GEOLOGIA GERAL BRASIL

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2 GEOLOGIA GERAL E DO BRASIL 1

3 Geologia Geral e do Brasil SOMESB Sociedade Mantenedora de Educação Superior da Bahia S/C Ltda. Presidente Gervásio Meneses de Oliveira Vice-Presidente William Oliveira Superintendente Administrativo e Financeiro Samuel Soares Superintendente de Ensino, Pesquisa e Extensão Germano Tabacof Superintendente de Desenvolvimento e>> Planejamento Acadêmico Pedro Daltro Gusmão da Silva FTC - EaD Faculdade de Tecnologia e Ciências - Ensino a Distância Diretor Geral Diretor Acadêmico Diretor de Tecnologia Diretor Administrativo e Financeiro Gerente Acadêmico Gerente de Ensino Gerente de Suporte Tecnológico Coord. de Softwares e Sistemas Coord. de Telecomunicações e Hardware Coord. de Produção de Material Didático Waldeck Ornelas Roberto Frederico Merhy Reinaldo de Oliveira Borba André Portnoi Ronaldo Costa Jane Freire Jean Carlo Nerone Romulo Augusto Merhy Osmane Chaves João Jacomel EQUIPE DE ELABORAÇÃO/PRODUÇÃO DE MATERIAL DIDÁTICO: PRODUÇÃO ACADÊMICA Gerente de Ensino Jane Freire Autor (a) Iracema Reimão Silva Supervisão Ana Paula Amorim Coordenadoção de Curso Gisele das Chagas PRODUÇÃO TÉCNICA Revisão Final Carlos Magno Equipe Ana Carolina Alves, Cefas Gomes, Delmara Brito, Ederson Paixão, Fabio Gonçalves, Francisco França Júnior, Israel Dantas, Lucas do Vale e Marcus Bacelar, Yuri Fontes Editoração Marcus Bacelar Ilustração Marcus Bacelar, Francisco Junior Imagens Corbis/Image100/Imagemsource copyright FTC EaD Todos os direitos reservados e protegidos pela Lei de 19/02/98. É proibida a reprodução total ou parcial, por quaisquer meios, sem autorização prévia, por escrito, da FTC EaD - Faculdade de Tecnologia e Ciências - Ensino a Distância. 2

4 Sumário OS PROCESSOS INTERNOS E OS MATERIAIS TERRESTRES 06 DINÂMICA INTERNA DO PLANETA 06 Estrutura e Composição Interna da Terra 06 Como é o Interior da Terra? Tectônicas de Placas Deformações e Estruturas Geológicas Dobras 14 Falhas 15 Escala de Tempo Geológico 16 MINERAIS E ROCHAS 19 Ciclo das Rochas 19 Rochas Ígneas Como se Classificam as Rochas Ígneas Classificação das Rochas Ígneas de Acordo com sua Textura 21 Massificação das Rochas Ígneas de Acordo com sua Composição Mineralógica 22 Rochas Sedimentares 24 Rochas Sedimentares Detríticas 26 Rochas Sedimentares Químicas 28 Rochas Metamórficas 29 Como se Classificam as Rochas Metamórficas 30 OS PROCESSOS EXTERNOS E O ESTUDO DA GEOLOGIA AS TRANSFORMAÇÕES SOFRIDAS PELAS ROCHAS EM SUPERFÍCIE 33 3

5 Geologia Geral e do Brasil Intemperismo Físico, Químico e Biológico Intemperismo Físico ou Mecânico Intemperismo Químico Intemperismo Biológico Fatores Climáticos Cíclo Hidrológico 37 Agentes Erosivos Naturais 38 Erosão Fluvial Erosão Eólica Erosão Glacial 40 Erosão Marinha 41 Identificação do Processo Erosivo Devido a um Aumento do Nível Relativo do mar Modelo Terrestre Controle Litológico e Estrutural da Definição do modelado Terrestre Influêcia Climática na Definição do Modelado Terrestre Zonas de Latitude Médias (climas temperados) Zonas Áridas e Subáridas Zonas Intertropicais Zonas Tropicais com Estação Seca Definida 45 ESTUDOS E APLICAÇÕES GEOLÓGICAS 46 Explosão de Recursos Minerais e Enérgicos 46 Recursos Naturais Energéticos Recursos Naturais Minerais Interpretação Geológica a Partir de Padrões de Drenagem e Formas de Relevo 49 Estudo da Geologia no Ensino Fundamental e Médio

6 Apresentação da Disciplina Caro(a) aluno(a), Recentemente, várias catástrofes naturais, agravadas ou não pela ação humana, têm assustado o mundo, mostrando a nossa impotência frente aos fenômenos naturais: um tsunami devastou vários países asiáticos; furacões, como o Katrina, no sul dos Estados Unidos, deixaram milhares de desabrigados; um terremoto na região da Caxemira deixou quase mortos. Por outro lado, o entendimento destes e de outros fenômenos naturais pode auxiliar no planejamento de ocupações de áreas de risco e na tomada de decisões de medidas preventivas ou mitigadoras. A Geologia é a ciência que estuda a Terra estuda os processos que operam na superfície e no interior do planeta e examina os materiais terrestres, sua composição e aplicabilidade. Torna-se, portanto, uma disciplina complexa e que requer uma adaptação das nossas concepções para uma escala de observação, na maioria das vezes, global ou regional, e de uma escala de tempo, em geral, medido em milhares ou milhões de anos. Neste contexto, estudaremos, inicialmente, os processos internos do planeta e os seus principais constituintes e, a partir daí, os processos e as mudanças que ocorrem nas rochas em superfície e a formação e importância dos recursos naturais. Bons estudos. Profª Iracema Reimão Silva. 5

