnéticos são repelidos e os paramagnéticos são atraídos pelo imã. Os que são fortemente atraídos pelo imã são chamados de ferromagnéticos (magnetita).
Peso específico – Corresponde ao peso do mineral em relação ao peso de igual volume de água:
Peso específico = Peso do mineral no ar : peso do mineral no ar – peso do mineral imerso em água.
*
Principais minerais formadores de rochas 
Abundância dos elementos na Terra
Cerca de 10 elementos químicos estão presentes em maior abundância na crosta terrestre, totalizando 99% da sua composição: oxigênio (46,6%), silício (28,2%), Al (8,2%), Fe (5,6%), Ca (4,2%), além do Na, K, Mg, Ti, P. Embora sejam conhecidas cerca de 2.000 espécies minerais na Terra, são poucos os minerais formadores de rochas.
*
GRUPOS MINERALÓGICOS 
SILICATOS
Constituem uma classe mineralógica, na qual apresentam o íon Si+4 situado entre 4 íons de O-2, compondo um arranjo tetraédrico (SiO4)-4. O alumínio (Al+3), não só substitui em parte o silício neste arranjo, como também os cátions Fe+3 e Mg+2. O restante da estrutura dos silicatos é formado por cátions de outros elementos comuns (Na+, K+, Ca+2 etc.), moléculas de água ou íons hidroxila.
*
NESOSSILICATOS
 São minerais que contém tetraedros (SiO4)-4 independentes ligados por cátions de Fe, Mg, etc.
 Os principais minerais formadores de rochas desta subclasse são os do grupo da olivina, além de minerais acessórios importantes como a granada, o zircão, a titanita.
*
A olivina é um mineral que ocorre principalmente em rochas ígneas básicas e ultrabásicas. Sua alteração hidrotermal produz a serpentina e óxidos de Fe na forma de mineral magnetita ao longo de planos de fraturas.
A granada é um mineral característico de rochas metamórficas (xistos e gnaisses), sendo também encontrada em rochas ígneas ultabásicas e graníticas. Sua alteração produz o mineral clorita e hidróxidos de ferro (limonita).
A titanita é o mineral acessório muito comum em rochas ígneas plutônicas ácidas e intermediárias. Sua alteração produz o leucoxênio (polimorfos de TiO2 - rutilo e anatásio). 
O zircão é o mineral acessório comum em rochas plutônicas, sendo também encontrado em rochas sedimentares detríticas, constituindo um dos chamados minerais pesados. Praticamente não se altera em condições atmosféricas.
*
INOSSILICATOS
 Minerais desta subclasse contém unidades teraédricas ligadas por oxigênios em comum, formando cadeias simples (Si2O6)-4 ou duplas ((Si4O11)-6. Os inossilicatos formadores de rochas reúnem-se em dois grupos principais: do piroxênio e do anfibólio.
 Os piroxênios são silicatos anidros de cadeias teraédricas simples. Cristalizam-se no sistema monoclínico (augita e o diopsídio) e ortorrômbico (hiperstênio). Sua clivagem se caracteriza por apresentar duas direções formando ângulo entre elas de 87º.
Augita – Especialmente abundante em rochas ígneas básicas (gabros e basaltos) e ultrabásicas (piroxenitos). O diopsídio é mais comum em rochas metamórficas (rochas calcossilicáticas). A alteração hidrotermal destes minerais produz a clorita, serpentina, talco e óxidos de ferro.
*
	Hiperstênio - Presente em rochas ígneas básicas (gabros) e ultrabásicas (piroxenitos). É um mineral pouco abundante, mas característico em rochas metamórficas do grupo dos charnockitos. Sua alteração produz clorita, serpentina, talco e óxidos de ferro.
 Os anfibólios são silicatos hidratados de cadeias tetraédricas duplas. Sua principal característica é apresentar duas clivagens prismáticas, em duas direções segundo um ângulo de 124º.
	Hornblenda – Mineral muito comum em rochas ígneas, especialmente nos dioritos e menos freqüente nos granitos. Em rochas metamórficas, é abundante nos anfibolitos e menos nos gnaisses. Sua alteração hidrotermal origina clorita e carbonato. Por intemperismo altera-se em argilominerais e óxidos de ferro.
*
FILOSSILICATOS
 São minerais que possuem suas unidades tetraédricas em folhas, onde cada tetraedro é ligado a outros 3 por oxigênios em comum. Uma série de cadeias duplas, formadas por unidades aniônicas [(Si, Al)2 O5]-2 se repete indefinidamente em duas direções. Os minerais desta subclasse apresentam o hábito foliáceo, com direção principal de clivagem segundo o plano das folhas tetraédricas. São representantes desta subclasse os minerais do grupo das micas, os argilominerais e outros filossilicatos de alteração.
*
 Dentre os minerais do grupo das micas, dois tipos são os mais comuns: a muscovita e a biotita.
