Geologia Geral 11

 

República De Angola Governo Da Província De Luanda Direcção Provincial Da Educação De Luanda Instituto Médio Polivalente Do Regimento De Policia Militar

 

Miradouro da Lua (Luanda) Foto de António Adão

11ª Classe

 António Adão  António

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Tema de Introdução – Noção de geologia Def. 1 – Definição de Geologia O termo geologia provem do grego “geo” significa Terra, e “logos” significa estudo, ciência, pensamento. A geologia é a ciência que estuda a estrutura, composição, forma e dimensão da terra e todos os processos que nela tem lugar.

Objecto de Estudo da Geologia O objecto de estudo da geologia centra-se principalmente no estudo das rochas e da contribuição da crusta terrestre, também investiga a composição, estrutura e a evolução da terra. É objecto da Geologia o estudo dos agentes de formação e transformação das rochas, da composição e disposição das rochas na crosta terrestre. Objectiva a formação de profissionais especializados no conhecimento da composição, estrutura e história evolutiva da Terra e capacidade a aplicar este saber no aproveitamento, potencialização e preservação dos recursos naturais e no planejamento do uso e ocupação do solo.

Diferentes Ramos da Geologia Divisão da Geologia Geologia Teórica ou Geral:  

1. Geol Geolog ogia ia físi física ca – estu estuda da os tipo tiposs de mate materia riais is e seu seu modo modo de ocor ocorrê rênc ncia ia,, bem bem como como o estudo de certas estruturas. •  Mineralogia – estuda os minerais

 António Adão  António

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•

 Petrologia  – ramo da geologia que implica o estudo pormenorizado da origem da estrutura e

compos com posiçã içãoo das roc rochas has.. Div Divide ide-se -se em pet petrol rologi ogiaa sed sedime imenta ntar, r, pet petrol rolog ogia ia met metamó amórfi rfica ca e  petrologia ígnea.  •

Sedimentologia – estuda os depósitos sedimentares. sedimentares.

•

Geologia estrutural ou tectónica  – estuda as estruturas terrestres e os movimentos da crusta

terrestre, bem como as deformações que provocam. •

Geomorfologia – ocupa da descrição e interpretação interpretação das formas de relevo terrestre. terrestre.

2. Geologia histórica  – estuda e procura datar cronologicamente a evolução geral do planeta, as

modificações estruturais, geográficas e biológicas ocorridas na terra. •  Paleontologia  – é o ramo da geologia que se ocupa do estudo dos fósseis (restos de

organismos “animais ou vegetais” que ficaram registrados ou preservados nas rochas da crosta terrestre. A paleontologia divide-se em: Paleozoologia e Paleobotanica. •  Estratigrafia  – consiste no estudo da sucessão, correlação, forma, distribuição, litologia,

conteúdo fósseis e outras características úteis para a interpretação i nterpretação da história dos estratos.

Geologia Aplicada: 1. À economia – refere-se do estudo da influência da geologia na economia, ou seja é o estudo dos

materiais do reino mineral que o homem extrai da terra para a sua sobrevivência e evolução. •

Mineração

•

Petróleo

2. À engenharia – emprega os conhecimentos geológicos para a solução de certos problemas de

engenharia engen haria civil, princ principalm ipalmente ente na abertura abertura de tún túneis eis e canais canais,, imp implan lantaç tação ão de bar barrag ragens ens,, construção de estradas, obtenção de água subterrânea, projecto de fundações, taludes, etc.

Ciências Auxiliares da Geologia São ciências auxiliares da geologia: a química, a física, a biologia, a matemática, astronomia e outras. Estas ciências são aplicadas à descoberta e aproveitamento de minério, combustíveis e recursos hídricos, à engenharia e ao meio ambiente, ajudando os geólogos na sua interpretação.

Importância das Investigações Geológicas na Economia O estudo da geologia não é só de interesse científico, mas também económico e cultural. É graças as investigações geológicas que grandes e importantes recursos minerais ou energéticos são descobertos e explorados. O aproveitamento dos mesmos pode definir o desenvolvimento socioeconómico de um país. A geologia também tem grande importância na:  António Adão

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 – Prospecção e exploração de de recursos minerais, hídricos hídricos e energéticos;  – Caracterização de materiais terrestre (minerais, (minerais, rochas, fósse fósseis, is, minérios);  – Ensino de geologia em estabelecimentos estabelecimentos de ensino médio e superior  superior   – Geologia aplicada à engenharia de túneis, barragens, estrad estradas, as, aterros, contenção de encos encostas, tas, dentre outros;  – Sondagem, incluindo locação de poços;  – Avaliação de impactos ambientais e projectos de recuperação ambiental ambiental

Importância das Investigações Geológicas na Economia de Angola A geologia de Angola oferece aspectos de particular relevância para a economia do País. Os recursos geológicos existentes são abundantes, sendo os diamantes e o petróleo dois dos mais relevantes. As indústrias extractivas são um dos sectores económicos que mais contribuem para o produto interno bruto (PIB) do País. Potencial Geológico

 Na realidade, a exploração mineira centra-se na exploração de petróleo, de diamantes, de rochas ornamentais e inertes (calcários, argila, areias e burgaus), destinados essencialmente à construção civil.

Amostra de calcário conquífero

Amostra de mármore.

As riquezas minerais em Angola, não estão ainda suficientemente estudadas, mas existe um esforço do govern gov ernoo que rea realiz lizaa ime imenso nso tra trabal balho ho de pes pesqui quisa, sa, pro prospe specçã cçãoo e explor exploraçã ação, o, permit permitind indoo o mel melhor  hor  conhecimento sobre as reais potencialidades do país.

 António Adão  António

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- A geologia é uma ciência presente em todas as actividades do nosso cotidiano. - Com a geologia relacionam-se diversos campos do conhecimento. - As investigações geológicas são fundamentais para um melhor conhecimento das reais potencialidades do  país ao nível de certos recursos recursos minerais. - Angola é um país com elevado potencial geológico, nomeadamente ao nível de certos recursos, como, por  exemplo, o petróleo, os diamantes e o ferro. Detendo-nos na frase de F. Bacon, " a natureza para ser comandada precisa ser obedecida ", expressão que revela a maravilhosa capacidade de percepção e síntese própria dos sábios, podemos entendê-la como a  própria essência conceptual conceptual da Geologia de Engenharia.

Tema 1 – estrutura da terra – contributo par o seu conhecimento 1. Loca Locali liza zaçã çãoo da da Ter Terra ra A terra no Universo Def. 2 - Universo – é tudo que existe no espaço e no tempo

O universo é formado pelos planetas, estrelas, meteoritos, asteróides, cometas, etc. estes astros organizamse em Galáxia Def. 3 –  Galáxia  – são acumulações de grandes ilhas de diferentes corpos celestes, principalmente as

estrelas que giram o espaço celestes. A galáxia é a unidade básica do universo, num sistema material da ordem de 10.000 ano-luz (ano-luz – é a distancia percorrida pela luz durante um ano com a velocidade de 300.000 km/s).

Tipos de Galáxia Existem muitas galáxias no universo, estimadas em 100.000.000 separadas entre si por uma distância de 2 à 3 milhões de anos-luz. A mais próxima galáxia da Via Láctea (galáxia onde se encontra o nosso sistema solar), chama-se Andromeda. As galáxias podem apresentar as seguintes formas da esquerda para direita: irregular , espiral , espiral  barrada e enana esferoidal.

 António Adão  António

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Origem do Universo – Teoria de Big Bang Actualmente acredita-se que toda a energia e matéria do universo estavam concentrada no “ovo cósmico”, ou glóbulo de 100 milhões de Km², que acerca de10 à 15 mil milhões de anos (sua idade), originou uma gigantesca explosão (Big Bang), e desde então evolui até atingir o seu aspecto actual.

Composição Química do Universo A composição química do universo é estimada à 99% de hélio e hidrogénio, e somente 1%de elementos mais pesados.

Alguma Definições •

Corpos celestes – matéria de diferentes naturezas que existe no espaço

•  Estrelas – corpos geralmente gasosos e de forma esférica que brilham emitindo energia

luminosa e calorífica. •  Planetas – corpos aproximadamente esférico que se encontram entre as estrelas, girando

em torno deles. •  Asteróides – corpos rochosos que move em torno do sol, entre os planetas Marte e Jupter. •

Cometas  –– pequenos corpos celestes de forma aproximadamente esférica, de 1 à 2 km de diâmetros, constituídos por poeira cósmica, partículas de gelo e gases.

A terra no Sistema Solar A Terra é um um planeta  planeta do Sistema Solar , sendo o terceiro em ordem de afastamento do Sol e o quinto em diâmetro. É o maior dos quatro planetas rochosos. Entre os planetas do sistema, a Terra tem condiç condições ões únicas únicas:: man mantém tém grande grandess qua quanti ntidad dades es de água em estado líquido, tem  placas  placas   tectónicas e um forte campo magnético magnético.. A atmosfera interage com os sistemas vivos. A ciência ciência   moderna coloca a Terra como único corpo planetário conhecido que possui vida da forma a qual .

conhecemos •

Orbita – é a trajectória curva descrita pelos planetas.

Os planetas possuem dois movimentos que são: •

Movimento de Translação – é o movimento dos planetas em torno do sol, segundo

uma orbita elíptica. •

Movimento de Rotação – é o movimento dum Planeta em torno de um eixo imaginário

que liga os seus pólos (norte e sul), segundo uma determinada direcção. Planetas do Sistema Solar

 António Adão  António

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Os Planetas do sistema solar, apesar de serem diferentes, têm em comum o facto de descrever Orbitas em volta do Sol, movimento de rotação e translação, e são planetas. Os Planetas do sistema solar são:  Mercúrio, Vénus, Terra, Marte, Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno e  Plutão

Classificação dos Planetas

Os Planetas do Sistema Solar podem ser considerados tendo em conta as orbitas que descrevem. Assim os Planetas dizem-se  Interiores ou Inferiores, quando suas orbita estão situadas entre o Sol e a cintura de Asteróides. Este grupo inclui os seguintes Planetas: Mercúrio , Vénus, Terra e Marte Quando os Planetas percorrem orbitas exteriores à cintura de asteróides, chamam-se Planetas Exteriores ou Superiores como: o Júpiter, Saturno, Urano, Plutão. Outros corpos celestes

Um Asteróide é um corpo menor do sistema solar , geralmente da ordem de algumas algumas centenas de quilómetros apenas. É também chamado de planetóide. O termo "asteróide" deriva do grego "astér ", ", estrela, e "oide", sufixo que denota semelhança Os asteróides asteróides estão concentrad concentrados os em uma órbita cuja distância média do Sol é de cerca de 2,17 a 3,3 unidades astronómicas, entre as órbitas de Marte e Júpiter. Esta região é conhecida como Cinturão de Asteróides Um Meteorito é a denominação dada quando um meteoróide, formado por fragmentos de asteróides  ou  cometas ou ainda restos de planetas desintegrados, que podem variar de tamanho

desde simples poeira a corpos celestes com quilómetros de diâmetro alcançam a superfície da Terra,, pode ser um aerólito (rochoso), siderito (metálico) ou Terra ou  siderólito  siderólito (metálico-rochoso). Meteorito Marília, um condrito H4, que caiu na cidade de Marília, 5:00p.m interior de São Paulo, em 5 de Outubro de 1971, às

.

Origem do sistema solar

O Sistema Solar é constituído pelo Sol  e pelo conjunto dos corpos celestes que se encontram no seu campo gravítico, e que compreende os  planetas, e uma miríade de outros objectos de menor   António Adão

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dimensão entre os quais se contam os  planetas anões  e os  corpos menores do Sistema Solar   (asteróides, asteróides, transneptunianos e cometas cometas))

Ainda não se sabe, ao certo, como o sistema solar foi formado. Existem várias teorias, mas apenas uma é actualmente aceite. Trata-se da Teoria Nebular ou Hipótese Nebular.

Hipótese Nebular é uma teoria sugerida em 1755 pelo filósofo alemão  alemão  Immanuel Kant  e

desenvolvida em 1796 pelo matemático matemático   francês Pierre-Simon Laplace no livro  Exposition du Systéme du Monde. Segundo essa hipótese o Sistema Solar teria se originado há cerca de 4.600

milhões de anos a partir de uma vasta nuvem de gás e poeira – a nebulosa solar . Esse processo teria evoluído na seguinte sequência: 1. Contracção Contracção da nnebulo ebulosa sa graça graçass à exist existência ência de uuma ma força ddee atracção atracção gravitacional gravitacional gerada gerada  pelo aumento da massa em sua região central. Esta contracção teria provocado um aumento da velocidade de rotação. O calor gerado no interior dessa nebulosa é tal, que desencadeia reacções químicas e físicas que a fazem brilhar; 2. Achatam Achatament entoo até à for forma ma de disco, disco, com uma mass massaa densa e luminos luminosaa de gás em posição posição central, o proto-sol, correspondente a cerca de 99% da massa da nebulosa; 3. Durant Durantee o arrefecime arrefecimento nto do disco neb nebula ularr em torno do prot proto-s o-sol ol houv houvee conden condensaç sação ão dos materiais da nébula em grão sólidos. As regiões situadas na periferia arrefeceriam mais rapidamente que as próximas da estrela em formação. Uma vez que a cada temperatura corresponde a condensação de um tipo de material com determinada composição química, teria ocorrido uma separação mineralógica de acordo com a distância ao Sol; 4. Em cada cada um umaa das das zona zonass do dis disco co assi assim m form formad adas as,, a forç forçaa da gravid gravidad adee prov provoc ocar aria ia a aglutinação de poeiras, que formariam pequenos corpos chamados planetesimais, com di diâm âmet etro ro de cerca cerca de 100 100 me metro tros. s. Os ma maio iores res dess desses es corp corpos os at atraí raíram ram os meno menore res, s, verificando verifi cando-se -se a colisã colisãoo e o aumen aumento to progr progressiv essivoo das dimensões dos plane planetesima tesimais. is. Todo estee proces est processo, so, den denomi ominad nadoo acrecção , cond conduz uziu iu à form formaç ação ão de corp corpos os de maio maiore ress dimensões, os protoplanetas e posteriormente, aos planetas.