7 Geologia Geral e do Brasil OS PROCESSOS INTERNOS E OS MATERIAIS TERRESTRES DINÂMICA INTERNA DO PLANETA Estrutura e Composição Interna da Terra O planeta Terra é um corpo dinâmico composto por diversos sistemas que estão sempre interagindo entre si. A hidrosfera, a atmosfera, a biosfera e a terra sólida compõem este corpo dinâmico e as alterações sofridas em um destes sistemas produz alterações nos demais. Podemos imaginar este integração analisando, por exemplo, uma erupção vulcânica. A partir da erupção vulcânica são lançados blocos de rocha e lava na superfície da Terra. Este material pode obstruir vales e criar lagos, modificando o sistema de drenagem da região. Grandes quantidades de gases e cinzas vulcânicas são lançadas na atmosfera, influenciando na quantidade de energia solar que chega à superfície da Terra. Isto pode causar uma diminuição na temperatura do ar devido a pouca quantidade de raios solares que conseguem atravessar a atmosfera nestas condições. Esta mudança climática certamente afetará a biosfera, além disso, muitos organismos e seus habitats podem ser eliminados pela lava ou por cinza vulcânica. Vulcão em Erupção Como é o interior da Terra? Em 1864, o escritor Jules Verne imaginou, em Jornada para o Centro da Terra, um mundo subterrâneo cheio de serpentes marinhas gigantes e outras grotescas criaturas. Contudo, o que os cientistas conhecem hoje sobre o interior do planeta está muito longe da fantástica estória de Verne: atualmente, sabe-se que o interior da Terra é formado por rochas e metais, sujeitos a altíssimas temperaturas e pressões, progressivamente mais densos à medida que se chega aos níveis mais profundos. Apenas em circunstâncias muito raras (que serão discutidas no próximo item), as rochas de regiões profundas da Terra chegam à superfície ou próximo dela. Devido a essa dificuldade, os geólogos tiveram que utilizar mecanismos ou ferramentas que lhes possibilitasse inferir a composição interna da terra. A grande ferramenta utilizada para conhecer a composição das camadas internas da Terra é o estudo das ondas sísmicas. Além das ondas sísmicas, as variações no fluxo de calor, a gravidade e o magnetismo também são utilizados com esta finalidade. 6

8 O ramo da geologia que trata dos princípios físicos que ajudam a desvendar o interior da Terra é a geofísica. A maior parte dos conhecimentos que se tem atualmente sobre a estrutura interna da Terra foi obtida através da análise das variações na velocidade de propagação das ondas sísmicas. Estas ondas tendem a se propagar com a mesma velocidade quando atravessam regiões mais ou menos homogêneas; tornam-se, por outro lado, mais lentas ou mais rápidas quando atravessam materiais de composição diferente. Desta forma, através da comparação de dados coletados em estações sismográficas em várias partes do mundo, os cientistas puderam estimar a densidade, a composição, a estrutura e o estado físico das diversas camadas do interior da Terra. A Terra sólida, como é chamada a porção rochosa do planeta, consiste de três camadas principais separadas por descontinuidades sísmicas que refletem mudanças no estado físico destes materiais: a crosta, o manto e o núcleo Crosta Manto Núcleo Crosta, Manto e Núcleo Crosta: a crosta é a camada rochosa mais externa do planeta e pode ser analisada a partir de amostras coletadas nos continentes ou no fundo dos oceanos. A parte da crosta que compõe os continentes é chamada de crosta continental, enquanto que a parte da crosta que forma o substrato oceânico é chamada de crosta oceânica. Crosta continental: apresenta composição tipicamente granítica e tem densidade relativamente baixa (aproximadamente 2,7g/cm 3 ). Porém, na sua porção inferior ou basal, mais próximo ao manto, a crosta continental apresenta composição basáltica (com densidade de cerca de 3,0 g/ cm 3 ), ao contrário do que ocorre mais próximo à superfície. Nos locais onde se encontra mais estreita, tem geralmente espessura inferior a 20km, já nas regiões montanhosas pode apresentar até 70km de espessura. Rochas de composição granítica são chamadas de rochas félsicas; rochas de composição basáltica são chamadas de rochas básicas. Crosta oceânica: a crosta oceânica é mais difícil de ser estudada devido ao fato de estar abaixo de uma lâmina d água de cerca de 4km e de uma pilha de sedimentos marinhos que chega a 200m de espessura. Apresenta composição basáltica e sua espessura média é de 6km, muito inferior à espessura da crosta continental. O limite entre a base da crosta (continental ou oceânica) e o topo do manto é marcado por uma descontinuidade sísmica, ou seja, uma mudança abrupta na velocidade de propagação das ondas sísmicas, chamada de Descontinuidade de Mohorovicic ou simplesmente Moho, em homenagem ao seu descobridor, o sismólogo Andrija Mohorovicic. 7

9 Geologia Geral e do Brasil Manto: é a camada imediatamente abaixo da crosta e ocupa mais de 80% do volume do planeta, estendendo-se até uma profundidade de 2900km. Devido ao aumento da profundidade, ocorre um aumento da pressão e, conseqüentemente, da densidade do manto. Próximo a Moho (contato crosta/ manto) a densidade é de 3,3 g/cm 3 e, próximo ao contato manto/núcleo, fica em torno de 5,5 g/cm 3. As rochas que compõem o manto são constituídas por minerais ricos em ferro e magnésio (rochas básicas), como as olivinas e os piroxênios (que serão estudados no Tema 2 deste Bloco). O aumento da temperatura, decorrente do aumento da profundidade, tende a fundir as rochas. Contudo, o aumento da pressão tende a fazer com que as rochas fiquem no estado sólido. Acerca de 100km abaixo da superfície, o grande aumento da temperatura predomina sobre o aumento da pressão e as rochas apresentam um estado parcialmente pastoso. Esta região, de aproximadamente 250km de extensão, é conhecida como Zona de Baixa Velocidade (ZBV), e representa mias uma descontinuidade sísmica. As ondas sísmicas são mais rápidas quando atravessam rochas sólidas e mostram baixa velocidade de propagação quando atravessam rochas em estado parcialmente fundido. Na ZBV, as ondas passam de uma velocidade de 8,3 km/s quando atravessam a parte superior do manto, para menos de 8,0 km/s nesta zona. Núcleo: o limite entre o manto e o núcleo ocorre a 2900 km abaixo da superfície, aproximadamente a metade da distância entre a superfície e o entro da Terra. Neste limite ocorre mais uma importante descontinuidade sísmica: a Descontinuidade de Gutenberg. As ondas passam de uma velocidade de 13,6 km/s na base do manto, para 8,1 km/s no núcleo. No núcleo as temperaturas são superiores a 7600 C. Os dados sísmicos indicam duas camadas no núcleo: uma camada externa líquida (rocha fundida) de aproximadamente 2270 km de espessura e uma camada interna sólida com o diâmetro de 1216 km. A crosta mais a parte superior do manto compõem a LITOSFERA. A ZBV compreende a ASTENOSFERA. A região do manto entre a astenosfera e o núcleo é chamada de MESOSFERA. Separação Crosta, Manto e Núcleo 8