	Muscovita – caracteriza-se como a mica mais comum e importante das rochas metamórficas (gnaisses, xistos e quartzitos). Presente também em rochas ígneas, principalmente nos pegmatitos. A sericita é uma muscovita fina, de coloração prateada e brilho sedoso, derivada da alteração (intemperismo) de alumossilicatos (feldspatos, nefelina e outros). Por intemperismo pode se alterar em caulinita ou gibbsita.
	Biotita – Comumente encontrada em rochas ígneas ácidas (granitos e riolitos)
e intermediárias (sienitos, traquitos, dioritos e andesitos) e em rochas metamórficas (xistos e gnaisses). Altera-se em clorita. Por intemperismo, pela perda de álcalis dá origem a vermiculita e passa para coloração marrom a amarelo-dourada e, quando aquecida, se desfolha.
*
 Os argilominerais (filossilicatos secundários) apresentam íons de O-2 e OH- que desempenham um papel importante na configuração geral da estrutura, podendo construir elementos estruturais, tetraedros e octaedros, dispostos em camadas alternadas. 
 Os argilominerais são formados pela alteração intempérica de outros minerais, como os feldspatos (comumente alterados para caulinita), olivina, piroxênio e anfibólios, além do vidro vulcânico. As espécies mais comumente encontradas são a caulinita, a montmorilonita e a illita. 
	Caulinita – De uma forma geral está presente em rochas sedimentares argilosas (pelíticas) e na fração argila do solo. É resultante da alteração intempérica de silicatos de alumínio (feldspatos e micas). Possui propriedade de ser refratária e não expansiva, de amplo emprego industrial. 
*
	
	Montmorilonita – Da mesma maneira que a caulinita, a montmorilonita está presente rochas sedimentares detríticas (pelitos), nos solos e quase que exclusivamente em basaltos alterados. Origina-se da alteração intempérica de silicatos de alumínio e ferro magnesianos (máficos). Em meio aquoso, caracteriza-se pela expansão graças a adsorção de moléculas de água entre as cadeias tetraédricas. 
	Illita – Caracteriza-se como um grupo de argilomineral de composição e estrutura intermediária entre a muscovita e a montmorilonita. Presente em folhelhos marinhos. Também é conhecida como hidromica. 
*
 OUTROS FILOSSILICATOS
	Clorita – Presente em quase todos os tipos de rochas, especialmente em rochas metamórficas do tipo cloritaxistos, nas quais é um constituinte importante. Provém da alteração da biotita, piroxênios, anfibólios, granadas e olivina. Possui comportamento de argilomineral quando se apresenta com granulação muito fina.
	Serpentina – Presente em rochas metamórficas (serpentinito). Origina-se da alteração hidrotermal de rochas ultrabásicas ricas em silicatos magnesianos (olivina e piroxênio). A variedade de hábito fibroso (crisotila) é flexível e de brilho sedoso. A variedade laminar denominada antigorita é compacta e de brilho graxo.
	Talco – Constituinte de rochas metamórficas (talcoxisto). Origina-se, juntamente com a clorita, da alteração hidrotermal de silicatos magnesianos.
*
TECTOSSILICATOS
 São minerais que apresentam tetraedros de (SiO4)-4 ligados entre si por oxigênio em comum, o que resulta numa estrutura cristalina continua.
*
 A relação Si : O é 1:2 mas, em muitos casos, o Al+3 substitui parte do Si+4, resultando na adição de outros cátions (Na+, K+, Ca+2) disponíveis no ambiente de cristalização, para equilibrar o balanço de cargas.
 Esta subclasse reúne os principais minerais formadores de rochas: os feldspatos, o quartzo, os feldspatóides e as zeólitas.
	Feldspato Potássico (K feldspato) – Mineral comum em rochas ígneas (granito, sienito, pegmatitos), nas sedimentares detríticas (arenitos e arcóseo) e nas metamórficas (xistos, gnaisses). As principais variedades são: ortoclásio (monoclínico) e o microclíneo (triclínico). Sua alteração hidrotermal dá origem a sericita e, por intemperismo, a caulinita.
	Plagioclásios – Constituem um grupo que compreende uma série isomórfica contínua entre os tipos sódicos (albita – ab: NaAl Si3O8) e cálcico (anortita – an: CaAl2 Si2O8). São divididos em seis espécies: albita, oligoclásio, andesina, labradorita, bytownita e anortita. Os plagioclásios estão presentes em quase todas as rochas ígneas e nos gnaisses (metamórficas). Quando alterados hidrotermalmente dão origem a minerais do grupo dos epidotos, calcita e sericita. Por intemperismo originam sericita e argilominerais.