2. Estr Estrut utur uraa da Terr Terraa

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Forma da Terra

O planeta Terra tem aproximadamente uma forma esférica, mas a sua rotação causa uma pequena deformação para a forma elipsoidal (achatada aos pólos). A forma real da Terra é chamada de Geóide,, apresenta forma muito irregular, ondulada, matematicamente complexa. Geóide Dimensão da terra

Com o progresso das ciências e os avanços tecnológicos, tem aumentado os nossos conhecimentos sobre algumas das grandezas físicas que caracterizam o nosso planeta. Assim, por exemplo foram determinadas a sua massa, volume e densidade. Massa

A massa da terra é calculada pela aplicação do princípio da atracção universal de Newton, que diz que a matéria atrai matéria na razão directa das massas e na razão inversa do quadrado da distância que as separa.

Onde G é a constante de gravitação cujo valor é de 6,67 6,6722 x10 x10-11 N m2/kg2 no sist sistem emaa in inter terna nacio ciona nall de unidades, m1 e m 2 as massas de cada um dos corpos em quilogramas (kg), d a distância entre os dois corpos em metros (m) e F a força de atracção gravitacional em newton (N). Volume da terra

O volume da terra é de 5,974 x 10 21 toneladas; Densidade da terra

- Densidade média da Terra: ρ = 5,527 g/cm3 - Densidade média da Crosta: ρ = 2,76 g/cm3

A superfície externa da terra  António Adão  António

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GEOSFERA

A Litosfera, sinónimo de geosfera, é uma camada rígida que engloba a Crosta terrestre e a  parte mais externa do Manto superior, que atinge uma profundidade entre 50 km (nos oceanos) e 100 km (nos continentes), e que se situa sobre a Astenosfera (camada plástica constituída por rochas parcialmente fundidas). A Litosfera é rígida por estar relativamente fria por se situar à superfície do planeta. Segundo a tectónica de placas a Terra caracteriza-se pela formação, movimento e destruição das largas e rígidas placas litosféricas existentes na superfície do planeta. HIDROSFERA

A hidrosfera é o somatório de toda a água existente na superfície terrestre. O maior  reservatório de água é os oceanos, que contêm mais de 95,96 % de toda a água. Isto significa que a maioria da água do ciclo hidrológico é salina, água não potável – um facto que tem importantes implicações para o Homem, porque está dependente da água doce, como recurso,  para beber, para a agricultura e usos industriais. CICLO HIDROLÓGICO

Figura 20 – Ciclo hidrológico da água (adaptado de Skinner  et al , 1999)

O ciclo hidrológico descreve o fluxo de água entre as várias reservas da hidrosfera (fig.20). O total da água no sistema hidrológico é limitada, mas pode haver largas flutuações nos locais

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de reservatório, como sejam inundações numa área e secas noutra – mas a uma escala global essas flutuações não alteram o volume total de água na Terra. O movimento de água no ciclo hidrológico é accionado pelo calor do Sol, que causa evaporação da água dos oceanos e superfícies terrestres. O vapor de água produzido entra na

atmosfera e move-se em conjunto com o ar circulante. Parte do vapor de água condensa, sob condições certas de temperatura e humidade, e cai na forma de  precipitação (como chuva e neve) em terra ou oceanos. A chuva que cai nos solos pode evaporar directamente ou pode ser captada pela vegetação e, eventualmente, retornar à atmosfera através das folhas pelo processo de transpiração, ou  pode ser encaminhada para cursos de água. Parte pode infiltrar-se no solo, e tornar-se parte dos vastos reservatórios de águas subterrâneas, podendo voltar à superfície através de nascentes. A neve pode permanecer no solo por uma ou duas estações até derreter e fluir  através do solo ou por cursos de água. A neve que alimenta os glaciares pode ficar “retida” muito mais tempo, até milhares de anos, mas, eventualmente, derrete ou evapora e retorna aos oceanos. ATMOSFERA

A atmosfera é actualmente composta essencialmente por três gases: azoto, oxigénio e árgon (fig.16). Os outros gases menores também são importantes, pois contribuem para o efeito de estufa. A atmosfera aquece devido à energia solar que atinge o planeta e que em parte é absorvida e parte é reflectida. A camada de ozono situada na estratosfera constitui o principal filtro para os raios ultravioleta, evitando danos e mutações nas células dos seres vivos. Sem esta camada a vida em terra teria sido impossível (fig.17). •

A at atm mosfe osfera ra te terr rres estr tree é uma camada de ar que possui cerca de 700 km de espessura.

•

Até uma altura de 25 km, os comp compon onen ente tess

dessa essa

ca cam mada ada

 podem ser classificados em dois grupos: o primeiro chamado ar  seco, constituído constituído de nitrogénio nitrogénio,, oxigénio e uma minúscula quantidade de hidrogénio e gases  António Adão

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nobres; o segundo grupo de componentes do ar é composto por variados gases: vapor  d'água, dióxido de carbono e outros gases de procedência industrial. •

Ela age como uma barreira contra a radiação iónica e como receptor do calor solar; também nos protege dos meteoros: a maioria se queima antes de poder atingir a superfície. O esquema ao lado mostra as camadas da

BIOSFERA

A Terra apresenta três aspectos que a tornam única: o contínuo rearranjo dos continentes e ocea oceano noss (p (por or um proc proces esso so cham chamad adoo Te Tectó ctóni nica ca de Plac Placas as), ), um umaa quan quanti tida dade de de água água substancial e vida. A biosfera é o somatório de todos os seres vivos e da matéria orgânica em decomposição. Sem a atmosfera e hidrosfera, a biosfera não poderia ter evoluído. A vida começou, apesar da intensa radiação e pouco oxigénio, há cerca de 3,5 mil milhões de anos. Encontra-se organizada em diferentes níveis, desde o mais simples, a célula, até ao mais complexo, a biosfera. Actividade: 1 – O planeta Terra também apresenta uma Estrutura Externa, quais as camadas dessa estrutura ? 2 – Qual a característica desses ambientes ? 3 – Descreva a Litosfera ? 4 – Todo o conjunto de águas do planeta corresponde a que camada ? 5 – O que é a atmosfera e qual a sua importância ? 6 – Que elementos dão origem a Biosfera ? 7 – Qual a importância da Biosfera ? 8 – Por que é importante compreender a necessidade de preservação da Biosfera ? 9 –A figura(20) inserida no texto que simboliza a interdependência das esferas ( litosfera, atmosfera e hidrosfera )ou partes da terra. Dessas relações é correto afirmar que: a) a biosfera é a crosta sólida da terra e não tem relações com as camadas atmosféricas. b) da relação exclusiva entre atmosfera e litosfera resulta o ciclo da água ou ciclo hidrológico c) os solos derivam de uma relação mais direta entre litosfera, atmosfera e biosfera d) a hidrosfera é composta pelas bacias oceânicas e pelas terras emersas continentais

 António Adão  António

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A estrutura interna da terra Pa Para ra co conh nhec ecim imen ento to do inte interi rior or da Te Terr rrag ag é prec precis isoo ef efec ectu tuar ar muit muitas as obse observ rvaç açõe õess e consequentes estudos. Sabe-se que a Terra tem, em média, 6.400 km de raio e, portanto, um estudo directo não poderá ir além de pequenas profundidades. De facto, para além dos

milhares de sondagens que se tem feito para prospecção de jazigos de petróleo e outros mine mi nerai raiss as qu quai aiss não não exce excede dem m geral geralme ment ntee a prof profun undi dida dade de de 2. 2.50 5000 me metr tros os (qua (quand ndoo ultrapassam esta profundidade dizem-se ultraprofundas e não ultrapassam os 9.000 metros), efect efectua uaram ram-se -se algu alguma mass sond sondag agen enss ultr ultrap apro rofu fund ndas as com com o obje objecti ctivo vo de se conh conhec ecer er a co cons nsti titu tuiç ição ão do inte interi rior or da Te Terr rra. a. Cont Contud udo, o, a perf perfur uraç ação ão ma mais is prof profun unda da at atin ingi giuu a  profundidade de 12.023 metros, realizada, em e m 1984, na Península de Kola (ex-URSS), o que corresponde a 0,19% do raio da Terra. A perfuração de poços de grande profundidade  permite que se realizem importantes investigações no domínio da petrologia, paleontologia, geoquímica e geofísica. As minas que se destinam à exploração de recursos minerais não excedem os 4 Km de profundidade.

Sismologia e o conhecimento do globo terrestre

Um sismo, também chamado de terramoto, é um fenó fenóme meno no de

vibração brusca e passageira da superfície da Terra, Terra, resultante de movim ovimen ento toss

subte ubterr rrân âneo eoss

de

 placas rochosas, de actividade actividade   vulcânica, ou por deslocamentos (migração) de gases no interior da Terra, principalmente metano. metano. O movimento liber eraação

é

causado

rápida

de

pela

gra ranndes

quanti qua ntidad dades es de energia sob a forma de ondas sísmicas. sísmicas.

 António Adão  António

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A maior parte dos terramotos ocorrem nas fronteiras entre  placas tectónicas, tectónicas, ou em falhas  falhas  entre dois blocos rochosos. O comprimento de uma falha pode variar de alguns centímetros até milhares de quilómetros, como é o caso da falha de San Andreas na Califórnia Califórnia,, Estados  Estados  Unidos CAUSAS DOS SISMOS

Um sismo pode ter origem: •  Numa acção humana (sismo artificial); •  Numa causa natural (sismo natural). Os sismos naturais podem ter origem: •

 Um movimento tectónico (SISMOS TECTÓNICOS), 

Falha – fractura que divide uma rocha em dois blocos que se movimentam um relativamente ao outro.

Um sismo pode ocorrer no momento em que a rocha fractura ou depois de fracturada quando os blocos se deslocam. Teoria do ressalto elástico  •

Quando o material terrestre é sujeito a um nível de tensão que ultrapassa o seu limite elástico, verifica-se deformação permanente desse material.

•

A cedência pode ocorrer de um modo dúctil (induzindo dobramento do material) ou  por fractura frágil (provocando movimentação em falhas). Esta última situação  produz um sismo.

 António Adão

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•

Uma erupção vulcânica (SISMOS VULCÂNICOS)

•

Um colapso, desabamento (SISMOS DE COLAPSO). COLAPSO) . 

•

Os tre tremor mores es de cur curta ta duraç duração ão são sem semelh elhant antes es aos sismos sismos tect tectóni ónicos cos.. São resultantes da fracturação da rocha aquando de movimentos ascendentes do magma. Este tipo de sismicidade revela um aumento significativo da dimensão do corpo magmático próximo da superfície.

•

Crê-se que os tremores de longa duração indicam um aumento da pressão de gás na estrutura do vulcão. Podem ser comparados ao ruído e vibração que por vezes ocorre na canalização em casas. Estas oscilações são o equivalente às vibrações acústicas que ocorrem no contexto de uma câmara magmática de um vulcão.

•

Os tremores harmónicos oco ocorrem rrem devid devidoo ao movime movimento nto de magma magma abaixo abaixo da superfície. A libertação contínua de energia deste tipo de sismicidade contrasta com a libertação contínua de energia que ocorre num sismo associado ao movimento de falhas tectónicas. tectónicas.

Os padrões de sismicidade são geralmente complexos e de difícil interpretação. No entanto, um aumento da actividade sísmica num aparelho vulcânico é preocupante, especialmente se sismos de longa duração se tornam muito frequentes e se tremores harmónicos ocorrem.

 António Adão  António

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Ondas sísmicas e detecção de sismos A energia libertada no foco de um sismo propaga-se em todas as direcções sob a forma de ondas elásticas, designadas por  ondas sísmicas, que se deslocam com uma velocidade determinada (velocidade de propagação), e segundo a direcção de propagação. As ondas sísmicas propagam-se através dos corpos  por intermédio de movimentos ondulatórios, como qualquer onda, dependendo a sua propagação das car caracte cterís rísticas cas

físico-q -quuímicas

dos

corpo rpos

atravessados. Obsser Ob ervvand ando o esqu esquem emaa apre aprese sent ntad adoo do la lado do esqu esquerd erdo, o, pode podemo moss di dizer zer que que as onda ondass sísm sísmic icas as classificam-se em dois tipos principais: as ondas que se gera geram m nos nos foco focoss sí sísm smic icos os e se prop propag agam am no inte interi rior or do gl glob obo, o, desi design gnad adas as onda ondass inter interiore iores, s, volumétricas ou profundas (1 e 2) , e as que são

geradas com a chegada das ondas interiores à superfície terrestre, designadas por ondas superficiais (3 e 4). As ondas interiores, são de dois tipos:

1) Ond Ondas as pri primár márias ias,, longit longitudi udinai nais, s, de com compre pressã ssãoo ou simplesmen simplesmente te on onda dass P –  correspondem a um movimento vibratório em que as partículas dos materiais rochosos oscilam para a frente e para trás (1), na mesma direcção de propagação do raio sísmico, comprimindo e distendendo as rochas alternadamente; a direcção de vibração das partículas é a mesma da propagação da superfície de onda; são as mais rápidas e, portanto, as primeiras a atingir a superfície terrestre, daí também a designação de ondas primárias. 2) Ondas transversais, de cisalhamento ou simplesmente ondas S – provocam vibrações nas partículas numa direcção perpendicular ao raio sísmico ( 2), isto é, as partículas que tr tran ansm smit item em as onda ondass vibr vibram am perp perpen endi dicu cula larme rment ntee à di dire recçã cçãoo de prop propag agaç ação ão da onda onda;;  propagam-se com menos velocidade do que as ondas P, atingindo a superfície terrestre em segundo lugar, sendo, também, designadas por ondas secundarias.