10 Tectônicas de Placas A Terra é um planeta muito dinamico. Os cientistas têm mostrado que as massas continentais não são fixas, elas migram ao redor do globo. Essa mobilidade gera terremotos, vulcões e cadeia de montanhas. A separação de blocos continentais resulta na formação de novos oceanos. A teoria que descreve essa mobilidade é chamada de Tectônica de Placas. Em 1915, o cientista alemão Alfred Wegener publicou o livro A Origem dos Continentes e dos Oceanos apresentando a revolucionária teoria da deriva continental. Wegener sugere que a cerca de 200 milhões de anos atrás existia um supercontinente que ele chamou de Pangea. Segundo a sua hipótese, este supercontinente teria se fragmentado em pequenos continentes que teriam migrado ou derivado até as suas posições atuais. Pangea Diversas evidências contribuíram para esta hipótese: A coincidência do contorno entre a América do Sul e a África: a grande similaridade entre as linhas de costa em lados opostos do Atlântico Sul, como um quebracabeça, foi uma das primeiras evidências que sempre intrigou os cientistas. Devido à constante modificação das linhas de costa por eventos erosivos essa união não é perfeita, deixando os cientistas ainda dúvida. Entretanto, em 1960, os cientistas produziram um mapa com o contorno da plataforma continental até uma profundidade de 900m e observaram esta similaridade de forma ainda mais perfeita; Evidências fósseis: os paleontólogos apontam diversos fósseis de organismos encontrados em diferentes continentes e que não poderiam ter cruzado os oceanos que separam essas massas continentais. Um destes exemplos é o Mesosaurus, um réptil marinho cujos fósseis foram encontrados na América do Sul e na África, indicando uma antiga união destes dois continentes; Atual distribuição de alguns organismos: em seu livro, Wegener também cita a distribuição atual de alguns organismos que evidenciam também a idéia da deriva dos continentes. Por exemplo, alguns organismos modernos têm ancestrais claramente similares, como os marsupiais australianos que têm uma direta ligação fóssil com os marsupiais encontrados nas Américas; Associação entre tipos e estruturas de rochas: além da perfeita coincidência entre o contorno de alguns continentes, alguns desenhos encontrados nestes continentes também coincidem. Isso ocorre em algumas cadeias de montanhas com idade, forma, estrutura e composição rochosa similar em continentes opostos. Um exemplo desta evidência são as cadeias de montanhas apalachianas, na América do Norte; e as cadeias de montanhas caledonianas, na Escandinávia. Quando os continentes estavam unidos estas cadeias de montanhas formavam um único cinturão montanhoso; 9

11 Geologia Geral e do Brasil Climas passados: dados paleoclimáticos também dão suporte para a teoria da deriva continental. Wegener indicou evidências de mudanças climáticas globais severas no passado. O estudo de depósitos glaciais em diversos continentes indicou que, a cerca de 220 a 300 milhões de anos atrás, capas de gelo cobriam extensas áreas do hemisfério sul. Rochas de origem glacial foram encontradas na América do Sul, na África, na Índia e na Austrália, indicando que estes continentes, nesta época, encontravam-se unidos no pólo sul, junto à Antártica. Por outro lado, para esta mesma época passada, existem evidências de ocorrência vegetação típica de climas tropicais em regiões do hemisfério norte, indicando que, no passado, a América do Norte e a Europa estavam mais próximas do Equador. Depósitos de origem glacial são encontrados em diversos locais do Brasil. Na Bahia, em várias localidades da Chapada Diamantina, os geólogos encontram rochas criadas a partir do derretimento de antigas geleiras. Apesar de todas as evidências apontadas por Wegener, ele não conseguiu explicar o mecanismo responsável pelo movimento das massas continentais e por isso ficou por muito tempo desacreditado no meio científico. Mais de 50 anos depois das postulações de Wegener, o avanço tecnológico permitiu o conhecimento de dados sísmicos e do campo magnético da Terra, e com isso surgiu, a partir da teoria da deriva continental de Wegener, a teoria da Tectônica de Placas. De acordo com o modelo da tectônica de placas, a parte superior do manto junto com a crosta formam uma camada rígida chamada de litosfera. Esta camada encontra-se sobre uma outra camada menos rígida chamada de astenosfera. A litosfera é quebrada em diversos segmentos chamados de placas, que estão constantemente se movimentando e mudando de forma e de tamanho. As sete maiores placas que compõem a nossa litosfera são: Placa Norte-Americana Placa Sul-americana Placa do Pacífico Placa Africana Placa Eurasiana Placa Australiana Placa da Antártica As placas litosféricas se movimentam de forma lenta, mas contínua, com razões de poucos centímetros por ano. Este movimento é responsável pela distribuição das massas continentais, gerando terremotos, criando vulcões e grandes cordilheiras de montanhas. As placas se movem como uma unidade coerente e as mais significativas interações ocorrem nos seus limites e não no seu interior. Ou seja, a ocorrência de eventos como terremotos, vulcanismo, geração de montanhas, em geral ocorrem no limite das placas. De acordo com o tipo de movimento, os limites de placas são classificados em três tipos: Limite divergente: as placas se afastam uma da outra devido ao movimento divergente. Esta separação ocorre em média com a velocidade de 5 cm/ano. O vazio 10