*
	Quartzo - Juntamente com os feldspatos é um dos minerais mais abundantes na natureza. Está presente em rochas ígneas ácidas (granito e riolito), sedimentares (arenitos) e metamórfica (quartzitos, gnaisses, migmatitos e xistos). Nas rochas apresenta-se incolor (hialino), leitoso (branco translúcido), efumaçado (cinza), além de variedades coloridas (ametista, citrino). Também ocorre preenchendo fraturas ou veios em rochas de origem variada. O quartzo é um mineral muito resistente ao intemperismo, sendo o principal constituinte das areias e dos solos arenosos.
	Calcedônia – É uma variedade criptocristalina, fibrosa, de coloração variada, brilho graxo, e hábito botrioidal. Dependendo de suas cores recebe denominações variadas: ágata, ônix, sílex e jaspe.
	Opala – é a sílica hidratada (SiO2.nH2O); amorfa. Apresenta cores claras e brilho perláceo, comumente opalescente (reflexões internas coloridas).
*
 Os feldspatóides são minerais cristalograficamente semelhantes aos feldspatos, porém ricos em Na+ e K+ e pobres em SiO2.
	Nefelina – Constituinte comum de rochas alcalinas (nefelina sienitos e pegmatitos alcalinos) e ausente em outros tipos de rochas. È muito instável, alterando-se hidrotermalmente em albita, muscovita, zeólitas e outros feldspatóides (cancrinita e sodalita). 
 As zeólitas são minerais secundários compostos por silicatos de alumínio, hidratados. Formam polimorfos nos sistemas cúbico, tetragonal, romboédrico, ortorrômbico e monoclínico.
	Analcima - Variedade mais comum de zeólita. De origem secundária encontra-se associada a feldspatóides, dos quais deriva. Também ocorre preenchendo amígdalas de basalto.
*
NÃO SILICATOS
Dentre os principais minerais não silicáticos fazem parte os elementos nativos, sulfetos, óxidos, hidróxidos, carbonatos, halóides e sulfatos.
*
	
	ELEMENTOS NATIVOS
 São minerais encontrados na natureza sob a forma não combinada. Exemplos de elementos nativos: a grafita, composta unicamente de átomos de carbono, o ouro nativo, a prata nativa etc.
	SULFETOS 
 São minerais que contém enxofre na estrutura cristalina. Dentre os minerais dessa classe destaca-se a pirita. Este é um mineral secundário em rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. Em contato com o ar atmosférico altera-se facilmente em limonita e sulfatos 
*
	ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS
 Nesta classe de minerais, os íons O-2 e OH- correspondem ao ânion que se liga a um ou mais metais. Dentre os principais tipos podemos citar: magnetita, hematita, ilmenita, goethita, bauxita e pirolusita.
	Magnetita – Mineral acessório presente em rochas ígneas básicas e ultrabásicas. Altera-se para hematita por oxidação e, por hidratação, em limonita.
	Hematita – Presente em rochas metamórficas (quartzito do tipo itabirito) e como material cimentante em rochas sedimentares. Altera-se em limonita sob condições atmosféricas.
	Ilmenita – Mineral acessório de rochas ígneas básicas (basaltos). Altera-se em leucoxênio, porém relativamente estável sob condições atmosféricas.
 
*
	Limonita e goethita – Originam-se pela alteração intempérica de minerais que contêm ferro. O termo limonita é empregado para designar todos os óxidos de ferro hidratados. A goethita constitui os chapéus de ferro (gossans), que capeiam as ocorrências de sulfetos.
	Bauxita – Termo utilizado para designar uma mistura de óxidos hidratados de alumínio: a bohemita (AlO(OH)) e diásporo (HAlO2) – ortorrômbicos e gibbsita (Al (OH)3) – monoclínico. Resulta da alteração intempérica de rochas ígneas ricas em alumínio (sienitos) em regiões tropicais.
	Pirolusita – Produto de alteração intempérica de minerais de manganês. Quando presente em rochas intemperizadas pigmentam-na com cores escuras a violáceas.
*
CARBONATOS
 São minerais que contêm o ânion (CO3)-2. Dentre os minerais carbonáticos estão: calcita e a dolomita.
	Calcita – Está presente em rochas sedimentares (calcários) e nas rochas metamórficas (mármores e calcários metamorfisados) – CaCO3. Como mineral secundário, a calcita é encontrada preenchendo veios e fraturas de rochas de naturezas diversas. É comum a ocorrência
como mineral de preenchimento de amígdalas em basaltos. Solubiliza com certa facilidade em ambiente ácido e apresenta forte efervescência ao ácido clorídrico a frio, com desprendimento do gás carbônico.
	Dolomita – Carbonato de cálcio e magnésio CaMg(CO3)2 presente em rochas sedimentares (calcários dolomíticos) e metamórficas (mármore dolomítico). Mostra uma solubilidade menor em relação à calcita.
*
	HALÓIDES
 São minerais caracterizados pela presença do ânion de um elemento halogênio. A halita é o mineral mais comum dessa classe (NaCl), presente nas rochas sedimentares de origem química (sal-gema).