 António Adão  António

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As ondas P propagam-se nos meios sólidos, líquidos e gasosos, havendo variação de velocidade quando passam de um meio para o outro, enquanto as ondas S apenas se  propagam nos meios sólidos. A velocidade das ondas P e S varia com as propriedades das rochas que atravessam, nomeadamente com a sua rigidez e com a sua densidade. Com a chegada das ondas interiores à superfície geram-se ondas superficiais que são, em geral, as causadoras das destruições provocadas pelos sismos de grande intensidade. Nas ondas superficiais distinguem-se dois tipos: 1) Ondas de Love ou ondas L , que são ondas de torção, em que o movimento das partículas é horizontal e em ângulo recto (perpendicular) à

direcção de propagação da onda ( 3); 2) Ondas de Rayleigh ou ondas R , que são  ondas circulares em que o movimento das partículas se produz num plano vertical àquele em que se encontra a direcção de propagação da onda ( 4). As ondas superficiais propagam-se com menor velocidade que as ondas P e S.

SISMÓGRAFO E SISMOGRAMAS

Sismógrafo

Sismograma mostrando o registo da chegada das ondas P, as de maior velocidade, chegada das ondas S, de menor velocidade que as ondas P, o intervalo de tempo decorrido entre a chegada das ondas P e S, e a seguir a amplitude das ondas L.

Os Sismógrafos são apa aparelh relhos os de precis precisão ão que reg regist istam, am, em sismogramas, as ondas sísmic sís micas. as. A inter interpret pretação ação dos sismogram sismogramas as per permit mitee aos esp especia ecialis listas tas em sis sismol mologi ogiaa retirarem informações muito úteis sobre as características das zonas terrestres atravessadas  pelas ondas sísmicas.

 António Adão  António

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Representação gráfica das duas características fundamentais de uma onda: T-Período da onda e AAmplitude da onda.

Intensidade sísmica e magnitude A intensidade sísmica é uma medida qualitativa que descreve os efeitos produzidos pelos terramotos em locais da superfície terrestre. A classificação da intensidade sísmica é feita

através da observação dos danos e de inquéritos à população à população  afectada. A magnitude sísmica consiste na avaliação da quantidade de energia liberada no hipocentro hipocentro   durante um sismo. A magnitude de um sismo pode ser quantificada usando a escala de de   Richter ee está relacionada com a energia liberada durante o sismo, Richter  Para Para cla class ssif ifica icarr a inte intens nsid idad adee sísm sísmica ica,, é usua usualm lmen ente te ut util iliz izad adaa a esc escala ala de Mer Mercal calli li   modificada. A escala de Richter  não mede a intensidade de um sismo mas sim a sua magnitude .

Escala de Mercalli A escala de Mercalli é uma escala qualitativa usada para classificar a intensidade de um terramoto a partir dos seus efeitos em pessoas e estruturas na superfície da Terra. Terra. A escala de Mercalli tem uma importância apenas qualitativa e não deve ser interpretada em termos absol termos absolutos utos,, uma vez que depende de obser observação vação humana. Por exemplo, um sismo de grau 8 na escala de Richter  num deserto inabitado é classificado como I na escala de Mercalli, enquanto um sismo de menor magnitude menor  magnitude sísmica sísmica,, por exemplo 5, numa zona onde as construções são débeis e pouco preparadas para resistir a terramotos, pode causar efeitos devastadores e ser classificado com intensidade IX.

Escala de Richter A escala de Richter quantifica a magnitude sísmica de um terramoto

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A magnitude é única para cada sismo, enquanto a intensidade das ondas sísmicas diminui conforme a distância das rochas atravessadas pelas ondas e as linhas de falha falha.. Assim, embora cada terramoto tenha uma única magnitude, seus efeitos podem variar segundo a distância, as condições dos terrenos e das edificações, entre outros factores. A escala de Richter não permite avaliar a intensidade sísmica de um sismo num local determinado e em particular em zonas urbanas. Para tal, utilizam-se escalas de intensidade tais como a escala de Mercalli 8e> Desastre em larga escala 7-7,9 7-7,9 Queda Queda de de ponte pontess e barrag barragens ens

6-6,9 Fendas no chão, queda de edifícios 5-5,9 Queda de mobiliário 4-4,9 3-3,9

Vidros partidos Sentido pela maioria das pessoas

2-2,9 2-2,9 Sentid Sentidoo por por algum algumas as ppess essoas oas 1-1,9 1-1,9 Sentid Sentidoo apenas apenas pelos pelos sismó sismógra grafos fos

Determinação do epicentro de um sismo A distância epicentral corresponde à distância que vai do epicentro à estação sismológica,  podendo ser medida em quilómetros e em ângulo epicentral. O ângu ângulo lo epic epicentr entral al corresponde ao ângulo formado por um raio terrestre que passa pelo epicentro e por outro raio terrestre, que passe pela estação sismológica. A determinação da distância epicentral necessita do conhecimento do atraso S-P.

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O efeito da diferente velocidade das ondas sísmicas observa-se através de uma análise de várioss sismogramas vário sismogramas do mesmo sismo. Quanto maior for a distâ distância ncia epicentral, epicentral, maior será o efeito da diferença diferença de velocidade, velocidade, pelo que maior será o valor do atraso S-P. Ao analisar analisar a figura ao lado, onde estão representados três tr ês sismogramas registados nas estações A, B e C, e comportamento das ondas sísmicas (ondas P, S e L) em função da distância epicentral, pode concluir-se: •

Quanto maior é a distância epicentral, maior é o atraso S-P, o que é visível através do maio ma iorr afas afasta tame ment ntoo das das curv curvas as de velo veloci cida dade de das das onda ondass sí sísm smic icas as e d maio maior  r  afastamento existente entre a chegada das ondas P e das ondas S nos sismogramas;

•

O registo da chegada das ondas P é tanto mais tarde quanto maior é a distância epicentral;

•

A velocidade das ondas P aumenta com o incremento da distância ao epicentro;

•

A velocidade das ondas S aumenta com o incremento da distância ao epicentro;

•

A velocidade das ondas L mantém-se constante, independente da distância epicentral.

A distância epicentral pode-se determinar através de uma tabela de distância-magnitudeamplitude, através de tabelas já existentes para o efeito e, empiricamente, através de uma fórmula. Os sismos, quanto à distância epicentral, podem ser considerados sismos locais (distância epicentral menor que 150 km), sismos próximos (distância epicentral menor que 1000 km) e sismos distantes (distância epicentral maior que 1000 km).

Distribuição geográfica dos sismos  António Adão  António

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Os sismos ocorrem sobretudo nas zonas situadas situadas no rebordo das  placas tectónicas, que são zonas de intensa intensa activi actividade dade sísmica. São frequentes tanto nos limites divergentes como nos limites convergentes. convergentes. A zona onde a actividade sísmica é mais intensa é no Círculo de fogo do Pacífico ou zona  zona  circumpacífica, que passa por toda a zona montanhosa do continente americano (Andes ( Andes,, Montanhas rochosas e ilhas Aleutas) Aleutas) e o lado ocidental do oceano ((Japão Japão,, Filipinas, Filipinas,  Nova   Nova  Guiné,, ilhas Fiji Guiné Fiji,, Nova Zelândia). Zelândia). É nesta zona que ocorrem 80% dos sismos a nível mundial. A cintura mediterrânea asiática também é importante e estende-se de Gibraltar  ao sudeste asiático (15% dos sismos).

Construção anti-sísmica Para evitar a devas devastação tação causada pelos sismo sismos, s, os paíse paísess mais avançado avançadoss tecnologica tecnologicamente mente têm vindo a desenvolver técnicas de construção anti-sísmica, isto é, novas regras e métodos de construção dos edifícios que os tornam mais resistentes aos abalos sísmicos. Países como o Japão e os Estado Estadoss Uni Unidos dos da Amé Améric ricaa têm desenv desenvolv olvido ido fortem fortement entee esf esforç orços os no melhoramento da resistência dos edifícios às vibrações da crosta provocadas pela brusca libertação de energia, que ocorre quando há um sismo de elevada magnitude.

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As ondas sísmicas na exploração da terra inacessível A sismologia ajud ajuda-n a-nos os a comp compro rova varr que que a Te Terra rra é comp compos osta ta por por vária váriass cama camada das, s, constituídas por diferentes materiais, uma vez que as ondas sísmicas não se propagam de forma igual quando as atravessam. Caso a Terra fosse homogénea, as ondas propagar-se-iam de maneira constante. O estudo do comportamento das ondas sísmicas, através do Globo terrestre, permitiu detectar  variações bruscas da sua velocidade ao serem atingidas determinadas profundidades, o que indica mudanças relativamente à composição e propriedades dos materiais que constituem o interior da Terra. Vp =√(K+ 4/3 μ)/ρ k = coeficiente de compressibilidade;

μ = coeficiente de rigidez; ρ = densidade. Vs =√μ / ρ

μ = coeficiente de rigidez; ρ = densidade. As superfícies no interior da Terra que separam materiais com diferentes composições e  propriedades designam-se por superfícies de descontinuidade.

Superfície de descontinuidade no globo terrestre • Descontinuidade de Conrad  – situa-se aproximadamente entre os 15 e os 20 Km de  profundidade e separa a Crosta Continental Superior da Crosta Continental Inferior. • Desc Descontin ontinuidad uidadee de Moho Mohorovi rovicic cic  – situa-se aproximadamente aos 30 Km de  profundidade e separa a Crosta Continental Inferior do Manto Superior. • Descontinuidade de Repetti  – situa-se aproximadamente aos 1000 Km de profundidade e separa o Manto Superior do Manto Inferior. • Desc Descontin ontinuidad uidadee de Gutem Gutemberg berg  – situa-se aproximadamente aos 2900 2900 Km de  profundidade e separa o Manto Inferior do Núcleo Externo que se encontra no Estado Líquido.

• Descontinuidade de Wiechert/Lehmann  Wiechert/Lehmann   – situa-se aproximadamente aos 5000 Km de  profundidade e separa o Núcleo Externo do Núcleo Interno.

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Descontinuidade é um termo usado em  geologia para designar as camadas de transição,

tant tantoo no in inte teri rior or da Te Terr rra, a, onde onde há dife difere renç nçaa na dens densid idad adee da ro roch chaa cons consti titu tuin inte te (descontinuidade da densidade) quanto para designar diferente fácies sedimentar. Há 4 descontinuidades relativas ao interior da Terra:

Zona de baixa velocidade Os primeiros 100 km de profundidade, que incluem a Crosta e parte do Manto Superior, recebem o nome de LITOSFERA. É uma zona rígida que tem a capacidade de resistir, durante imenso tempo, sem se deformar, a pressões elevadas. A partir da profundidade de 100 Km aproximadamente, a velocidade das ondas P diminui sensivelmente até à profundidade de 350 Km. Esta zona compreendida entre os 100 e os 350 Km, em que a velocidade das ondas é mais  baixa, é chamada Zona de Baixa Velocidade ou ASTENOSFERA. A Astenosfera é constituída por materiais pouco rígidos, no estado de semi-fusão e de grande plasticidade. Esta plasticidade permite que a Litosfera se possa movimentar sobre a Astenosfera. Zonas de Sombra

Quando ocorre um Sismo verifica-se a existência de uma zona sobre a superfície da Terra, variável conforme a localização do epicentro desse sismo, em que as ondas sísmicas P e S directas não são registadas pelos sismógrafos. Essa zona situa-se entre os 103º e os 143º a partir do epicentro e denomina-se ZONA DE SOMBRA SÍSMICA.

 Nas regiões que se localizam para além dos 143º já são registadas registadas ondas P directas, mas não ondas S, ou seja, as ondas S directas não se registam mais a partir de 103º de ângulo epicentral  –   – Zona de Sombra das ondas S .

A Zona de Sombra das Ondas P coincide com a Zona de Sombra Sísmica, corresponde à zona em que não são detectadas ondas P directas, zona entre os 103º e os 143º a partir do epicentro. Para além das diferenças de composição acima apontadas, o manto também apresenta características físicas muito diferentes das da crosta (e do núcleo). núcleo). Nos pontos seguintes é feita uma caracterização dos principais parâmetros físicos do manto.

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Estado do material

O material de que é composto o manto pode apresentar-se no estado sólido ou como uma  pasta viscosa, em virtude das pressões elevadas. Porém, ao contrário do que se possa imaginar, a tendência em áreas de alta pressão é para as rochas se manterem sólidas, pois assim ocupam menos espaço físico do que os líquidos resultantes da fusão. Além disso, a constituição dos materiais de cada camada do manto determina o estado físico local. Assim, o interior da Terra, incluindo o núcleo interno, tende a ser sólido porque, apesar das altíssimas temperaturas,, está sujeito a  pressões tão elevadas que os átomos ao serem compactados temperaturas obrigam a que as forças de repulsão entre os átomos sejam vencidas pela pressão externa. Em resultado, apesar da temperatura, a substância mantém-se sólida.