12 deixado por este afastamento é preenchido pelo material que ascende do manto criando um novo substrato marinho. Esta ascensão de magma vindo do manto gera cadeias de montanhas submersas chamadas de Dorsais Oceânicas. A partir do eixo central destas dorsais, nova crosta oceânica é continuamente formada. Essa crosta torna-se mais densa à medida que se resfria e se afasta da fonte que a criou, devido a este movimento contínuo de separação a partir do centro da dorsal. Este mecanismo vem ocorrendo nos últimos 165 milhões de anos no atlântico sul, separando a América do Sul da África e criando o nosso Oceano Atlântico. Aproximadamente no meio do caminho entre estes dois continentes, no fundo do mar, ocorre, na zona de separação das placas, uma cadeia de montanhas gerada pela atividade magmática (o magma vindo do manto extravasa continuamente neste local) chamada de Dorsal Meso-Atlântica. Limite Divergente Limite convergente: as placas se movem uma em direção a outra. Neste caso, a placa mais densa mergulha sobre a menos densa e afunda em direção ao manto sobre a crosta menos densa. Este consumo ou destruição de crosta contrabalança a geração de novas crostas que ocorre nos limites divergentes, mantendo a área superficial da Terra constante. Com o choque entre as crostas, ocorre o encurtamento das massas rochosas, gerando grandes cadeias de montanhas e intensa atividade vulcânica devido á fusão da rocha que mergulha em direção ao manto. Esta convergência pode se dá de três formas: Convergência entre crosta continental e crosta oceânica: nesta situação, a placa oceânica mais densa devido a sua composição basáltica (rica em ferro e magnésio), afunda sob a crosta continental menos densa de composição granítica (rica em alumínio). Este local onde a crosta afunda ou subducciona sobre a outra é chamada de Zona de Subducção. À medida que a crosta oceânica afunda, as altas temperaturas do manto fazem que as rochas se fundam gerando magma. Este magma é extravasado em vulcões no continente. Este mecanismo ocorre no limite oeste da América do Sul, na região dos Andes. Neste local, a placa oceânica mergulha sob a placa continental sul-americana gerando uma zona de subducção e a formação de cadeias de montanhas. Convergência entre duas crostas oceânicas: nesta situação, a placa oceânica mais antiga e, portanto, mais resfriada e mais densa, mergulha sob a placa menos densa. A atividade vulcânica ocorre de forma similar ao caso de choque entre crosta oceânica e continental, contudo, os vulcões gerados na placa oceânica menos densa formará ilhas vulcânicas ou arcos de ilhas. Grande parte das ilhas do pacífico são geradas pelo choque entre as duas crostas oceânicas. Convergência entre duas crostas continentais: no caso de convergência entre duas crostas continentais, devido à baixa densidade destas crostas, nenhuma das 11

13 Geologia Geral e do Brasil duas consegue entrar em subducção ou mergulhar sob a outra. O resultado é a colisão entre dois blocos continentais, gerando encurtamento crustal e formando grandes cadeias de montanhas. A colisão entre o supercontinente da Índia e a Ásia produzindo o Himalaia é o mais clássico exemplo de colisão entre duas crostas continentais. Limite Convergente Limite convergente: as placas se movem uma em direção à outra. Neste caso, a placa mais densa mergulha sobre a menos densa e afunda em direção ao manto sobre a crosta menos densa. Este consumo ou destruição de crosta contrabalança a geração de novas crostas que ocorre nos limites divergentes, mantendo a área superficial da Terra constante. Com o choque entre as crostas, ocorre o encurtamento das massas rochosas, gerando grandes cadeias de montanhas e intensa atividade vulcânica devido à fusão da rocha que mergulha em direção ao manto. Esta convergência pode se dar de três formas: Convergência entre crosta continental e crosta oceânica: nesta situação a placa oceânica, mais densa devido a sua composição basáltica (rica em ferro e magnésio), afunda sob a crosta continental menos densa de composição granítica (rica em alumínio). Este local onde a crosta afunda ou subducciona sobre a outra é chamada de Zona de Subducção. À medida que a crosta oceânica afunda, as altas temperaturas do manto fazem que as rochas se fundam gerando magma. Este magma é extravasado em vulcões no continente. Este mecanismo ocorre no limite oeste da América do Sul, na região dos Andes. Neste local, a placa oceânica mergulha sob a placa continental sul-americana, gerando uma zona de subducção e a formação de cadeias de montanhas. Convergência entre duas crostas oceânicas: nesta situação, a placa oceânica mais antiga e, portanto, mais resfriada e mais densa, mergulha sob a placa menos densa. A atividade vulcânica ocorre de forma similar ao caso de choque entre crosta oceânica e continental; contudo, os vulcões gerados na placa oceânica menos densa formará ilhas vulcânicas ou arcos de ilhas. Grande parte das ilhas do pacífico são geradas pelo choque entre as duas crostas oceânicas. Convergência entre duas crostas continentais: no caso de convergência entre duas crostas continentais, devido à baixa densidade destas crostas, nenhuma das duas consegue entrar em subducção ou mergulhar sob a outra. O resultado é a colisão entre dois blocos continentais, gerando encurtamento crustal e formando grandes cadeias de montanhas. A colisão entre o supercontinente da Índia e a Ásia, produzindo o Himalaia, é o mais clássico exemplo de colisão entre duas crostas continentais. 12

14 Limite conservativo: neste limite, as placas passam uma ao lado da outra sem gerar ou destruir a litosfera. Estes limites são gerados por zonas fraturadas na crosta, em geral, com mais de 100km de comprimento, onde os segmentos de crosta se movimentam em sentidos contrários, lado a lado, gerando as Falhas Transformantes. Nestas regiões é muito intensa a incidência de abalos sísmicos e terremotos. Um exemplo deste tipo de limite é a Falha de Santo André, na América do Norte. Ao longo desta falha, a Placa do Pacífico se move na direção noroeste passando ao lado da Placa Norte-Americana, gerando intensa atividade tectônica na costa oeste dos Estados Unidos e Canadá. Qual é a força responsável pelo movimento das placas? O principal modelo criado para explicar a deriva continental e a tectônica de placas é a existência de grandes correntes de convecção no manto. Plumas de material mais aquecido tornam-se menos densas e ascendem, depois começam a se resfriar, ficam mais densas e descem, criando as células de convecção dentro do manto. Este mecanismo é, grosso modo, similar ao observado em uma panela de água fervente. Falhas de Santo André O movimento das células de convecção na astenosfera menos sólida faz com que a litosfera rígida se movimente como se estivesse em uma esteira rolante. Segundo este modelo, a ascensão do material geraria o afastamento da litosfera, enquanto que o fluxo convectivo descendente geraria as zonas de subducção. Deformações e Estruturas Geológicas Quais são as forças capazes de transformar rochas comuns em enormes estruturas montanhosas maciças como os Alpes, os Andes ou os Himalaias? Quais forças teriam o poder de contradizer a natureza rígida destas rochas deformando-as e dobrando-as? A Tectônica de Placas produz as mais importantes feições de larga-escala encontradas no planeta. Graças a ela são geradas bacias oceânicas e cadeias de montanhas. Essa mesma força capaz de mover as placas produz grandes rupturas na crosta, soerguimento e rebaixamento de grandes blocos rochosos. Quando as placas interagem, nos seus limites, sejam divergentes, convergentes ou transformantes (conservativos), as rochas que compõem a crosta ficam sujeitas a um poderoso stress. 13