	SULFATOS
 São minerais caracterizados pela presença do ânion (SO4)-2. O mineral mais comumente encontrado sob a forma de sulfato é o gipso (sulfato de cálcio hidratado) presente nas rochas sedimentares de origem química (evaporitos), associado a calcários, folhelhos e margas.
*
4.3 - ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICAS
Origem 
São rochas que resultam da cristalização, por resfriamento, de uma fusão de silicatos, de elevada temperatura, composição química complexa constituída de silicatos, óxidos, sulfetos, gases e voláteis, denominado magma (do grego magma = massa de pão).
*
 Dependendo do local onde ocorre o resfriamento, dois tipos principais de rochas ígneas podem ser gerados: intrusivo e extrusivo.
Rocha intrusiva - Quando o resfriamento do magma ocorre ainda dentro da crosta terrestre.De acordo com a profundidade em que ocorre cristalização do magma, a rocha intrusiva pode ser diferenciada em plutônica e hipoabissal. 
Rocha plutônica - É aquela originada pela consolidação do magma a grandes profundidades no interior da crosta terrestre.
Rocha hipoabissal - É aquela formada em profundidades relativamente pequenas, próxima da superfície da crosta terrestre.
Ao atingir a superfície da crosta, o magma recebe a denominação lava, em razão da corrida que gera ao ser expulso do interior da Terra. A consolidação da lava dá origem à rocha extrusiva.
*
O magma pode ser expulso do interior da Terra de duas maneiras: por efusão lenta através de grandes fendas que se formam na crosta, denominadas geoclases, ou então, por meio de atividades vulcânicas, sendo esta última, geralmente, mais violenta.
*
	Na Bacia Sedimentar do Paraná, entre o neojurássico e eocretáceo, ocorreu uma das maiores manifestações magmáticas conhecidas em toda a história do nosso planeta. O volume de lavas básicas expelidas através de geoclases, segundo Leinz, pode ter atingido a casa dos 650.000 km3. Para outros autores esse volume pode ter chegado a 1.000.000 de km3. Sondagens realizadas pela PETROBRÁS no pontal do Estado de São Paulo, na região de Presidente Epitácio, atravessaram cerca de 2.500 metros de basaltos.
*
ESTRUTURAS DAS ROCHAS ÍGNEAS 
Estruturas são feições macroscópicas apresentadas pelas rochas ígneas como reflexo das condições físicas e químicas do ambiente em que estas foram geradas. As estruturas podem estar relacionadas com determinados processos que ocorreram durante a consolidação do magma ou da lava, tais como: resfriamento rápido da lava; movimentação do magma ou da lava; escape de gases.
*
Principais estruturas
Principais estruturas resultantes do resfriamento rápido da lava:
Juntas ou diáclases – São fraturas apresentadas pelas rochas em razão da contração rápida da lava durante a sua consolidação. O resfriamento da lava resulta em diminuição de volume, motivo que leva ao desenvolvimento de esforços de tração no interior da massa magmática e conseqüente fraturamento;
*
*
Principais estruturas resultantes do escape de gases
Estrutura vesicular – É uma estrutura caracterizada pelo desenvolvimento de espaços vazios, mais ou menos esféricos, no interior de rochas magmáticas extrusivas. Tais vazios correspondem a moldes de bolhas de gases que ficaram aprisionadas durante o resfriamento da lava. Via de regra, os vazios se concentram na porção superior de um derrame devido ao seu resfriamento mais rápido em contato com o ar atmosférico. As bolhas de gases migram até este ponto e ali ficam aprisionadas, dando origem a uma rocha ígnea relativamente porosa.
Estrutura escoriácea – É um tipo particular de estrutura vesicular, porém diferencia no aspecto de possuir maior volume de espaços vazios do que material lítico propriamente dito. A estrutura escoriácea é gerada quando a lava sofre consolidação subaquática. Desse modo, o contato do magma superaquecido com a água produz uma liberação de enorme quantidade de gases, responsável pela formação de vazios. 
*
Estrutura amigdaloidal – Quando as vesículas são preenchidas por material cristalino secundário, isto é, quando ocorre a cristalização de minerais no interior dos vazios (vesículas), após a rocha magmática já ter sido formada (daí resulta a denominação minerais secundários). Dentre estes minerais podem-se citar: o quartzo, a calcita, a opala, a calcedônia, a ágata, as zeólitas e outros. Os minerais secundários não são considerados na classificação de rochas, porém o seu reconhecimento é fundamental quando se trata de utilização em obras de engenharia como agregados para concreto.
*
Principais estruturas resultantes da movimentação do magma ou da lava
Xenólitos (Grego xenos = estranho, lithos = corpo sólido) – Os xenólitos correspondem a fragmentos (xenólitos) arrancados das rochas encaixantes durante a ascensão do magma em direção à superfície da crosta.
Estrutura porfirítica – São estruturas caracterizadas pela presença de minerais mais desenvolvidos (pórfiros ou fenocristais) em relação ao restante da massa magmática de granulação mais fina (matriz) e equigranular. 