Determinação das características do interior da Terra utilizando ondas sísmicas.

Temperatura

As temperaturas do manto variam dos 100º C (373 K ) na interface com a crosta, até aos 3 500º C (3 873 K ) na inte interfa rface ce com com o núcl núcleo eo.. Es Este te aume aument ntoo de te temp mper eratu atura ra refle reflect ctee simultaneam simul taneamente ente a maior dificuldade dificuldade das camadas profundas em perde perderr calor por condução por  condução    para a superfície e a maior capacidade endógena de produzir calor em profundidade (por   António Adão

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radioactiva   e por  por fricção fricção   com os materiais fluidos em movimento aumento da desintegração radioactiva no núcleo externo). Viscosidade

A viscosidade no manto superior (a astenosfera astenosfera)) varia entre 1021 a 1024 Pa/ Pa/s, dependendo da  profundidade (para mais pormenores veja o artigo artigo). ). Porta Portant nto, o, o mant mantoo supe superi rior or pode pode deslocar-se vagarosamente, comportando-se simultaneamente como um sólido e como um líquido de alta viscosidade. Tal explica o lento movimento das  placas tectónicas e os movimentos isostáticos de afundamento e re-emergência (rebound ) das placas tectónicas quando o seu peso se altera (por exemplo com a formação de massas de gelo e o seu degelo). Densidade

A densidade nesta região aumenta linearmente de 3,4 a 4,6 (no manto superior) e de 4,6 a 5,5 (no manto inferior). No manto superior a presença da astenosfera marca zonas de fusão  parcial. Aparentemente nenhuma mudança de fase importante ocorre no manto inferior, apesar de ocorrerem pequenos gradientes na velocidade de propagação das ondas sísmicas aos 1 230 km e 1540 km de profundidade. Desta forma, acredita-se que o aumento na velocidade das ondas sísmicas deve ocorrer principalmente como resultado da compactação de um material de composição uniforme. Vários modelos têm sido propostos sugerindo que o manto inferior contém mais ferro do que o manto superior. Neste caso, a razão Fe/Mg variaria de 0,25 no manto superior a 0,6 no manto inferior. O aumento na massa atómica média aumentaria a densidade até valor  observado, sem a necessidade de recorrer a estruturas moleculares complexas. Estes modelos tem gerado muitas discussões, pois se o manto inferior é mais denso do que o superior seria difícil ocorrer movimentos de convecção convecção.. Por outro lado, existindo convecção generalizada no manto seria difícil manter a heterogeneidade da composição química por  gran grande dess in inte terv rval alos os de temp tempo. o. Entre Entreta tant nto, o, esta estass di difi ficu culd ldad ades es pode podem m ser ser cont contor orna nada dass admitindo-se a existência de células de convecção independentes no manto. Subdivisões do manto

Embora não existam diferenças marcadas nem descontinuidades óbvias no interior do manto, antes existindo gradientes que reflectem o aumento da pressão e da temperatura, é comum

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dividir-se o manto em duas camadas: (1) o manto superior (da Moho aos 650 km de  profundidade); e (2) o manto inferior (dos 650 km de profundidade ao limite externo do núcleo). Manto superior

O manto superior inicia-se na Moho, a qual sob a crosta oceânica está a uma profundidade média de 6 km e sob a crosta continental a uma profundidade média de 35 km, embora  podendo aí atingir profundidades superiores superiores a 400 km nas zonas de  de subducção subducção.. As velocidades das ondas sísmicas medidas nesta camada são tipicamente de 8,0 a 8,2 km/s, as quais são maiores do que as da crosta inferior (6,5 a 7,8 km/s). Os dados geofísicos demonstram que entre 50 e 200 km (ou mais nas zonas de subducção) de profundidade ocorre uma diminuição na velocidade das ondas P (longitudinais) e uma forte atenuação das ondas S (transversais), daí que esta região seja conhecida como zona de baixa velocidade. Evidências baseadas em dados geofísicos,  geológicos e  petrológicos  petrológicos,, e a comparação com corpos extraterrestres, indicam que a sua composição do manto superior é  peridotítica.  peridotítica. Os  peridotitos são uma família de rochas ultrabásicas, tipicamente compostas por olivina magnésica (aprox. 80%) e piroxenas (aprox. 20%). Embora raros à superfície, peridotitos afloram aflo ram nal nalgum gumas as ilhas ilhas oceâni oceânicas cas,, em camada camadass lev levant antada adass pel pelaa orogénese e em raros kimberlitos.. kimberlitos Experiências de fusão de peridotitos mostram que a sua fusão parcial pode originar os  basaltos oceânicos nas condições de pressão e temperatura existentes no manto superior. Este  processo ocorre provavelmente na zona de baixa velocidade, explicando a redução da velocidade sísmica pela fusão parcial dos materiais. Manto inferior

O manto inferior, ou manto interno, inicia-se a cerca dos 650 km de profundidade e vai até à descontinuidade de Gutenberg, Gutenberg, sita a 2.700 – 2.890 km de profundidade, na transição para o núcleo. O manto inferior está separado da astenosfera pela descontinuidade de Repetti Repetti,, sendo  pois uma zona essencialmente sólida e com muito muito baixa plasticidade. A densidade nesta região aumenta linearmente de 4,6 até 5,5. Aparentemente nenhuma mudançaa de fase mudanç fase imp import ortant antee oco ocorre rre no man manto to inf inferi erior, or, apesar apesar de ocorre ocorrerem rem pequen pequenos os gradientes de velocidade nos 1230 e 1540 km de profundidade. Desta forma, acredita-se que  António Adão

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o aumento na velocidade deve ocorrer principalmente como resultado da compactação de um material de composição uniforme. Vários modelos têm sido propostos sugerindo que o manto inferior contém mais ferro do que o manto superior. A temperatura varia de 1.000º C a 3.000° C, aumentando com a profundidade e com o calor   produzido pelo desintegração radioactiva e por condução a partir do núcleo externo (onde a  produção de calor por fricção face aos fluxos que geram o  o geomagnetismo é grande).

Modelo da estrutura interna da terra

Secção

esquemática repr preesent ntaando um corte em profundidade ao longo do raio terrestre.

Crusta e litosfera – A crusta (crosta) terrestre é a zona mais superficial e de menor 

densidade (d=2,7 g/cm3 a 2,9 g/cm3). Com base na velocidade de propagação das ondas sí sísm smic icas as,, na crus crusta ta ter terre rest stre re,, os sism sismól ólog ogos os cheg chegar aram am aos aos segu seguin inte tess resu result ltad ados os:: à  profundidade de cerca de 17 km há uma variação na velocidade de propagação das ondas P e S, o que pressup pressupõe õe a alteração alteração das caracterís características ticas do materi material al e por conseguint conseguintee a existência existência de uma descontinuidade, designada descontinuidade de Conrad . Entre a superfície e a descontinuidade de Conrad a velocidade de propagação das ondas sísmicas é: Vp=5,6 km/s e Vs=3,3 km/s; a partir da descontinuidade de Conrad até à descontinuidade de Moho os valores são: Vp=6 a 7 km/s e Vs=3,7 km/s. Deste modo, a descontinuidade de Conrad

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subdivide a crusta continental em: crusta continental superior e crusta continental inferior. A primeira camada, também designada por  Sial, devido ao predomínio do silício

(Si) e do alumínio (Al), sendo constituída em grande parte por rochas do tipo geral do granito  –  camada granítica; a segunda, denominada Sima, por ser rica em silício (Si) e magnésio (Mg), deverá ser constituída por rochas da família do gabro e do tipo do basalto - camada basáltica. A crusta oceânica é formada por uma camada basáltica, com velocidades de

 propagação das ondas sísmicas do tipo P entre 4 a 5 km/s, com cerca de 1 a 4 km de espessura e pela camada oceânica, com velocidade de propagação das ondas do tipo P entre 6 a 7 km/s, com cerca de 5 a 6 km de espessura. espessura. Que Querr a crusta continent continental, al, quer a oceânica, oceânica,  possuem na sua parte superior uma camada sedimentar de espessura variável. A litosfera, com com espe espess ssur uraa de apro aproxi xima madam damen ente te 100 100 km km,, engl englob obaa as roch rochas as da crus crusta ta te terre rrest stre re (continental e oceânica) e uma parte do manto superior, como uma unidade rígida. A llitosfera itosfera é formada por um mosaico de placas rígidas e móveis - as placas litosféricas ou tectónicas. A astenosfera, representada na secção esquemática, entre os 400 e 650 km de profundidade, com a cor verde-claro, segue-se à litosfera, fazendo parte do manto superior, é uma zona  plástica constituída por rochas fundidas. Na astenosfera as ondas propagam-se com uma velocidade menor do que na litosfera, o que leva alguns autores a designá-la por  zona de baixas velocidades. A astenosfera constitui uma camada importante na mobilidade da

li lito tosf sfera era,, nã nãoo só por por ser ser cons consti titu tuíd ídaa por por ma mate teri riais ais pl plás ásti tico coss mas mas ta tamb mbém ém por por nela nela se desenvolverem as correntes de convexão, que trataremos no Tema Tectónica de placas. O manto inferior está separado da astenosfera pela descontinuidade de Repetti, prolongase até à base do núcleo (2.700 - 2.890 km). A camada D" tem uma espessura calculada entre 200 e 300 km e representa cerca de 4% da massa manto-crusta. Faz parte do manto inferior, camada ada D" pod acontecen aconte cendo do que des descon contin tinuid uidade adess sís sísmic micas as sug sugerem erem que a cam podee diferi diferir  r  quimicamente do manto inferior.

O núcleo constitui a zona central, essencialmente formado por ferro e níquel e diferente da composição dos silicatos que o envolvem. Com base nas propriedades físicas, é possível distinguir duas zonas: núcleo interno, sólido, e núcleo externo, líquido.

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A estrutura interna da Terra segundo diferentes conceitos, de acordo com as diferentes características físicas consideradas.

Situado sob a descontinuidade de Gutenberg, o núcleo, é constituído essencialmente por  ferro e níquel, podendo conter algum silício e enxofre. Subdivide-se em núcleo externo (até 5.200 km; 30,8% da massa da Terra; profundidade de 2.890 - 5.150 km), supostamente líquido, como se deduz do comportamento das ondas sísmicas, e núcleo interno (1,7% da massa de Terra; profundidade de 5.150 - 6.370 km), considerado como estando no estado sólido. A descontinuidade de Lehmann separa os dois meios. Para a medição das descontinuidades laterais é preciso fazer uma grande quantidade de medições sismográficas e, depois, usar a tomografia que é a reconstrução de uma imagem (mapa) a partir das projecções sismográficas e das zonas de sombra. Podemos fazer uma analogia entre a tomografia e o raio X usado pelos médicos. O raio X feito a um paciente a  partir de diferentes direcções e reconstituído numa imagem única será análogo a uma tomografia de uma região terrestre.

TEMA 2 – CONSTITUIÇÃO DA TERRA A Terra é constituída, basicamente, por três camadas estáticas: Crosta – Camada superficial sólida que circunda a Terra; Manto – camada logo abaixo da crosta. É formada por vários tipos de rochas que, devido às altas temperaturas, encontram-se no estado pastoso e recebem o nome de magma; Núcleo Núcleo –  – Compreende a parte central do planeta e acredita-se que seja formado por metais como ferro e níquel em altíssimas temperaturas.

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1. CIC CICLO GEOL GEOLÓG ÓGIC ICO O E LIT LITOLOG OLOGIC ICO O - Diver iversi sida dade de E Origem Das Rochas

Esquema do ciclo das rochas, litológico ou petrogenético.

2.1 CICLO GEOLÓGICO E LITOLOGICO O CICLO GEOLÓGICO

A atmosfera, os oceanos e a crosta terrestre originam-se no interior profundo da Terra, tal como as forças que deformam esta última. Estas forças tectónicas, accionadas pela energia  proporcionada pelo calor interno da Terra, criam placas tectónicas e mantém-nas em movimento. Vemos os efeitos das forças tectónicas nas erupções vulcânicas e nos sismos, tal como na grandeza dos cinturões montanhosos. Ao estudar o movimento das placas, os sismos, os vulcões e as deformações da crosta, os geólogos podem inferir acerca das  propriedades do interior profundo do do nosso planeta, bem como das forças em jogo. Todass estas forças, tanto externas como internas operam Toda operam,, tal como tantas outras, outras, em ciclos. ciclos.  Nesta secção discutiremos, brevemente, três desses ciclos que, no seu conjunto, formam o ciclo geológico: são eles o ciclo hidrológico, o ciclo litológico e o ciclo tectónico tec tónico (este último entrosado no ciclo litológico).