15 Geologia Geral e do Brasil Stress é a força aplicada a uma rocha por unidade de área, usualmente é expressa como kg/cm 2. Quando uma rocha sofre um stress, ela é deformada, mudando de forma e de volume. A análise das estruturas deformacionais apresentadas pelas rochas permite aos geólogos entender antigos movimentos de placas ou outros eventos geológicos do passado. As rochas podem sofrer três tipos de stress, cada um correspondendo a um dos três tipos básicos de limites de placas: As rochas que se encontram em margens de placas convergentes sofrem stress compressional. Este tipo de stress reduz o volume das rochas. As rochas que sofrem compressão geralmente são dobradas, havendo um aumento no sentido vertical e uma diminuição lateral. As rochas que se encontram em margens divergentes sofrem stress tencional ou de extensão. As rochas são esticadas, havendo uma diminuição no sentido vertical e um aumento lateral da área ocupada por estas rochas após a deformação. As rochas em margens de placas transformantes são movimentadas lateralmente em sentidos opostos, sofrendo um stress de cizalhamento. Através deste tipo de stress, grandes blocos de rocha são movimentados lateralmente. Quando sujeitas ao stress, as rochas respondem de formas diferentes, a depender das condições de temperatura e pressão do ambiente onde se encontram. Estas condições dependem da sua profundidade e vão refletir em um comportamento mais ou menos plástico das rochas. As rochas que se encontram a grande profundidades (geralmente abaixo de 20 km), sujeitas a altas temperaturas e pressões, vão responder à deformação de forma plástica ou dúctil. As rochas mais próximas à superfície, em geral, respondem ao stress de forma rígida ou rúptil. Os principais tipos de deformação tectônica sofridas pelas rochas são as dobras e as falhas. Dobras As dobras são estruturas construídas em camadas ou estratos rochosos que foram depositados originalmente na horizontal e depois sofreram uma deformação plástica ou dúctil. As dobras podem variar muito de tamanho, ou seja, podem apresentar uma extensão de poucos milímetros até centenas de quilômetros. As dobras podem apresentar duas formas principais: Sinclinais: são dobras côncavas. As rochas são dobradas tendendo a formar bacias ou vales, contudo, a expressão final no relevo vai depender da resistência das rochas a erosão. 14

16 Anticlinais: são dobras convexas. As rochas são dobradas tendendo a formar domos ou morros, contudo, como no caso anterior, a expressão final no relevo vai depender da resistência das rochas à erosão. Os lados de uma dobra são chamados de flancos ou limbos. As compressões, em geral, produzem uma seqüência de sinclinais e anticlinais que apresentam sempre um flanco em comum. Cada sinclinal ou anticlinal tem um plano axial, um plano imaginário que divide a dobra em duas partes aproximadamente iguais. As dobras (sinclinais e anticlinais) podem ser: Simétricas: quando o plano axial é aproximadamente vertical e os flancos apresentam a mesma inclinação. Dobras simétricas geralmente ocorrem quando a compressão é relativamente suave; Assimétricas: em situações onde a compressão é mais intensa, como próximo aos limites de placas, as forças tectônicas compressivas forçam um flanco a se movimentar mais que o outro, gerando dobras assimétricas. Nestas dobras o plano axial é inclinado; Recumbentes: com a continuidade da compressão, o plano axial da dobra assimétrica pode deitar até ficar na horizontal, virtualmente paralelo à superfície da Terra. As dobras recumbentes são tipicamente encontradas em cadeias de montanhas fortemente deformadas como os Apalaches, os Himalaias e os Alpes Europeus. Falhas Quando as rochas sofrem stress a baixas temperaturas e baixas pressões litostáticas, onde elas encontram-se ainda em estado muito rígido, surgem rachaduras ou fraturas. Como as rochas, neste caso, não têm plasticidade suficiente para dobrar, elas se rompem. O caso mais drástico é quando ocorre um movimento ao longo destas fraturas, gerando as falhas. Falhas são fraturas na crosta terrestre com deslocamento relativo, perceptível entre os lados contíguos e ao longo do plano de falha. As falhas podem deslocar grandes blocos rochosos ao longo de um plano de falha. O plano de falha é a superfície ao longo da qual ocorre o movimento dos blocos. Devido aos processos erosivos a que estão sujeitas as rochas na superfície, dificilmente são encontrados os originais planos de falha. Na Bahia, o desnível topográfico que separa a Cidade Alta da Cidade Baixa foi gerado por uma falha, a chamada Falha de Salvador. Esta falha representa a borda da Bacia do Recôncavo, aberta como uma conseqüência secundária da separação Brasil / África, que gerou o Atlântico Sul. Ao longo do tempo, o plano de falha já sofreu um grande recuo erosivo, estando atualmente a superfície de erosão nas proximidades do Elevador Lacerda. O bloco de rocha localizado acima do plano de falha é chamado de teto. O bloco localizado abaixo do plano de falha é chamado de muro. 15