Brecha de derrame – A lava ao atingir a superfície da crosta terrestre dá origem aos derrames. Estes em contato com o ar atmosférico sofrem um resfriamento rápido que, de início, ocorre apenas na porção de interface derrame-ar atmosférico. No entanto, a porção interna do derrame continua a se movimentar, enquanto que a parte externa encontra-se consolidada, formando uma espécie de crosta sólida com o interior ainda líquido. A movimentação da porção interna do derrame acaba por fragmentar a porção consolidada e passa a englobar os fragmentos resultantes.
*
TEXTURAS DAS ROCHAS ÍGNEAS
Entende-se por textura a feição interna da rocha, relacionada aos seus constituintes minerais quanto ao arranjo, tamanho, forma, relações de contato. Assim como a estrutura, a textura é um reflexo das condições físicas e químicas do ambiente em que são formadas as rochas. 
*
Quanto ao grau de cristalinidade:
Holocristalina – Rocha formada unicamente por cristais (rochas plutônicas, hipoabissais e algumas rochas extrusivas).
Holovítrea – Rocha formada exclusivamente por vidro vulcânico (algumas rochas extrusivas que sofreram resfriamento muito rápido).
Hipovítrea – quando a quantidade de material vítreo for menor do que material cristalino (algumas rocha extrusiva).
Hipocristalina - quando a quantidade de material cristalino for menor do que material vítreo (algumas rochas extrusivas).
*
Quanto ao tamanho dos cristais
O tamanho dos cristais de uma rocha é expresso por sua granulometria ou granulação. 
Rochas com granulação grossa são aquelas constituídas de cristais grandes. 
Granulação média exprime presença de cristais com dimensões médias. 
Rochas compostas por cristais pequenos ostentam granulação fina.
Cristais diminutos ou uma mistura destes com material vítreo corresponde a uma granulação densa.
*
Dimensões de cristais
*
 Quanto ao grau de visibilidade
Fanerítica – quando todos os cristais (minerais) são visíveis à vista desarmada (todas as rochas plutônicas e hipoabissais e algumas rochas extrusivas).
Afanítica – quando nenhum cristal é identificável a vista desarmada (rochas extrusivas).
Subfanerítica – alguns cristais são visíveis e identificáveis a vista desarmada (rochas extrusivas e algumas rochas hipoabissais).
*
Quanto ao tamanho relativo dos cristais
Equigranular – Quando todos os cristais apresentam dimensões semelhantes. Esta textura
indica que toda a massa magmática foi cristalizada em uma única etapa.
Porfiritica – Textura apresentada pelas rochas que possuem alguns minerais muito mais desenvolvidos (pórfiros ou fenocristais) do que o restante da massa magmática (matriz).
Inequigranular – Quando os cristais apresentam tamanhos distintos, porém a diferença é pouco acentuada.
*
Classificação geral das rochas ígneas 
*
4.4 - ROCHAS SEDIMENTARES
Origem
As rochas sedimentares são rochas formadas por ação de processos que atuam exclusivamente na superfície da Terra. São compostas de restos e detritos de outras rochas que sofreram, inicialmente, a ação do intemperismo. Uma vez intemperizadas as rochas são transformadas em materiais incoerentes que, pela ação da água, do vento e do gelo são erodidos, lixiviados e transportados para outros locais, onde são finalmente depositados, formando os depósitos sedimentares. Posteriormente estes depósitos são litificados e transformados em agregados rochosos.
*
 O CICLO DAS ROCHAS
*
PROCESSOS GEOLÓGICOS QUE INTERFEREM NA FORMAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES
 INTEMPERISMO
O intemperismo das rochas pode ocorrer mediante dois processos: físico e químico.
Intemperismo físico
Variação da temperatura diurna e noturna 
Congelamento da água;
Alívio de carga 
Cristalização se sais 
Crescimento de raízes vegetais 
*
Tipos de desintegração física da rocha
*
Intemperismo químico
Hidratação 
 CaSO4 + 2H2O  CaSO4. 2H2O 
 Anidrita gipsita
Oxidação 
 2FeSiO3 + 5 H2O + 1/2O2  2FeOOH + 2H4SiO4
 Piroxênio goethita
Dissolução ácida 
 H2O + CO2  H2 CO3 (CO2 presente na atmosfera)
 H2 CO3 + CaCO3  2 HCO3- + Ca+2 
 (íon bicarbonato e cerca de 30 X mais Solúvel do que o Ca CO3)
*
Tipos de intemperismo químico
*
Hidrólise 
Hidrólise total – Na hidrólise total, 100% da sílica e do potássio são eliminados. 
 KAlSi3O8 + 8H2O  Al(OH)3 + 3H4SiO4 + K+ + OH-
 K-Feldspato Gibbsita 
Hidrólise parcial – Na hidrólise parcial, em função das condições de drenagem menos eficientes, parte da sílica permanece no perfil; o potássio pode ser total ou parcialmente eliminado. 