O ciclo litológico é um conjunto de processos geológicos pelos quais cada um dos três grandes tipos de rochas ( ígneo, sedimentar ou metamórfico ) é formado formado a partir dos outro outross

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Figura – O –  O ciclo litológico simplificado, proposto por James Hutton há mais de 200 anos. Adaptado de Press, F. & Siever, R. (1997)

O ciclo das rochas representa as diversas possibilidades de transformação de um tipo de rocha em outro. As setas que interligam as rochas ígneas, sedimentares e metamórficas indicam processos relacionados às Dinâmicas Externa e Interna da Crosta terrestre (Figs.). Os continentes se originaram ao longo do tempo geológico pela transferência de materiais menos densos do manto para a superfície terrestre. As rochas, uma vez expostas à atmosfera e à biosfera passam a sofrer a acção do intemperismo, através de reacções de oxidação, hidratação, solubilização, ataques por substâncias orgânicas, variações diárias e sazonais de temperatura, entre outras. O intemperismo faz com que as rochas percam sua coesão, sendo erodidas, transportadas e depositadas em depressões onde, após a diagênese, passam a constituir as rochas sedimentares. A cadeia de processos de formação de rochas sedimentares  pode actuar sobre qualquer rocha (ígnea, metamórfica, sedimentar) exposta à superfície da Terra. (Dinâmica Externa) Devido à deriva dos continentes, as rochas podem ser levadas a ambientes muito diferentes daqueles onde elas se formaram. Qualquer tipo de rocha (ígnea, sedimentar, metamórfica) que sofra a acção de, por exemplo, altas pressões e temperaturas, sofre as transformações mine mi neral ralóg ógica icass e text textur urais ais,, torn tornan ando do-s -see uma uma roch rochaa me meta tamó mórfi rfica. ca. Se as cond condiç içõe õess de metamorfismo forem muito intensas, as rochas podem se fundir, gerando magmas que, ao se solidificar, darão origem a novas rochas ígneas. (Dinâmica Interna) O Ciclo das Rochas existe desde os primórdios da história geológica da Terra e, através dele, a crosta de nosso planeta está em constante transformação e evolução. Por este processo geológico, unidades rochosas de diferentes idades pode ser vistas lado a lado na superfície.  António Adão  António

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2.2 OS MINERAIS TERRESTRE 2. OS MINER MINERAIS AIS – Unida Unidade de Básic Básicaa Das Rocha Rochass UTILIZAÇÃO DOS MINERAIS PELO HOMEM  

Desde cedo o Homem reconheceu a importância do uso dos minerais. Ao longo dos tempos foi-se diversificando e alargando de acordo com a expansão da ciência e da indústria. A utilização dos minerais remonta mesmo à Pré-História, período em que o Homem ainda não tinha desenvolvido a arte da escrita. Nesse tempo os minerais usados eram nomeadamente a hematite e óxidos de manganês, com os quais pintava as paredes das cavernas onde habitava; as argilas constituíam, por sua vez, a matéria-prima para o fabrico de tijolos e olaria enquanto as turquesas, as granadas, as ametistas e outros minerais coloridos, o ouro, a  prata e o cobre para ornamentação e utensílios. Homem da Idade da Pedra sabia que a dureza e a tenacidade das fibras de actinolite  poderiam ser aplicadas para cortar. A distribuição geográfica de ferramentas de fibras de actinolite revela que um intenso comércio foi desenvolvido com base neste mineral, uma vez que foram encontradas ferramentas muito longe de fontes naturais deste material. Outros minerais como quartzo, mais propriamente a variedade sílex, e o jade foram largamente utilizados no fabrico de armas e ferramentas.  Na actualidade o quartzo ainda é utilizado, por exemplo, no fabrico de relógios. Na Idade dos Metais (Bronze e Ferro) desenvolveu-se em grande escala a arte da fundição, pela qual os metais são extraídos dos minerais. Também os minerais industriais, aqueles que constituem fontes puras de material ou de um determina determ inado do elem element ento, o, se rev revelam elam de extrem extremaa imp import ortânc ância ia para para o Homem Homem como como por  exemplo exemp lo manufactura manufactura eléctri eléctrica ca de insuladore insuladores, s, refract refractores, ores, cerâmica, vidro vidros, s, abrasivos, abrasivos, fertilizantes, fluxos para processos metalúrgicos, cimentos e outros materiais de construção. As pedras preciosas também podem ser consideradas minerais industriais, uma vez que algumas, para além da sua beleza, podem ter numerosas aplicações, sobretudo devido à sua dureza. É o caso do diamante, cuja dureza torna-o um eficiente abrasivo.  DEFINIÇÃO DE MINERAL MINERAL 

A definição de mineral vária, de autor para autor. Contudo restringindo o conceito podemos dizer que mineral é um corpo sólido, natural e inorgânico, com uma estrutura interna

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cristalina que tem uma composição química que só variará entre certos limites e que pode adquirir, naturalmente, formas poliédricas (designadas por cristal). Uma substância para ser considerada um mineral terá de:

Ter uma estrutura interna cristalina –  ser um sólido propriamente dito de estrutura interna  bem definida e electricamente ele ctricamente neutro no seu todo; a exigência de que um mineral tem de ser  sólido exclui do universo dos minerais os líquidos, os gases e os vidros. O gelo (H2O), forma cristalina da água no estado sólido, é inorgânico, pelo que, quando natural, é um minneral mi eral.. Na Terr Terraa o gelo gelo ocor ocorre re natu natura ralm lmen ente te nas nas zona zonass pola polare ress (o (ond ndee exis existe te  permanentemente), nos glaciares glaciar es das zonas z onas montanhosas e onde, localmente, a temperatura for suficientemente baixa. A água porém, não é um mineral. Ser  inorgânico  – implica que todas as substâncias produzidas por animais ou plantas não sejam consideradas minerais. Uma pérola por exemplo não é um mineral atendendo a que se trat trataa de um pr prod odut utoo segr segreg egad adoo por por um anim animal al (o (org rgân ânic ico, o, port portan anto to), ), embo embora ra seja seja essenc ess encial ialmen mente te consti constituí tuída da por uma subst substânc ância, ia, químic químicaa e estrut estrutura uralmen lmente, te, idênti idêntica ca ao mineral aragonite. Ocorrer naturalmente – tem de se formar sem intervenção do Homem; assim, as réplicas

de pedras preciosas não são consideradas minerais embora sejam idênticas químicas, física e estruturalmente às pedras preciosas naturais como por exemplo, os rubis sintéticos, as espinelas, etc. Do mesmo modo se produzem em laboratório cristais indistinguíveis do mineral halite a partir da evaporação de uma solução de cloreto de sódio.  DESIGNAÇÃO DE UM MINERAL

A de desi sign gnaç ação ão cien cientí tífi fica ca de um mi mine nera rall é por por norm norma, a, in indi dica cado do pelo pelo ci cien enti tist staa que, que,  primeiramente o descreveu (o mesmo se passa com os os animais e com as plantas). Seguindo, tal como Lineu, um esquema semelhante ao seguido na designação das espécies animais e vegetais J. D. Dana (1837 - 1844) usou designações binomiais latinas, como por  exemplo o género Baralus que incluía várias espécies. Este método foi abandonado e os minerais são designados por vernáculos, frequentemente formados com o sufixo ite. O nome de um mineral deriva, frequentemente do latim ou do grego, referindo-se a uma  propriedade, física ou química, característica. Outras vezes, esse nome refere-se a uma localidade, ou a uma individualidade que se pretende homenagear.

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 RELAÇÃO MINERAL/CRIST MINERAL/CRISTAL AL

A regularidade da estrutura interna dos minerais expressa-se, muitas vezes, através da regularidade da sua forma externa. Assim os minerais são limitados por superfícies planas e lisas, assumindo formas geométricas regulares conhecidas por cristais. A formação destas formas geométricas regulares impõe a existência de condições favoráveis aquando da sua formação. Desta forma, os cristais são acidentes da natureza, pelo que se utiliza, o termo cristal como sinónimo de qualquer sólido com estrutura interna ordenada, com ou sem faces externas. Cristal é então um sólido homogéneo com estrutura interna tridimensional cristalina que, sob condiç con dições ões fav favorá orávei veiss de formaç formação, ão, pode pode manifes manifestartar-se se ext extern ername amente nte por por superfí superfícies cies limitantes planas e lisas. A Cristalografia estuda os cristais e as leis que regem o seu crescimento, forma externa e estrutura interna. •

Tipos de cristal  

Podem-se definir três tipos de cristal: - Euédrico ou idiomórfico – com faces bem formadas - Subédrico ou subidiomórfico – com faces incompletas  - Anédrico ou informe – sem faces  Os cristais euédricos são raros. A maior parte das amostras minerais são agregados de minerais imperfeitos, ou seja anédricos, que apesar de apresentarem o mesmo tipo de arranjo interno que os seus homólogos euédricos, esse arranjos não se traduz macroscopicamente  SISTEMAS CRISTALOGRÁFICOS  CRISTALOGRÁFICOS   Num mineral, o que mais importa conhecer é a sua estrutura interna, pois dela dependem as  Num

suas propriedades mais características. Como já foi referido anteriormente, um mineral tem estrutura cristalina, ou seja, os átomos que o constituem distribuem-se ordenadamente no espa espaço ço.. Es Esta ta regu regula larid ridad adee pode pode ser ser expr expres essa sa por por uma uma repet repetiçã içãoo de pequ pequen enís íssi simo moss  paralelepípedos iguais na forma, dimensões e conteúdo atómico, os quais se sobrepõem de uma forma compacta. Estes paralelepípedos designam-se por malhas. Os mi mine nerai rais, s, cuja cujass estru estrutu tura rass pode podem m ser ser desc descri rita tass com com uma uma malh malhaa cúbi cúbica, ca, di dize zem-s m-see cristalizar no sistema cúbico. As faces dos seus cristais podem ser referidas relativamente às

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ares ar esta tass de dess ssee cubo cubo,, as quai quaiss defi define nem m um refe refere renc ncia iall de tr três ês ei eixo xos, s, desi design gnad ados os cristalográficos.

Para além do cubo, existem seis outros tipos fundamentais de paralelepípedos (malhas), a que correspondem outros tantos sistemas cristalográficos. No total, os minerais repartem-se  por sete tipos estruturais, ou seja, sete sistemas cristalográficos: cúbico , tetragonal, ortorrômbico, trigonal, hexagonal, monoclínico e triclínico (ver figura).

a=b=c ; α=β=γ =90º =90º

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a=b≠c; α=β=γ =90º =90º

a≠ b≠c; α=β=γ =90º =90º 

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a1=a2=a3

a=b ≠ c; α=β=90º; γ  =120º

a≠ b≠c; α = γ  = 90º 〉β90º

a≠ b≠c; α, γ , β ≠ 90º Figura Figu ra – Os sete sete sistem sistemas as cri crista stalog lográf ráfico icoss das respec respectiv tivas as mal malhas has pri primit mitiva ivass e def defini inição ção dos eix eixos os cristalográficos correspondentes (ox, oy e oz)

 MORFOLOGIA DOS MINERAIS   1. Formas Cristalográficas

Apesar de poder existir uma grande diversidade de formas para os cristais, é limitado o número de formas essencialmente diferentes que eles podem apresentar. Essa limitação  António Adão

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deve-se à circunstância de uma forma cristalografica só ser possível se for compatível com a simetria estrutural do mineral em causa. Por exemplo, nenhum cristal pode ter uma forma de  pirâmide ou de prisma pentagonais, poliedros cuja simetria inclui rotações de 72º, incompatíveis com uma regular repetição das malhas estruturais. Por outro lado, quando se diz que um mineral cristaliza segundo cubos, tal não significa que os seus cristais sejam, forçosamente, cubos geometricamente perfeitos, pois durante o seu cres cresci cim men ento to,, um umas as fa face cess pode podem m desen esenvvolv olver er-s -see mai aiss do que outr outras as.. O que, ue, obrigatoriamente, se verificará é que as seis possíveis faces serão normais entre si e as  propriedades físicas, que nelas se determinam, serão as mesmas. Tais faces, onde se observam as mesmas propriedades físicas, chamam-se homólogas, designando-se por forma simples, um conjunto de faces homólogas. Um cristal poderá compreender um ou mais

conjuntos de faces homólogas, isto é, uma ou mais formas simples.

. Figura nº. 2 - Formas cristalográficas simple simples, s, ocorrentes em cristais cúbicos.

  2 . Maclas  Por vezes, devido a acidentes durante o crescimento ou da actuação de forças externas sobre um cristal preexistente, a malha adquire nova orientação, mas de tal modo relacionado com a sua orientação normal que a estrutura do cristal continua a ser estável. Forma-se um edifício cristalino, mas não homogéneo, constituído por duas ou mais porções crist cri stal alin inas as pe perfe rfeit itas as da me mesm smaa espé espéci ciee mi mine nera ral,l, ju just stap apos osta tass de acor acordo do com com lei leiss bem bem definidas. Tal cristal imperfeito designa-se por  macla ou geminação. 3. Hábito Hábito e ag agrup rupame amento ntoss mi miner nerais ais

Se um mineral se apresenta segundo cristais suficientemente demarcados, utilizam-se frequentemente as seguintes designações, para descrever o seu aspecto ou hábito: Capilar, quando os cristais são finos como cabelos;

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Acicular, com o aspecto de agulhas  Colunar, quando os cristais prismáticos têm dimensões que fazem lembrar colunas;  Tabular, quando a forma dos cristais é dominada por duas faces paralelas, próximas, muito

desenvolvidas;  Cúbico, octaédrico, prismático, romboédrico, etc., isto é, designações referentes à forma

 poliédrica dominante desses cristais. Além destas designações existem algumas específicas, utilizadas para certos hábitos de alguns minerais. A calcite, por exemplo, pode apresentar diferentes hábitos, como: Cabeça de prego, associação de faces largas de um romboedro achatado com faces

curtas de um prisma hexagonal e, Dente de cão, em que dominam as faces de um escalenoedro.