17 De acordo com o seu movimento relativo (de um bloco em relação ao outro), as falhas são classificadas em: Geologia Geral e do Brasil üfalhas horizontais ou transcorrentes: são falhas geradas por stress de cizalhamento, gerando um movimento horizontal, paralelo ao plano de falha. A maior e mais conhecida falha transcorrente encontrada na literatura é a Falha de Santo André, nos Estados Unidos. ü Falhas verticais: neste tipo de falha, os blocos rochosos se movem verticalmente em relação ao plano da falha, como é o caso da Falha de Salvador. A depender da direção de movimento dos blocos, as falhas verticais podem ser: Falhas normais: o bloco do teto desce em relação ao muro. Este tipo de falha está geralmente associado com stress tencional ou divergente. A descida dos blocos rochosos, ocasionada por este tipo de falhamento, gera depressões chamadas de graben. O bloco do muro que permanece elevado em relação ao teto é chamado de horst. Falhas inversas: neste tipo de falha, o bloco do teto sobe em relação ao muro. Esta falha está geralmente associada com poderosas compressões horizontais, comuns onde existe convergência de placas. Escala de Tempo Geológico Durante muitos anos, não se sabia nenhum método confiável para datar os vários eventos no passado geológico. Em 1869, John Wesley Powell fez uma pioneira expedição ao Rio Colorado e ao Grand Canyon, nos Estados Unidos. Powell observou que os canyons desta região representavam um livro de revelações escrito nas rochas, como uma Bíblia da geologia. Ele afirmou que milhões de anos da história da Terra estavam expostos nas paredes do Grand Canyon. Semelhante a um longo e complicado livro de história, as rochas registram os eventos geológicos e as mudanças das formas de vida ao longo do tempo. Este livro, contudo, não está completo. Muitas páginas, especialmente nos primeiros capítulos, foram perdidas. Ainda hoje, muitas partes deste livro precisam ser decifradas. Interpretar a história da Terra é um dos objetivos fundamentais das ciências geológicas. Um dos princípios básicos usados, ainda nos dias atuais, para desvendar a história da Terra foi postulado por James Hutton no seu livro Teoria da Terra, publicado em 1700 O Princípio do Uniformitarismo. Este princípio diz que as leis químicas, físicas e biológicas que operam atualmente são as mesmas que operaram no passado geológico. Isso significa que as forças e os processos que nós 16

18 observamos atualmente agindo no nosso planeta têm atuado desde muito tempo atrás. Então, para decifrarmos as rochas antigas, temos, primeiramente, que compreender os processos que atuam hoje e os seus resultados. O Princípio do Uniformitarismo é geralmente expresso pelo ditado o presente é a chave para o passado. Os geólogos que desenvolveram a escala de tempo geológico revolucionaram a maneira com que as pessoas concebiam o tempo e como percebiam o nosso planeta. Eles mostraram que a Terra é muito mais antiga do que se poderia imaginar e que a sua superfície e o seu interior sofreram mudanças no passado através dos mesmos processos geológicos que operam atualmente. A escala de tempo geológico é uma escala que divide os 4,5 bilhões de anos da história da Terra em unidades de várias magnitudes de acordo com os eventos geológicos ocorridos. A principal subdivisão da escala de tempo geológico é chamada de eon. Os geólogos dividiram o tempo geológico em dois grandes eons: Precambriano (dividido em Arqueano e Proterozóico): representa os primeiros 4 bilhões de anos da história do planeta. Fanerozóico: representa últimos 540 milhões de anos. O Precambriano representa cerca de 88% da história da Terra, mas pouco se sabe sobre este período. Devido à grande raridade de fósseis para datações, não foi possível subdividi-lo em pequenas unidades de tempo. O Fanerozóico é marcado pelo aparecimento de animais com partes duras, como as conchas, que permitiram a sua preservação fóssil. Este eon foi dividido em três eras, que, por sua vez, foram divididas em períodos: Era Paleozóica ( milhões de anos atrás): marca o aparecimento de diversos organismos invertebrados, dos primeiros organismos com conchas, dos peixes, das plantas terrestres, dos insetos, dos anfíbios e dos répteis. Por outro lado, o final desta era é marcada pela extinção de várias espécies, estima-se que aproximadamente 80% da vida marinha desapareceu nesta era. Durante esta era, o movimento das placas juntou todas as massas continentais em um único supercontinente chamado Pangea. Esta redistribuição de massa e terra gerou grandes mudanças climáticas que se acredita ser a causa da grande extinção de espécies ocorrida nesta época. Está subdividida em seis períodos: Cambriano Ordoviciano Siluriano Devoniano Carbonífero Permiano o Era Mesozóica ( milhões de anos atrás): é marcada pelo aparecimento e extinção dos dinossauros e pelo surgimento dos primeiros pássaros e das primeiras plantas com flores. Está subdividida em três períodos: Triássico Jurássico Cretáceo 17

19 Geologia Geral e do Brasil Era Cenozóica (65 milhões de anos até os dias atuais): representa a menor de todas as eras e que se encontra melhor registrada. Marca o aparecimento dos mamíferos e o desenvolvimento da vida humana. Está subdividida em dois períodos: Terciário Quaternário Atividade Complementar 1.No início deste tema, nós discutimos como uma erupção vulcânica, atividade ocorrida na crosta ou na Terra sólida, causa sérios efeitos na hidrosfera, na biosfera e na atmosfera, evidenciando a interação entre os diversos sistemas que compõem a Terra como um todo. Cite um outro evento natural e descreva como a sua atuação na Terra sólida interfere nas condições biológicas, hidrográficas e atmosféricas. 2.Quais as principais evidências apontadas pelos cientistas de que os continentes estariam juntos a cerca de 200 milhões de anos atrás e teriam migrado até as posições atuais? 3.Sabendo-se que as forças tectônicas podem romper ou deformar as rochas, explique o que são falhas e o que são dobras e como são formadas. 18

20 MINERAIS E ROCHAS Ciclo das Rochas Além do valor econômico associado às rochas e aos minerais, todos os processos da Terra estão de alguma forma ligados às propriedades destes materiais. Desta forma, o conhecimento básico dos materiais terrestres é essencial no conhecimento dos fenômenos que ocorrem no planeta. As rochas são divididas em três grupos baseados em seu modo de origem: rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. A inter-relação entre estes tipos de rochas é representada pelo ciclo das rochas. Com isso, o ciclo das rochas demonstra também a integração entre diferentes partes do complexo sistema terrestre. O ciclo das rochas nos ajuda a entender a origem das rochas ígneas, sedimentares e metamórficas e a perceber que cada tipo está ligado aos outros através de processos eu agem na superfície e no interior do planeta. Tomando arbitrariamente um ponto de início para o ciclo das rochas, temos o magma. O magma é um material derretido formado no interior do planeta. Eventualmente este material se resfria e se solidifica. Este processo de solidificação do magma é chamado de cristalização. A cristalização do magma pode ocorrer na superfície, através de erupções vulcânicas, ou ainda em subsuperfície (no interior da crosta). Em ambos os casos as rochas geradas são chamadas de rochas ígneas. Quando as rochas ígneas são expostas na superfície (devido a um levantamento crustal, erosão, ou por já terem se cristalizado na superfície), sofrem a ação de agentes como a água, as variações de temperatura, mecanismos de oxidação, etc. Estes agentes causam a desintegração e a decomposição das rochas na superfície num processo chamado de intemperismo. Este material (partículas e/ou substâncias dissolvidas) resultante da desagregação e decomposição das rochas é chamado de sedimentos. Os sedimentos são transportados pelos agentes erosivos água, gelo, vento ou ondas e eventualmente são depositados. Os sedimentos podem formar campos de dunas, planícies fluviais, mangues, praias, etc. Quando os sedimentos são compactados, através da sobreposição de camadas de sedimentos umas sobre as outras, ou cimentados, através da percolação de água contendo carbonato de cálcio ou sílica, esses sedimentos, então, se convertem em rocha. Este processo de transformação de sedimentos em rocha é chamado de litificação e resulta na formação de rochas sedimentares. 19