 Quando 100% do potássio são eliminados em solução: 
 2KAlSi3O8 + 11H2O  Si2Al2O5(OH)4 + 4H4SiO4 + 2K+ + 2OH- K-Feldspato Caulinita
 Nesse caso forma-se a caulinita, com eliminação de 66% de sílica e permanência de todo o alumínio.
*
Quando parte do potássio não é eliminada em solução:
 2,3KAlSi3O8 + 8,4 H2O  Si3,7Al0,3 O10(OH)2K0,3 + 3,2H4SiO4 + 2K+ + 2OH-K-Feldspato Esmectita 
 Outro tipo de argilo-mineral é formado, a esmectita, com eliminação de 87% do potássio, 46% de sílica e permanência de todo o alumínio.
*
Hidrolise parcial - Alteração de um feldspato potássico em presença da água e do ácido carbônico, com entrada de H+ na estrutura do mineral , substituindo o K+. O potássio é totalmente eliminado pela solução de lixiviação e a sílica apenas parcialmente.A sílica não eliminada recombina-se com o Al também não eliminado para formar uma fase secundária argilosa (caulinita).
*
Na hidrólise total, além do alumínio, o ferro também permanece no perfil, já que esses dois elementos têm comportamento geoquímico muito semelhante no domínio hidrolítico. Ao processo de eliminação total da sílica e formação de oxi-hidróxidos de alumínio e de ferro dá-se o nome de alitização ou ferralitização.
Na hidrólise parcial, há formação de silicatos de alumínio, e o processo é genericamente denominado sialitização. Quando são originados argilo-minerais do tipo caulinita, em que a relação de átomos Si:Al é 1:1 (um átomo de silício para um de alumínio na molécula), fala-se em monossialitização. No caso de serem formados argilo-minerais do tipo esmectita, em que a relação Si:Al é 2:1 (dois átomos de silício para um de alumínio na molécula), o processo é a bissialitização.
*
Acidólise 
 Na maior parte da superfície dos continentes, os processos intempéricos são de natureza hidrolítica. No entanto, em ambientes mais frios, onde a decomposição da matéria orgânica não é total, formam-se os ácidos orgânicos que diminuem bastante o pH das águas, sendo assim capazes de complexar o ferro e o alumínio, colocando-os em solução. Nos domínios de pH < 5 não é a hidrólise, mas a acidólise é o processo dominante de decomposição de minerais primários.
Acidólise total 
 KAlSi3O8 + 4H+ + 4 H2O  3 H4SiO4 + Al+3 + K+
 K-Feldspato
 No caso do feldspato potássico, ocorre a acidólise total, quando as soluções de ataque tiverem o pH menor do que 3, fazendo que todos os elementos entrem em solução.
*
Acidólise parcial 
 Ocorre quando as soluções de ataque apresentam pH entre 3 e 5 e, nesse caso, a remoção do alumínio é apenas parcial, levando à individualização de esmectitas aluminosas.
 9KAlSi3O8 + 32H+  3Si3,5Al0,5 O10Al 2(OH)2 + 1,5Al+3 + 9K+ + 6,5H4SiO4
 K-Feldspato esmectita aluminosa
*
OUTROS PROCESSOS GEOLÓGICOS ENVOLVIDOS NA FORMAÇÃO DE ROCHAS SEDIMENTARES.
EROSÃO
Erosão hídrica: água dos rios, dos mares e oceanos, das chuvas, do subsolo.
Erosão eólica: ação dos ventos
Erosão glacial: produzida pelas geleiras
 Em regiões tropicais a água é o principal agente da erosão e transporte de sedimentos.
*
Erosão fluvial
A Figura mostra em A, um rio formando meandros; em G, observa-se os meandros desenvolvidos no próprio sedimentos. As fases A e G representam etapa de plena senilidade. Em E e F nota-se erosão lateral nas partes côncavas da curvatura fluvial e a deposição no lado oposto convexo. As fases de A a D representam fenômenos de rejuvenescimento fluvial, durante o qual os meandros se encaixam. (Seg. Leinz e Amaral, 1.985).
*
TRANSPORTE DE SEDIMENTOS
Transporte pelas águas: fluviais, marinhas, pluviais e subterrâneas
Transporte pela ação do vento
Transporte pela ação do gelo
 O vento é o agente que melhor seleciona as partículas durante o transporte eólico; ao contrário, o gelo é o agente menos seletivo.
 A água transporta materiais de 3 maneiras distintas:
Em solução
Em suspensão
Por saltos 
Por arraste ou rolamento (tração)
*
Uma vez iniciada a movimentação de uma partícula, os processos envolvidos no seu transporte e deposição dependem fundamentalmente de sua velocidade (energia). Esta depende de fatores inerentes à partícula em deposição, tais como: tamanho, forma e peso específico. 