São mais frequentes os agrupamentos de minerais do que os cristais isolados. Destacam-se os seguintes tipos de agrupamentos: Reticulados, quando os cristais se entrecruzam. Divergentes ou radiais, quando os cristais irradiam de um ponto. Paralelos, quando os cristais (geralmente de hábito prismático) são, aproximadamente,

 paralelos entre si. Geode, quando os cristais revestem a superfície interna de uma cavidade.

Mas o mais frequente, é a ocorrência dos minerais segundo massas finamente cristalizadas ou, mesmo, sem qualquer aparência de cristalização. Para o primeiro caso, são comuns os hábitos: Micáceo, quando o mineral é divisível segundo finíssimas lâminas (como as micas), diz-se

ainda, hábito lamelar e hábito escamoso, conforme a divisão se dá por lamelas ou por  escamas, respectivamente. Fibroso, quando a massa mineral aparenta ser formada por fibras. Granular, qua quando ndo const constitu ituída ída por um agr agrega egado do de pequen pequenos os grã grãos; os; sacaróide, se a

aparência aparên cia é a de uma massa de açúcar cristalizado; cristalizado; oolítico, se os grãos têm dimensão dimensão de ovos de peixe; pisolítico, no caso de serem do tamanho de ervilhas. Para o segundo caso, são comuns os hábitos:

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Terrosa, se o mineral for friável. Concrecionada, se exibir camadas concêntricas. Brechiforme, se faz lembrar uma brecha, ou seja, quando fragmentos mais ou menos

angulosos do mineral ocorrem no meio de outros mais finos, do mesmo mineral, os quais constituem como que um cimento aglutinador. Compacta, incaracterística.

Certas massas minerais, minerais, finame finamente nte cristalinas ou maciça maciças, s, ocorrem com uma forma global, sugestiva de objectos comuns. Entre estas estruturas citam-se, reniforme (em forma de rim), amigdalóide (de amêndoa), botrióide ou botrioidal (de cacho), estalactítica, globular, mamilar. •

GÉNESE DE MINERAIS

Muitos minerais somente se formam sob uma faixa muito estreita de condições físicas e  portanto podem ser utilizados para diagnosticar as pressões e temperaturas envolvidas na formação de cadeias de montanhas e vulcões. Alguns minerais somente se formam em águas oceânicas e podem fornecer evidências de transgressões marinhas sobre áreas continentais. Outros se formam sob condições de excessiva aridez e são utilizados para localizar cinturões tropicais áridos do passado. As propriedades magnéticas de certos minerais permitem interpretar derivas continentais, alargamentos de regiões oceânicas e mudanças nos pólos magnéticos do planeta. Alguns minerais contem elementos radioactivos que permitem determinar as idades das rochas e estruturas formadas em tempos particulares no passado geológicos.

Factores que influenciam a formação de minerais: - Disponibilidade de material para a formação do mineral (elementos químicos) - Condições de pressão e temperatura do meio - Processos geológicos (magmatismo, metamorfismo, entre outros)

• PROPRIEDADE DOS MINERAIS Propriedades Físicas

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As propriedades físicas são determinadas pela natureza da estrutura cristalina, dos elementos constituin const ituintes tes e do tipo de forças quím químicas icas que os unem. Conhecer estas proprieda propriedades, des, bem como a maneira prática de as investigar, é muito útil para identificar minerais utilizando tabelas específicas para esse fim. As propriedades físicas são um importante meio de identificação de minerais em amostra de mão, visto que na sua maioria podem ser reconhecidas à vista desarmada. 1. CLIVAGEM

A ruptur rupturaa de alguns alguns min minera erais is oco ocorre, rre, pre prefere ferenci ncialme almente nte,, segund segundoo super superfíci fícies es planas planas e  brilhantes. A esta propriedade dá-se o nome de clivagem e aos planos, segundo os quais ela ocorre, planos de clivagem. Estes correspondem a planos de fraqueza na estrutura cristalina desses minerais, ou seja, correspondem a planos reticulares entre os quais as forças de ligação são fracas. Os planos de clivagem, pelo facto corresponderam a planos reticulares, são sempre paralelos a uma face, efectiva ou possível, do cristal. A excelente excelente clivagem das micas resulta da fragil fragilidade idade da combinação combinação de ligaçõ ligações es químicas iónicas e de Van Der Waals ao longo de uma direcção da estrutura estrutura cristalin cristalinaa em oposição às fortes fortes lig ligaçõ ações es covalen covalentes tes e ión iónica icass nas outras direcç direcções ões.. A calcite calcite aprese apresenta nta três direcções de clivagem, paralelas às faces do romboedro em consequência da fraqueza das ligações químicas nestas direcções. A clivagem pode caracterizar-se, entre outros critérios, pela facilidade com que se produz –  designando-se por fácil ou difícil – e pela sua qualidade. Neste caso podem ser definidos três tipos de clivagem: Perfeita – quando a ruptura ocorre segundo superfícies de clivagem lisas e

•

 brilhantes; raramente os minerais clivam de outro modo. Ex: Ex: mica, calcite, galena; •

  Imperfeita  – a ruptura ocorre segundo superfícies de clivagem com algumas irregularidades. Ex: granada, anfíbolas, piroxenas;

•

 Inexistente – o mineral não cliva. Ex: quartzo.

É também frequente a classificação classificação da clivagem em disti distinta nta e indistinta. indistinta. A primeira primeira ocorre segundo superfícies de clivagem evidente, enquanto na clivagem indistinta não se definem

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superfícies de clivagem demasiado evidentes, sendo necessário observar cuidadosamente  para as reconhecer.  2. FRACTURA

Designa-se por fractura, ao modo pelo qual um mineral se rompe, quando a ruptura não ocorre ao longo de superfícies de clivagem. As superfícies de factura não correspondem, contrariamente às superfícies de clivagem, a  planos reticulares da estrutura do mineral, mas sim a superfícies que os intersectam e segundo as quais as ligações químicas são mais fracas. Podem ser definidos, essencialmente, quatro tipos de fractura: •

  Concoidal –  superfícies de fractura lisas e curvas semelhantes à superfície interna de uma concha (exemplos: quartzo);

•

 Fibrosa – as superfícies de fractura assemelha a estilhaços ou fibras;

 Serrilhada – superfícies de fractura dentadas, com bordos cortantes; •  Irregular – superfícies de fractura rugosas, irregulares.

•

3. DUREZA (D) A dureza dureza é uma propr propriedade iedade importante importante dos minerais uma vez que cada mineral apresenta apresenta valores característicos, facilmente determináveis. Podemos definir dureza como sendo a resistência que um mineral oferece ao ser riscado por  outro ou por um objecto. A dureza também depende da estrutura interna do cristal, (tal como as outras propriedades físicas), isto é, quanto mais fortes forem as ligações químicas mais duro é o mineral. A dureza é uma propriedade geologicamente importante uma vez que traduz a facilidade ou dificuldade com que um mineral se desgasta quando submetido à acção abrasiva da água, do vento e do gelo nos processos de erosão e transporte. Em 1822, Friedrich Mohs, um mineralogista australiano, imaginou uma escala de dureza baseada na capacidade de um mineral riscar outro. A escala de Mohs, composta por dez minerais de dureza conhecida (ver  tabela),, permi tabela) permite te então determ determinar inar a dureza relativ relativaa de um mineral, mineral, mediante a facilidade facilidade ou dificuldade com que é riscado por outro.

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  ESCALA DE MOHS Mineral Talco Gesso Calcite Fluorite Apatite

Dureza (D) 1 2 3 4 5

Feldspato Quartzo Topázio Corindo Diamante

6 7 8 9 10

Cada um dos minerais desta escala de dureza risca o anterior, de dureza inferior, e é riscado  pelo seguinte, de dureza superior. O talco, ao qual foi atribuído a tribuído o grau de dureza 1, tem uma estrutura constituída por placas tão fracamente unidas entre si que a simples pressão dos dedos é suficiente para fazê-las deslizar umas sobre as outras. Pelo contrário, o diamante, de dureza 10, apresenta ligações químicas tão fortes entre os seus átomos, que nenhum outro mineral o consegue riscar. Usando a escala de Mohs, a dureza de uma mineral é expressa pelo lugar de ordem que ocuparia ocupa ria na escala, escala, se dela fizesse parte parte.. Diz-se que um mineral mineral é mais duro que outro se é só se o riscar, riscar, sem se deixa deixarr riscar por ele; dois miner minerais ais têm a mesma dureza dureza se riscam ou não se riscam mutuamente. Para determinar determinar a dureza de um minera minerall selecci selecciona-se ona-se uma aresta viva, livre de impurezas, impurezas, com a qual se experimenta riscar os sucessivos termos da escala de Mohs, no sentido decrescente decres cente de dureza dureza,, até surgir o primei primeiro ro que se deixe efectivamente efectivamente riscar pela amostra amostra em estudo. Exemplificando: se o mineral desconhecido riscar a fluorite e por sua vez for  riscado pela apatite, a sua dureza será, aproximadamente, 4,5. Os termos da escala devem ser percorridos do mais duro para o menos duro a fim de evitar o constante desgaste dos minerais menos duros. Quan Qu ando do nã nãoo se disp dispõe õe de uma uma esca escala la de Mo Mohs hs a dete determ rmin inaç ação ão da dure dureza za rel relat ativ ivaa é conseguida com base na seguinte informação:  

- Dureza da unha do dedo – 2,5;

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- Dureza do alfinete – 3; - Dureza da lâmina do canivete – quase 5; - Dureza do vidro – 5,5; - Dureza do aço de uma lima das unhas – 6,5.

4. TENACIDADE Mede a coesão de um mineral, mineral, ou seja, a resist resistência ência a ser quebrad quebrado, o, dobrado ou esmagado esmagado.. A tena tenaci cida dade de nã nãoo ref refle lect ctee neces necessa sari riam amen ente te a dure dureza, za, antes antes send sendoo dela dela geral geralme ment ntee independente: o diamante, por exemplo, possui dureza muito elevada (é o termo mais alto da escala de Mohs), mas tenacidade relativamente baixa, já que quebra facilmente se submetido a um impacto. A tenacidade dos minerais é expressa em termos qualitativos, utilizando uma linguagem padronizada: •

Quebradiço ou frágil – o mineral parte-se ou é pulverizado com facilidade;

•

Maleável – o mineral, por impacto, pode ser transformado em lâminas;

•

Séctil – o mineral pode ser cortado por uma lâmina de  de  aço; aço;

•

Dúctil – o mineral pode ser estirado para formar fios;

•

Flexível – o mineral pode ser curvado sem, no entanto, voltar à sua forma original;

•

Elástico – o mineral pode ser curvado, voltando à sua forma original quando o

forçamento cessa. 5. DENSIDADE RELATIVA (d) A densidade relativa indica quantas vezes um material é mais pesado do que um igual volume de água, a 4º C. Se um mineral tem densidade relativa 2, isto significa que ele pesa duas vezes mais que o mesmo volume de água. A densidade relativa depende: - Da massa atómica dos átomos que constituem o mineral; - Da distribuição espacial dos átomos; - Da pressão; - Da temperatura. 

6. BRILHO

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Os minerais têm, na sua grande maioria, um brilho característico. O brilho pode ser definido como sendo o modo como a superfície de uma mineral reflecte a luz, em intensidade e qualidade. Podem definir-se três tipos fundamentais de brilho: - Brilho metálico - característico dos minerais opacos, ou quase opacos, e tem a

aparê aparênc ncia ia bril brilha hant ntee de um meta metal.l. As supe superfí rfíci cies es dest destes es mi mine nerai raiss são são bast bastan ante te reflectoras. - Brilh Brilhoo submetáli submetálico co – característico dos minerais não opacos contudo menos intenso que o brilho metálico. - Brilho não-metálico - característico de substancias transparentes ou translúcidas e

sem a aparência brilhante de um metal; no brilho não-metálico incluem-se, entre outros, os seguintes tipos de brilho:

·

•

Vítreo, brilho característico característico de minerais minerais translúcidos translúcidos com a aparência aparência do brilho do vidro.

•

Resinoso, brilho característico de minerais translúcidos com aparência de resina

• •

Nacarado, aparência iridescente da pérola. Gorduroso, brilho do óleo.

•

Sedoso, característico de minerais fibrosos.

•

 Adamantino, brilho intenso em minerais transparentes.

Brilho além de depender do grau de polimento da superfície reflectora, depende também

de dois factores fundamentais: - Da natureza das forças de ligação; - Do índice de refracção da luz. 