21 Geologia Geral e do Brasil Se as rochas sedimentares forem submetidas a grandes temperaturas e pressões responderam às mudanças nas condições ambientais com a recristalização e o rearranjo de seus minerais, criando o terceiro tipo de rocha as rochas metamórficas. Essas mudanças ambientais podem ocorrer, por exemplo, se estas rochas forem envolvidas na criação de cadeias de montanhas através de forças tectônicas ou entrarem em contato com massas magmáticas (fluxos de magma). Se as condições ambientais a que forem submetidas as rochas sedimentares forem capazes de fundi-las, estas rochas serão transformadas em magma e podem voltar a formar rochas ígneas. Seguindo um outro caminho, as rochas ígneas podem, ao invés de serem desagregadas e decompostas na superfície, sofrer a ação de esforços compressionais e a elevação da temperatura e pressão pode causar o metamorfismo destas rochas, vindo a formar rochas metamórficas. As rochas metamórficas, quer sejam de origem ígnea ou de origem sedimentar, quando expostas na superfície vão sofrer a ação dos agentes de intemperismo, transformando-se em seixos, grãos, partículas ou soluções dissolvidas sendo posteriormente depositados como sedimentos. Caso estes sedimentos sejam litificados (cimentação e compactação), formará rochas sedimentares. Num caminho inverso, as rochas sedimentares, expostas na superfície, sofrerão a ação dos processos intempéricos e se desagregarão ou serão decompostas, tornando-se, novamente sedimentos inconsolidados, compondo, por exemplo, planícies ou campos de duna. Ciclo das Rochas Rochas Ígneas Como já foi dito anteriormente, as rochas ígneas são formadas pela cristalização do magma quando este se resfria. O magma (rocha fundida) vem de profundidades geralmente acima de 200 km e consiste primariamente de elementos formadores de minerais silicatados (minerais do grupo dos silicatos, formados por silício e oxigênio, acrescidos de alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio, magnésio, dentre outros). Além destes elementos, o magma também contém gases, principalmente vapor d água. Como o magma é menos denso que as rochas, ele migra tentando ascender à superfície, num trabalho que leva centenas a milhares de anos. Chegando à superfície o magma extravasa produzindo as erupções vulcânicas. 20

22 As grandes explosões que, às vezes, acompanham as erupções vulcânicas são produzidas pelos gases que escapam sob pressão confinada. As erupções vulcânicas lançam para a superfície fragmentos de rocha e fluxos de lava. A lava é similar ao magma, contudo, na lava, a maior parte dos gases constituintes do magma já escapou. As rochas resultantes da solidificação ou cristalização da lava geram dois tipos de rocha: Rochas vulcânicas ou extrusivas: são as que se cristalizam na superfície; Rochas plutônicas ou intrusivas: são aquelas que se cristalizam em profundidade. À medida que o magma se resfria, são criados cristais de minerais até que todo o líquido é transformado em uma massa sólida pela aglomeração dos cristais. A razão ou taxa de resfriamento influencia no tamanho dos cristais gerados: Quando o resfriamento se dá de forma lenta, os cristais têm tempo suficiente para crescerem, então a rocha formada terá grandes cristais, ou seja, a rocha será constituída por poucos e bem desenvolvidos cristais; Quando o resfriamento se dá de forma rápida, ocorrerá a formação de um grande número de pequenos cristais. Desta forma, se uma rocha ígnea apresenta cristais que são visíveis apenas com o auxílio de um microscópio, sabe-se que ela se cristalizou muito rápido. Mas, se os cristais identificados a olho nu, então essa rocha se cristalizou lentamente. Em geral, as rochas vulcânicas se cristalizam rapidamente pela brusca mudança de condições de temperatura quando a lava chega à superfície; já as rochas plutônicas geralmente se cristalizam mais lentamente em regiões mais profundas. Como se Classificam as Rochas Ígneas? As rochas ígneas podem variar muito de composição e aparência física. Isso ocorre devido às diferenças na composição do magma, da quantidade de gases dissolvidos e do tempo de cristalização. Existem dois principais modos de classificar as rochas ígneas: com base na sua textura e com base na sua composição mineralógica. Classificação das Rochas Ígneas de Acordo com sua Textura A textura descreve a aparência geral da rocha, baseada no tamanho e arranjo dos cristais. A textura é importante porque revela as condições ambientais em que a rocha foi formada. Afanítica: as rochas apresentam pequenos cristais muito pequenos. Estas rochas podem ter-se cristalizado próximamente à superfície ou na própria superfície. Em algumas situações essas rochas podem mostrar pequenos buracos formados devido ao escape de gases durante a sua cristalização, que são chamados de vesículas. 21