Dependendo da distância do local de origem dos sedimentos, estes podem ser classificados como alóctones e autóctones.
Denomina-se alóctone (do grego allos, que significa outro ou diferente) os sedimentos originados num local diferente daquele onde se encontram depositados.
sedimento autóctone (do grego autós, que quer dizer por si próprio ou de si mesmo) é aquele que se formou exatamente no local onde se encontra, sem ter sofrido qualquer tipo de transporte, desse modo possui sua origem puramente química. 
*
Distinguem-se dois tipos de sedimentos alóctones: 
aqueles originados em uma área-fonte e que foram transportados por força de um agente da dinâmica externa  epiclásticos (do grego epi, posição superior, superfície).
os originados por ação de fenômenos da dinâmica interna, a exemplo de fragmentos de lavas e cinzas vulcânicas lançados durante uma explosão vulcânica  piroclásticos (do grego pyrós, que significa fogo). 
Alguns materiais sedimentares epiclásticos podem ser transportados por milhares de quilômetros desde a sua área fonte  sedimentos que foram transportados de uma área-fonte externa à bacia, recebe a denominação extraclásticos (terrígenos).
outros podem passar apenas por um processo de decantação, como os organismos planctônicos que, ao morrerem vão para o fundo do oceano, tendo apenas a distância correspondente a uma coluna de água  a origem dos materiais
sedimentares está dentro dos limites da bacia sedimentar, o que cabe a designação de intraclásticos.
*
Classificação geral das rochas sedimentares a partir das características de transporte
*
 CLASSIFICAÇÃO DAS PARTÍCULAS SEDIMENTARES
Rudáceo (do latim rude, grosso) – refere-se a granulação de cascalho.
Arenáceo (do latim arena) – grãos de dimensões de areia.
Lutáceo ( do latim luto, massa fina e plástica) – para materiais finos, constituídos predominantemente de argila.
 Os termos de etimologia latina tem equivalência com outros termos, de origem grega: psefítico, psamítico e pelítico. 
Para referir-se às rochas sedimentares utiliza-se os termos rudito, arenito e lutito ou psefito, psamito e pelito.
*
4.5 - ROCHAS METAMÓRFICAS
ORIGEM
São rochas que sofreram transformações nas configurações estruturais, texturais e mineralógicas em razão de mudanças nas condições de pressão e/ou temperatura.
*
 SIGNIFICADO DO METAMORFISMO EM GEOLOGIA 
“É um conjunto de processos pelos quais uma determinada rocha é transformada, através de reações que se processam no estado sólido, em outra rocha, com características distintas daquelas que ela apresentava antes da atuação do metamorfismo. estas modificações implicam mudanças na estrutura, textura, composição mineralógica ou mesmo na composição química da rocha” (Teixeira, w. et al. 2000).
*
As transformações ocorrem sob condições físicas e químicas diferentes das que prevaleceram durante a formação das rochas originais.
As rochas a partir das quais originaram-se as rochas metamórficas são chamadas de protólitos.
A ação do intemperismo não se enquadra como metamorfismo.
As reações sob condições de alta temperatura nas quais se verifica a fusão total das rochas, não são tidas como metamorfismo.
Processos diagenéticos (baixa temperatura) e o início da fusão total das rochas (alta temperatura) delimitam o campo dos processos metamórficos (Figura 01).
A recristalização metamórfica ocorre nas rochas no estado cristalino (sólido) (Figura 02)
*
Campos do processo metamórfico 
FIGURA 01 – O campo do metamorfismo em diagrama P x T . O asterístico indica condições de P mais elevada registrada em rochas exposta à superfície da Terra. Fonte:Teixeira, W. et al., 2000.
*
Recristalização metamórfica
FIGURA 02 – Recristalização metamórfica em rocha sedimentar arenosa (arenito): a) textura original da rocha sedimentar, b) quartzito resultante da recristalização de arenito. Fonte: Teixeira, W. et al., 2000.
*
Onde são geradas as rochas metamórficas?
 Em geral, os processos metamórficos ocorrem associados aos processos tectônicos. Os locais mais importantes são:
As margens continentais convergentes onde se desenvolvem as grandes cadeias de montanhas: cordilheira dos Andes, Montanhas Rochosas e o Himalaia, ou os arcos de ilhas (arquipélago do Japão) Figura 03.
Nas proximidades das dorsais meso-oceânicas.
Ao redor de corpos ígneos intrusivos.
Ao longo de zonas de falhas.
Nas crateras de impacto de meteoritos.
*
FIGURA 03 – Processos colisionais: a) crosta oceânica com crosta oceânica; b) crosta continental com crosta oceânica e; c) crosta continental com crosta continental.
*
 Processos tectônicos são responsáveis pelas modificações nas condições físico-químicas dos ambientes originais de formação das rochas (protólitos)  re-equilíbrio das rochas via mudanças na:
Composição mineralógica  formação de novos minerais
Estrutura  formação de novas estruturas;
Textura  formação de novas texturas.