Por exemplo, minerais ligados covalentemente e com elevados índices de refracção tendem a aprese apresenta ntarr bri brilho lho ada adaman mantin tino. o. Out Outros ros,, ligado ligadoss ionica ionicamen mente te e com baixo baixoss índ índice icess de refracçãoo tende refracçã tendem m a apresentar brilho vítreo. O brilho brilho metálico caracteriza os minerais minerais com os mais elevados índices de refracção –  os minerais opacos. O brilho nacarado é o resultado de múltiplas reflexões reflexões da luz a partir de planos situados abaixo das superfícies superfícies de minerais minerais translúcidos. 7. COR 

A cor de um mineral depende da absorção de algumas das vibrações da luz branca e da reflexão de outras. A cor resulta, normalmente, da composição química, isto é da presença presença de átomos de um determinado elemento, na estrutura do mineral (exemplos: a esmeralda, variedade varied ade de berilo de cor verde, contêm pequen pequenas as quantidad quantidades es de Cr2O3; a água marinha, outra variedade de berilo de cor azul esverdeado a azul claro, contêm Mn e Cr em pequenas  António Adão

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quantidades). Os minerais com Al, Na, K, Ca, Mg, Ba, apresentam cores claras ou são incolo inc olores res,, enquan enquanto to aqu aquele eless que contêm contêm Fe, Cr, Mn, Co, Ni, Ti, Va, são corados, apresentando, por vezes, cores intensas de acordo com os teores daqueles elementos na sua composição química. Também, o modo como os elementos estão dispostos na rede cristalina do mineral e a valência que possuem afectam a cor. Os minerais podem então ser classificados quanto à cor, em: - Minerais idiocromáticos – minerais que apresentam sempre a mesma cor; - Minerais alocromáticos – minerais cuja cor é susceptível de variar. A variação de cor nos minerais alocromáticos pode ser devida à presença de elementos estranhos ou por alteração na sua rede cristalina. Esta variação de cores reveste-se, em muitos casos, de grande interesse económico. É o caso do corindo incolor que se converte no corindo vermelho, comercialmente conhecido por rubi, devido à integração na sua rede cristal cris talina ina de vestíg vestígios ios de crómio crómio;; por outro outro lado, lado, est estas as mesmas mesmas inc inclus lusões ões de crómio crómio transformam o berilo incolor na esmeralda.   8. TRAÇO ( OU RISCA )

O traço é a cor do pó fino de uma mineral. Embora esta possa variar dentro de limites definidos, de um modo geral, ela é constante pelo que pode ser utilizada como característica de identificação de minerais. Determina-se o traço de um mineral esfregando o mineral em questão sobre uma placa de  porcelana não polida - placa de traç traço. o. Esta placa tem, aproximadamente, D=7 pelo que não  pode ser utilizada para determinar o traço de minerais com dureza superior ou igual a 7.  Nestes casos ter-se-á de reduzir o mineral a pó, num almofariz. O traço de um mineral é uma característica mais constante do que a cor. Minerais que macroscopicamente apresentam cores idênticas podem apresentar cores de traço absolutamente distintas, pelo que podem ser distinguidas através desta propriedade. De um modo geral, os minerais de brilho metálico ou submetálico (opacos) produzem traços  pretos ou de cor escuros enquanto os minerais de brilhos não-metálico produzem traços incolores ou de cores claras. A transparência é a propriedade que os minerais têm de se deixarem atravessar pela luz. Se Segu gund ndoo o grau grau de tran transp spar arên ênci ciaa pode podemo moss di dist stin ingu guir ir os mine minera rais is tr tran ansp spar aren ente tes, s, semitransparentes, translúcidos, não transparentes e opacos A piroelectricidade cons consis iste te no apare apareci cime ment ntoo de um umaa pola polari rizaç zação ão eléct eléctri rica ca quan quando do determinado mineral é submetido ao calor. A piezoelectricidade con consis siste te no apa aparec recime imento nto de uma pol polariz arização ação eléc eléctri trica ca quando quando determinado mineral é submetido a forças de compressão ou tensão.

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Propriedades Químicas Os minerais podem ser classificados de acordo com sua composição química e são listados abaixo na ordem aproximada de abundância na crusta terrestre. Silicatos

O gru grupo do doss silicatos é de long longee o ma maio iorr grup grupoo de mine minera rais is,, send sendoo comp compos osto toss  principalmente por sílica por  sílica e oxigénio, com a adição de catiões como o magnésio magnésio,, o ferro e o cálcio.. Al cálcio Algu guns ns dos dos ma mais is im impo port rtan ante tess sili silica cato toss cons consti titu tuin intes tes de ro roch chas as comu comuns ns são são o feldspato,, o quartzo feldspato quartzo,, as olivinas olivinas,, as as piroxenas  piroxenas,, as granadas e as micas. micas. Carbonatos

O grupo dos carbonatos é composto de minerais contendo o anião (CO3) 2- e inclui a calcite e a aragonita (carbonatos de cálcio), a dolomite (carbo (carbonato nato de magnésio e cálcio) e a siderita  siderita  (carbonato de ferro). Os carbonatos são geralmente depositados em ambientes marinhos  pouco profundos, com águas límpidas e quentes, como por exemplo em mares tropicais e subtropicais. Os carbonatos encontram-se também em rochas formadas por evaporação de águas pouco profundas (os evaporitos, evaporitos, como por exemplo os existentes no Great Salt Lake, Lake, Utah)) e em ambientes de karst Utah karst,, isto é regiões onde a dissolução e a precipitação dos carbonatos conduziu à formação de cavernas com estalactites e estalagmites. estalagmites. A classe dos carbonatos inclui ainda os minerais de boratos e nitratos. Sulfatos

Todos os sulfatos conté contém m o catião sulfato sulfato na forma SO4. Os sulfatos formam-se geralmente em ambientes evaporíticos evaporíticos,, ond ondee águ águas as de alta alta sal salini inidad dadee são lentam lentament entee evapor evaporada adas, s,  permitindo a formação de sulfatos e de halóides na interface entre a água e o sedimento. Também També m ocorrem ocorrem em sistem sistemas as de veios hidrotermais sob a forma de minerais constituintes da ganga associada a minérios de sulfetos. Os sulfatos mais comuns são a anidrita (sulfato de cálcio), a celestita (sulfato de estrôncio) e o gesso (sulfato hidratado de cálcio). Nesta classe incluem-se também os minerais de cromatos, cromatos, molibdatos molibdatos,, selenatos, selenatos, sulfetos sulfetos,, teluratos  teluratos  e tungstatos tungstatos.. Halóides

O grupo dos halóides é constituído pelos minerais que formam os sais naturais, incluindo a fluorite,, a halite (sal comum) e o sal amoníaco (cloreto de amónia). Os halóides, como os fluorite sulfatos, são encontrados geralmente em ambientes evaporíticos, tais como lagos do tipo  playa e mares fechados (por exemplo nas margens do Mar Morto Morto). ). Inclui os minerais de fluoretos,, cloretos e iodetos fluoretos iodetos.. Óxidos

Os óxidos constituem um dos grupos mais importantes de minerais por formarem minérios  minérios  dos quais podem ser extraídos metais. Ocorrem geralmente como precipitados em depósitos  António Adão

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sitos próximo da superfície, como produtos de oxidação de outros minerais situados na zona de alteração cerca da superfície ou ainda como minerais acessórios das rocha rochass ígneas da crusta e do manto manto.. Os óxidos mais comuns incluem a hematite (óxido de ferro), a espinela espinela   (óxido de alumínio e magnésio, um componente comum do manto manto)) e o gelo (de água, ou seja óxido de hidrogénio). São também incluídos nesta classe os minerais de hidróxidos. hidróxidos. Sulfetos

Muitos sulfetos tam também bém econom ecoanomicam icament ente(sulfeto e imp import ortant es como com o minéri min os met metálic álicos, os, incluindo-se entre são os mais comuns calcopirita deantes cobre e ferro) e aérios galena (sulfeto de chumbo). A classe dos sulfetos também inclui os minerais de selenetos, selenetos, teluretos, teluretos, arsenietos,, antimonetos, arsenietos antimonetos, os bismutinetos e ainda os sulfossais. Fosfatos

O grupo dos fosfatos inclui todos os minerais com uma unidade tetraédrica de AO4 onde A  pode ser fósforo ser  fósforo,, antimónio, antimónio, arsénio ou vanádio. O fosfato mais comum é a apatite apatite,, a qual constitui um importante mineral  biológico  biológico,, encontrado nos dentes e nos ossos de muitos animais. Esta classe inclui os minerais de fosfatos, vanadatos, vanadatos,  arseniatos e antimonatos. Elementos nativos

O grupo dos elementos nativos inclui os metais e amálgamas intermetálicas (como as de ouro,,  prata e cobre ouro cobre), ), semi-metais e não-metais ((antimónio antimónio,,  bismuto,  bismuto, grafite e enxofre enxofre). ). Este grupo inclui também ligas naturais, como o electrum (uma liga natural de ouro e prata), fosfinos (hidretos de fósforo), nitritos e carbetos (que geralmente são só encontrados em alguns raros meteoritos). meteoritos).  Minerais dietéticos

Designam-se por minerais por  minerais dietéticos os compostos inorgânicos necessários à vida, incluindo aqueless que devem fazer parte da boa nutrição humana. Entre estes minerais inclui-se o sal  aquele sal  de cozinha cozinha e compostos contendo nutrientes e oligoelementos como oo potássio  potássio,, o cálcio, cálcio, o ferro,, o zinco ferro zinco,, o magnésio e o cobre cobre.. Os minerais dietéticos podem ser constituintes naturais do alimento ou propositadamente ad adic icio iona nado dos, s, na form formaa elem elemen enta tarr ou mi mine nera ral, l, ao al alim imen ento to,, como como o acon aconte tece ce com com suplementos à base de carbonato de cálcio ou de sais ferrosos. Alguns destes aditivos  provêm de fontes naturais, como os depósitos de conchas, para o carbon carbonato ato de cálcio. cálcio. Em alternativa, os minerais podem ser adicionados à dieta em separado dos alimentos, sob a forma de suplementos. Entre os animais, e também de forma f orma inadvertida, entre os humanos, uma fracção importante de minerais dietéticos é ingerida acidentalmente por ingestão de poeiras. Entre os herbívoros é importante a pica, ou geofagia, isto é a ingestão acidental de poeiras e materiais do solo em conjunto com a dieta normal. A geofagia humana também é corrente em algumas sociedades rurais e como distúrbio alimentar, particularmente entre crianças.  António Adão  António

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Geodinâmica interna - Magmatismo 1. Magma 

Diversidade de magmas e génese de rochas

Um só magma pode dar origem a diferentes tipos de rochas, visto ser constituído por uma mistura complexa que, ao solidificar, forma diferentes associações de minerais. Um dos  processos envolvidos na diferenciação magmática é a cristalização fraccionada. Quando o magma arrefece, minerais diferentes cristalizam a temperaturas diferentes, numa sequência definida que depende da pressão e da composição do material fundido. A fracção cristalina separa-se do restante líquido, por diferenças de densidade ou efeito da pressão, deixando um magma residual diferente do magma original. Assim, um mesmo magma pode originar  diferentes rochas.

Apesar da grande diversidade de rochas magmáticas, os magmas que as originam  podem ser enquadrados em três tipos: tipos: 

Magmas Basáltico (pobres em sílica) – dão origem, por consolidação, aos fundos oceâni oce ânicos cos.. São exp expeli elidos dos princi principal palmen mente te em riftes riftes e pontos pontos quente quentes, s, tendotendo-se se originado a partir de rochas do manto – peridotito. Se estes magmas solidificam em  profundidade, dão origem a gabros. gabros.

 

Magmas Andesi Magmas Andesitic ticoo (co (compo mposiç sição ão int inter erméd média) ia) –  fo form rmam am-s -see nas nas zona zonass de subducção e relacionam-se com zonas altamente vulcânicas. A composição destes magmass depen magma depende de da quantidad quantidadee e tipo de materi material al subductad subductado. o. Quando Quando solidificam solidificam em profundidade, dão origem a dioritos; quando solidificam à superfície ou perto dela dão origem a andesitos.

 

Magmas Riolitico (ricos em sílica) – formam-se a partir da fusão parcial da crosta continental e tendem a ser muito ricos em gases, em zonas de convergência de

 placas. Em profundidade, dão origem a granitos; à superfície ou perto dela formam riólitos.

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2. Cons Consol olid idaç ação ão do mag magma ma As rochas magmáticas ou ígneas são as que resultam da solidificação ou cristalização de material em fusão. Este material – magma – é uma mistura complexa de materiais fundidos, de essencialmente e comcompreendidos uma componente gasosa variável, emcomposição locais em que a temperaturasilicatada atinge valores entre os 800 ºC e osocorrendo 1500 ºC. •

Cristalização fraccionada

Apesar de existirem apenas estes três tipos de magmas fundamentais de magmas, existem várias famílias de rochas magmáticas. Tal resulta da composição química dos magmas, bem como das condições em que ocorre o arrefecimento dos mesmos e ainda do processo de diferenciação magmática que ocorre à medida que a sua temperatura vai baixando. A diferenciação magmática resulta do facto de durante o arrefecimento dos magmas, os minerais não cristalizarem todos ao mesmo tempo. Primeiro cristalizam os minerais de com mais alto ponto de fusão, seguidos dos restantes por ordem decrescente dos respectivos  pontos de fusão. Este fenómeno designa-se cris cristaliz talização ação fracciona fraccionada da, e pode ser  comp compree reend ndid idoo atrav através és da anál anális isee da Série Série Reacc Reaccio iona nall de Bo Bowe wen, n, e da di dife feren renci ciaçã açãoo gravítica. Ambos os processos permitem a ocorrência da diferenciação magmática, e assim,  por vezes, a partir de um magma podem ser formados formados diferentes tipos de rochas.

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 Norman Bowen definiu a sequência de cristalização de um magma de constituição homogénea através da chamada Série Reaccional de Bowen . Esta série é composta por dois ramos: a série descontínua dos minerais ferromagnesianos (minerais ricos em Fe e Mg –  olivinas, piroxenas, anfíbolas e biotite) e a série contínua das plagioclases. plagioclases. A série dos minerais ferromagnesianos é descontínua, pois à medida que a temperatura diminui, os minerais anteriormente formados reagem com o líquido residual, originando um mineral, estável nas novas condições de temperatura, mas com composição química e estrutura interna diferentes [olivinas» piroxenas» anfíbolas» biotite]. Por outro lado, a série das plagioclases é contínua, pois verifica-se que a substituição de iões de dimensão idêntica modifica apenas a composição química não alterando a estrutura interna destes minerais. O primeiro mineral desta série a cristalizar é a anortite (mineral rico em cálcio) e à medida que o magma vai arrefecendo o cálcio vai sendo progressivamente substituído por sódio, aumentando a quantidade de plagioclases. O último mineral desta série a cristalizar é a albite (mineral rico em sódio) [anortite» bitaunite» labradorite» andesite» oligoclase» albite].