23 Geologia Geral e do Brasil Fanerítica: são formadas quando as massas de magma se solidificam abaixo da superfície e os cristais têm tempo suficiente para se desenvolverem. Neste caso, a rocha apresenta cristais grandes, que podem ser individualmente identificados. Porfirítica: como dentro do magma os cristais não são formados ao mesmo tempo, alguns cristais podem ser formados enquanto o material ainda está abaixo da superfície. Se ocorrer a extrusão deste magma, os cristais formados anteriormente, quando o magma estava no interior da crosta, ficarão emersos em um material mais fino solidificado durante a erupção vulcânica. O resultado é uma rocha com cristais grandes emersos em uma matriz de cristais muito finos. Esses cristais maiores são chamados de pórfiros, daí a textura receber o nome de porfirítica. Vítrea: a textura vítrea ocorre quando, durante as erupções vulcânicas, o material se resfria tão rapidamente em contato com a atmosfera que não há tempo para ordenar a estrutura cristalina. Neste caso, não são formados cristais, e, sim, uma espécie de vidro natural. A mais comum destas rochas é conhecida como obsidiana. Um outro tipo de rocha vulcânica que exibe a textura vítrea é a púmice (vendida comercialmente como pedra púmice). Diferentemente da obsidiana, a púmice exibe muitos veios de ar interligados, como uma esponja, devido ao escape de gases. Algumas amostras de púmice, inclusive, flutuam na água devido a grande quantidade de vazios. Classificação das Rochas Ígneas de Acordo com sua Composição Mineralógica A composição mineral das rochas ígneas depende da composição química do magma a partir do qual estes minerais serão formados. Contudo, um mesmo magma pode produzir rochas de composição mineral muito diversa. O cientista N. L. Bowen descobriu que em magmas resfriados em laboratório, certos minerais se cristalizam primeiro quando em temperaturas muito altas. Com o abaixamento sucessivo da temperatura, novos cristais vão sendo formados. Ele descobriu, também, que os cristais formados reagem com o magma restante para criar o próximo mineral. Esta seqüência de cristalização é conhecida como série de cristalização magmática ou Série de Bowen. Nesta série, a olivina é o primeiro mineral a se formar. Ela reage com o magma para formar o piroxênio que, por sua vez, reage para formar o anfibólio, e este para formar a biotita. Da mesma forma, o plagioclásio cálcico é o primeiro a ser formado e de sua reação com o magma se forma o plagioclásio rico em sódio. Os últimos minerais a se formar, já em baixas temperaturas, são o feldspato potássico, a muscovita e o quartzo. 22

24 Todos estes minerais que fazem parte da Série de Bowen são espécies de silicatos, ou seja, são compostos de sílica (silício e oxigênio) associada a algum ou alguns outros elementos químicos, como ferro, cálcio, magnésio, alumínio, potássio, etc. As rochas ígneas são classificadas em quatro grupos principais de acordo com o percentual de sílica presente em cada uma delas: Rochas ultramáficas: o termo máfico vem de magnésio e ferro. As rochas ultramáficas são compostas por Série de bower silicatos de ferro e magnésio (olivina e piroxênio) e apresentam relativamente pouca sílica (menos que 40%). A rocha ultramáfica mais comum é o peridotito. O peridotito apresenta uma cor verde e é muito denso. Em geral, cristaliza-se abaixo da superfície, mostrando uma textura fanerítica. É composto por 70 a 90% de olivina. Rochas máficas: as rochas máficas contém entre 40 e 50% de sílica e são compostas, principalmente, por piroxênio e plagioclásio cálcico. Este é o tipo de rocha ígnea mais abundante na crosta, e o seu representante principal é o basalto. O basalto é uma rocha escura, relativamente densa e com textura afanítica, pois se cristaliza na superfície ou próximo a ela. Os basaltos são as rochas predominantes nas placas oceânicas e são os principais constituintes de várias ilhas vulcânicas, como as ilhas do Havaí. Os basaltos também constituem vastas áreas do Brasil, principalmente no Paraná. O equivalente plutônico do basalto é o gabro, ou seja, quando o magma de composição basáltica cristaliza em profundidade (abaixo da superfície), formando uma rocha chamada de gabro, que apresenta textura fanerítica. Rochas intermediárias: as rochas ígneas intermediárias contêm cerca de 60% de sílica. Além do plagioclásio cálcico e dos minerais ricos em ferro e magnésio, como os piroxênios e anfibólios, contém também minerais ricos em sódio e alumínio, como biotita, muscovita e feldspatos. Podem apresentar, também, uma pequena quantidade de quartzo. Basalto A rocha vulcânica intermediária mais comum é o andesito e o seu equivalente plutônico é o diorito. O primeiro apresenta textura afanítica, enquanto que o segundo apresenta textura fanerítica. Rochas félsicas: o termo félsico vem de feldspato e sílica. Rochas ígneas félsicas contêm mais que 70% de sílica. São geralmente pobres em ferro, magnésio e cálcio. São ricas em feldspato potássico, micas (biotita e muscovita) e quartzo. A rocha ígnea félsica mais comum é o granito. O granito é uma rocha ígnea plutônica. Como o magma félsico é mais viscoso (por ser pobre em água), geralmente se cristaliza antes de chegar à superfície, por isso as rochas félsicas plutônicas são mais comuns. Quando este magma consegue chegar à superfície, extravasando em intensas erupções, a rocha formada é o riolito. 23

25 Geologia Geral e do Brasil Granito As rochas ultramáficas e máficas contêm os primeiros minerais da Série de Bowen, ou seja, são minerais que se cristalizam a temperaturas muito altas (acima de 1000 C). Já as rochas félsicas contêm os últimos minerais a se cristalizarem, com temperaturas mais baixas (abaixo de 800 C). Rochas Sedimentares A formação das rochas sedimentares tem início com o intemperismo. O intemperismo (conforme será discutido no Tema 3) quebra as rochas em pequenos pedaços, e alteram a composição química das mesmas e transformando os minerais em outros mais estáveis nas condições ambientais onde o intemperismo está atuando. Depois, a gravidade e os agentes erosivos (águas superficiais, vento, ondas e gelo) removem os produtos do intemperismo e transportam para um novo local onde eles são depositados. O produto do intemperismo, posteriormente transportados pelos agentes erosivos, é chamado de sedimento. Com a continuidade da deposição, esses sedimentos soltos ou inconsolidados podem se tornar rocha, ou seja, ser litificados: Quando uma camada de sedimento é depositada, ela cobre as camadas anteriormente depositadas naquele local, podendo criar uma pilha de sedimentos de centenas de metros de profundidade; Essa acumulação de material, uns sobre os outros, vai compactando esse material devido ao peso das camadas sobrepostas; Nesta pilha de sedimentos, que pode chegar a quilômetros de profundidade, o decaimento de isótopos radiativos, que compõem alguns grãos minerais misturados nestes sedimentos, gera calor; Esses sedimentos empilhados em camadas são também invadidos por água subterrânea que transportam íons dissolvidos; A combinação do calor, da pressão causada pelo peso dos sedimentos e dos íons transportados pela água, causam mudanças na natureza química e física dos sedimentos, num processo conhecido como diagênese. Só depois de processada a diagênese é que ocorre a conversão dos sedimentos em uma rocha sedimentar sólida, a litificação. 24