Os parâmetros físico-químicos mais importantes do metamorfismo de rochas são: pressão e temperatura.
*
Tipos de metamorfismo
 De acordo com o(s) fator (es) predominante(s) neste processo podemos definir os seguintes tipos principais de metamorfismo: 
Metamorfismo regional ou dínamo-termal;
Metamorfismo termal ou de contato
Metamorfismo dinâmico ou cataclástico
Metamorfismo de soterramento
Metamorfismo hidrotermal
Metamorfismo de fundo oceânico
Metamorfismo de impacto
*
Metamorfismo regional ou dínamo-termal (4a)
Abrange extensas regiões e alcança níveis profundos da crosta terrestre;
Relaciona-se aos cinturões orogênicos nos limites das placas convergentes (figura 03);
As transformações metamórficas se processam mediante a ação combinada da temperatura, pressão litostática e pressão dirigida durante um longo período de tempo (da ordem de milhões de anos);
Intenso fluxo de calor, cujo gradiente geotérmico pode chegar a 60º C/km;
As rochas originais (protólitos) são intensamente dobradas, fraturadas e recristalizadas  formação de novas assembléias minerais, estruturas e texturas;
As rochas resultantes deste tipo de metamorfismo são: ardósia, filito, xistos, gnaisses, anfibolitos, granulitos, migamatitos.
Responsável pela formação da maioria das rochas metamórficas existentes na crosta terrestre. 
*
FIGURA 04 – Tipos de metamorfismo: a) Metamorfismo regional ou dínamo-termal; b) metamorfismo termal ou de contato; c) Metamorfismo dinâmico ou cataclástico; d) Metamorfismo de soterramento; e) Metamorfismo hidrotermal; f) Metamorfismo de fundo oceânico, g) Metamorfismo de impacto. (fonte: Teixeira,W. et al., 2000).
*
Metamorfismo termal ou de contato (4b)
Este tipo de metamorfismo ocorre pela ação de temperatura elevada, com pouca ou nenhuma participação de esforços preferenciais (pressão dirigida).
Desenvolve-se nas rochas encaixantes próximas do contato com intrusões magmáticas.
A extensão do metamorfismo depende da natureza do magma, das dimensões do corpo intrusivo (diques ou sills) e da profundidade das intrusões 
Intrusões de pequena extensão formam aureolas centimétricas, enquanto que intrusões da ordem de alguns quilômetros podem afetar algumas centenas de metros.
O metamorfismo termal ocorre de forma mais pronunciada em profundidades relativamente próximas à superfície da crosta (maior gradiente térmico); intrusões mais profundas geram pequena diferença de temperatura entre o magma invasor e a rocha encaixante (menor gradiente térmico).
*
As auréolas de metamorfismo geralmente apresentam um zoneamento mineralógico (estrutura concêntrica) em razão da variação da temperatura: assembléias minerais de alta temperatura e minerais anidros (piroxênios, wollastonita e andalusita) nas proximidades do corpo intrusivo; associações minerais de baixa temperatura e minerais hidratados (anfibólio, micas e calcita) nas porções mais afastadas do corpo intrusivo.
A recristalização durante o metamorfismo termal resulta em uma textura entrelaçada em mosaico conhecida como hornfelsica e a rocha metamórfica é o hornfels.
*
Metamorfismo cataclástico ou dinâmico (fig. 4c)
O metamorfismo cataclástico ocorre por deformação mecânica das rochas (cataclase) graças a ação da pressão dirigida, que causa intensa movimentação e ruptura da crosta terrestre.
Ocorre sob a forma de faixas longas e estreitas em zonas de falha ou de cisalhamento.
A energia mecânica produz intensa fragmentação das rochas, reduzindo a granulação em escalas diversas e deformação de intensidade variável.
As estruturas planares são formadas por cisalhamento e alinhamento de fragmentos da rocha original.
Os minerais da rocha preexistente mostram efeito da intensa deformação plástica e severa fragmentação.
Diversos tipos de rochas cataclásticas podem ser reconhecidos de acordo com as dimensões dos fragmentos e graus de recristalização: brechas de atrito (brechas cataclásticas); milonitos e pseudotaquilitos (ultramilonitos).
*
Brechas de atrito (brechas cataclásticas) – são compostas de materiais triturados, com fragmentos angulares de rochas, cujas dimensões variam de 1 milímetro a 1 metro. São levemente recristalizados, enquanto que a foliação e a lineação são moderadamente desenvolvidas;
Milonitos – são rochas que resultaram de intensa fragmentação, cujos fragmentos minerais situam-se entre 0,01 e 0,1 milímetro. Tanto a foliação quanto a lianeação são bem desenvolvidas em rochas miloníticas;
Pseudotaquilitos (ultramilonitos) – caracterizam-se como materiais rochoso