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Após a cristalização completa dos minerais dos dois ramos da série reaccional de Bowen o resto do magma pode apresentar grandes concentrações de sílica e elementos como o  potássio e o alumínio, podendo verificar-se de início a cristalização cristalizaç ão de minerais de feldspato  potássico, seguida de moscovite e, por por fim, de quartzo. À medida que o magma vai arrefecendo outro fenómeno pode ocorrer devido à acção da força da gravidade – diferenciação gravítica   – em que os cristais se vão separando do magma residual de acordo com a sua densidade. Estes para além de se acumularem de acordo com a sua ordem de formação, tendem a acumular-se também de acordo com a sua densidade. Assim, consoante os cristais são mais ou menos densos que o magma residual, deslocam-se, respectivamente, para o fundo ou para topo da câmara magmática. •

Tipos de actividade magmática

O ambiente em que se formam as rochas magmáticas é caracterizado por temperaturas muito elevadas, o que permite a existência de materiais rochosos em fusão (magma). O magma gera-se a grandes profundidades, durante a sua ascensão pode estacionar em câmaras magmáticas onde vai arrefecendo, consoante o arrefecimento se processa de uma forma lenta ou rápida, as rochas que se vão formar apresentam características texturais diferentes. O magma aindamesmo subir para níveis mais superficiais, sob apor forma de filões, diques, soleiras, etc., poderá ou poderá sair directamente para o exterior processos de vulcanismo.

Representação Representa ção esque esquemátic máticaa dos princi principais pais tipos de estruturas intrusivas e extrusivas

Batolito - Câmara magmática do manto terrestre, de formato irregular, que se caracteriza

como uma rocha magmática intrusiva, após resfriamento do magma. É frequentemente  preenchida com xenólitos xenólitos.. Massas enormes de material magmático (granítico) que afloram e  António Adão

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são derivadas de injeções maciças de magma. Essa massa ígnea de grande volume, abrange áreas de superfície superior a 100 km². Lacólito - é um tipo de intrusão ígnea concordante, que foi injectada entre duas camadas de rochas sedimentares. sedimentares. A pressão do magma é suficientemente alta para forçar as camadas sobrejacentes para cima, dando ao lacólito uma forma de domo ou de cogumelo, sendo a  base horizontal.

Os lacólitoscomposição tendem a formar-se profundidadessubterrâneo relativamente pequenas e tipicamente apresentam granítica. granítica.em O arrefecimento ocorre lentamente, o que dá tempo suficiente para a formação de grandes cristais cristais.. A rocha sobrejacente aos lacólitos é muitas vezes completamente erosionada, erosionada, expondo o núcleo de rocha ígnea. Dique - refer refere-s e-see a um umaa form formaç ação ão ígnea ígnea   intrusiva de form formaa ta tabu bula lar. r. A espe espess ssur uraa é geralmente muito menor que as suas restantes dimensões e pode variar de alguns milímetros até muitos metros enquanto que a sua extensão lateral pode atingir muitos quilómetros.

Um dique é uma intrusão segundo uma fractura penetrante, significando isto que um dique atravessa camadas ou corpos rochosos pré-existentes, o que implica que um dique é sempre mais recente que a rocha em que está contido. Quase sempre apresentam grande inclinação ou inclinação próxima da vertical, deformação de que origem tectónica podehorizontal. provocar a rotação dos estratos atravessados pelomas dique de tal forma este pode tornar-se Soleira, em geologia, geologia, é uma massa de rocha ígnea de forma tabular, muitas vezes horizontal e que intruíu lateralmente por entre camadas mais antigas de rocha sedimentar , lava ou tufos tufos   vulcânicos ou até mesmo segundo a direcção de foliação em rochas metamórficas. metamórficas. •

Plutonismo

Resultam do arrefecimento e cristalização lenta do magma em profundidade, sendo o arrefecimento lento, os minerais que se vão formar apresentam dimensões consideráveis, sendo facilmente visíveis à vista desarmada. Um exemplo deste tipo de rochas, são os granitos. Existem também como referimos, rochas magmáticas que se formam a profundidades intermédias em estruturas filonianas como os diques e as soleiras ou filões camada •

Vulcanismo

Quando a consolidação do magma é feito à superfície ou muito perto dela, as rochas designam-se vulcânicas. Estas rochas resultam do arrefecimento muito rápido do magma, visto a temperatura à superfície ser bastante inferior à temperatura a que se encontrava o magma, assim, os minerais não tem tempo suficiente para se desenvolver e por esta razão vão apresentar dimensões muito reduzidas por vezes até microscópicas. Os basaltos são as rochas vulcânicas mais comuns.

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magma,  gases e partículas quentes (como Vulcão é uma estrutura geológica criada quando o magma, cinzas) escapam para a superfície terrestre. Eles ejectam altas quantidades de  poeira  poeira,, gases e aerossóis na atmosfera, pode podend ndoo caus causar ar res resfri friam amen ento to climático tem tempor porário ário.. São frequentemen freque ntemente te considerado consideradoss causad causadores ores de  poluição nat natura ural.l. Tipica Tipicamen mente, te, os vul vulcõe cõess apresentam formato cónico e montanhoso montanhoso.. A er erup upçã çãoo de um vulc vulcão ão pode pode resu result ltar ar num num grav gravee desas desastre tre natural, natural, por por veze vezess de consequências planetárias. Assim como outros desastres dessa natureza natureza,, as erupções são imprevisíveis e causam danos indiscriminados. Entre outras coisas, tendem a desvalorizar os imóveis localizados em suas vizinhanças, prejudicar o turismo e consumir a renda pública e  privada em reconstruções. Na Terra Terra,, os vulcões tendem formar-se junto das margens das  placas tectónicas tectónicas.. No entanto, existem excepções quando os vulcões ocorrem em zonas chamadas de  de  hot spots (pontos quentes). Por outro lado, os arredores de vulcões, formados de lava arrefecida, tendem a ser compostos de solos solos bastante  bastante férteis para a agricultura. agricultura. A palavra "vulcão" deriva do nome do deus do fogo na mitologia romana romana   Vulcano. A ciência que estuda os vulcões designa-se por vulcanologia por vulcanologia.. Tipos de vulcão

Monte Erebus, um exemplo de vulcão-escudo.

Vulcão Mayon, exemplo de um estratovulcão.

Uma das formas de classificação dos vulcões é através do tipo de material que é eruptido, o que afecta a forma do vulcão. 1. Se o magma eruptido contém uma elevada percentagem em sílica (superior a 65%) a lava é chamada de félsica ou "ácida" e tem a tendência de ser muito viscosa viscosa   (pouco fluida) e por isso solidifica rapidamente. Os vulcões com este tipo de lava têm tendência a explodir  devido ao facto da lava facilmente obstruir a chaminé vulcânica.. O Monte Pelée na Martinica é um exemplo de um vulcão deste tipo. vulcânica 2. Se, por outro lado, o magma é relati relativament vamentee pobre pobre em sílica (conteúdo inferior a 52%) é chamado de máfico ou "básico" e causa erupções de lavas muito fluidas capazes de escorrer por longas distâncias. •

Vulcão-escudo: o Havai e a Islândia são são exem exempl plos os de lo loca cais is onde onde são são encontrados vulcões que expelem enormes quantidades de lava que gradualmente constroem uma montanha larga com o perfil de um escudo. escudo. As escoadas lávicas

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de dest stes es vu vulcõ lcões es são são gera geralm lmen ente te mu muit itoo quen quente tess e fl flui uida das, s, o que que cont contri ribu buii para para ocorrerem escoadas longas. O maior vulcão deste tipo na Terra é o Mauna Loa Loa,, no Havai, com 9000 m de altura (assenta no fundo do mar) e 120 km de diâmetro. •

•

•

Cones de escórias: é o tipo mais simples e mais comum de vulcões. Esses vulcões são relativamente pequenos, com alturas geralmente menores que 300 metros de altura. Formam-se pela erupção de magmas de baixa viscosidade, com composições basálticas composições  basálticas ou intermediárias.

•

Estratovulcões: tam também bém des design ignado adoss de "compo "composto stos", s", são grande grandess edifíci edifícios os vulcân vul cânico icoss com lon longa ga act activi ividad dade, e, for forma ma ger geral al cónica, cónica, normal normalmen mente te com uma  pequena cratera no cume e flancos íngremes, construídos pela intercalação de fluxos de lava e produtos  piroclásticos,  piroclásticos, emitidos por uma ou mais condutas, e que podem ser pontuados ao longo do tempo por episódios de colapsos parciais do cone, cone,   reconstrução e mudanças da localização das condutas. Alguns dos exemplos de vulcões deste tipo são o Teide na Espanha Espanha,, o Monte Fuji no Japão Japão,, o Cotopaxi no Equador , o Vulcão Mayon nas Filipinas e o Monte Rainier  Rainier nos nos  EUA. EUA. Por outro lado, esses edifícios vulcânicos são os mais mortíferos da Terra, envolvendo a perda da vida de aproximadamente 264000 pessoas desde o ano de 1500 1500..

•

Caldeiras ressurgentes: são as maiores estruturas vulcânicas da Terra, possuindo diâmetros diâme tros que variam entre 15 e 100 km². À parte de seu grande tamanho, caldeir caldeiras as ressurgentes são amplas depressões topográficas com uma massa elevada central. Exemplos dessas estruturas são a Valles (EUA), Yellowstone (EUA) e Cerro Galan  Galan  (Argentina Argentina). ).

Vulcões submarinos: são aqueles que estão abaixo da água água.. São bastante comuns em cert certos os fund fundos os oceâ oceâni nico cos, s, prin princi cipa palm lmen ente te na dorsal dorsal meso-atlânt meso-atlântica ica.. São responsáveis pela formação de novo fundo oceânico em diversas zonas do globo. Açores.. Um exemplo deste tipo de vulcão é o vulcão da Serreta no Arquipélago dos Açores

Vulcanologia

Secção transversal através de um Estratovulcão (escala vertical é exagerada exagerada): ):

1. Câmara magmática 2. Rocha

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9. Camadas de lava emitidas pelo vulcão 10. Garganta

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3. Chaminé 4. Base 5. Depósito de lava 6. Fissura 7. Camadas de cinzas emitidas pelo vulcão 8. Cone

11. Cone parasita 12. Fluxo de lava 13. Ventilação 14. Cratera 15. Nuvem de cinza

Génese dos vulcões

Os movimentos e a dinâmica do magma, tal como a maior parte do interior da Terra, Terra,   ainda são pouco conhecidos. No entanto é sabido que uma erupção é precedida de movimentos de magma do interior da Terra até à camada externa sólida (crosta ( crosta terrestre)) ocupando uma câmara magm terrestre magmática ática debaixo de um vulcão. Eventualmente o magma armazenado armazenado na câmara magmá magmática tica é forçad forçadoo a subir e é extruído extruído e escor escorre re pela superfície do planeta como lava, ou o magma pode aquecer água nas zonas próximas causando descargas explosivas de vapor; pode acontecer também que os gases que se libertam do magma projectem rochas, rochas,  piroclastos,  piroclastos, obsidianas e/ou cinzas vulcânicas. vulcânicas. Apesar de serem sempre forças muito poderosas, as erupções podem variar de efusivas a extremamente explosivas. A ma maio ioria ria do doss vulc vulcõe õess ter terre rest stre ress tem or orig igem em nos nos li limi mite tess dest destru ruti tivo voss das das  placas tectónicas, onde a crosta oceânica é forçada a mergulhar por baixo da crosta continental, tectónicas, dado que esta é menos densa do que a oceânica. A fricção e o calor causados pelas  placas em movimento leva ao afundamento da crosta oceânica, e devido à baixa densidade do magma resultante este sobe. À medida que o magma sobe através de zonas de fractura na crosta terrestre, pode eventualmente ser expelido em um ou mais vulcões. Ambientes tectónicos

Os vu vulcõ lcões es enco encont ntra ram-s m-see prin princip cipalm almen ente te em tr três ês ti tipo poss prin princi cipa pais is de ambi ambien ente tess tectónicos: 1. Limite Limitess cconstr onstrutivo utivoss das das placas placas tectónicas tectónicas

Este é o tipo mais comu comum m de vulcõ vulcões es na Terra, mas são também os obse observado rvadoss menos frequentemente dado que a sua actividade ocorre maioritariamente abaixo da superfície dos oceanos. Ao longo do sistema de riftes oceânicos ocorrem erupções espaçadas irregularmen irregu larmente. te. A grand grandee maioria deste tipo de vulcõ vulcões es é apena apenass conhecida devido aos sismos associados às suas erupções, ou ocasionalmente, se navios que passam nos locais onde existem, registam elevadas temperaturas ou precipitados químicos na água do mar. Em alguns locais a actividade dos riftes oceânicos levou a que os vulcões atingissem a superfície oceânica: a Ilha de Santa Helena e a Ilha de Tristão da Cunha no Oceano Atlântico e as Galápagos no Oceano Pacífico Pacífico,, permitindo que estes vulcões sejam estuda est udados dos em por pormen menor. or. A Islândia també também m se enco encont ntra ra num num ri rift fte, e, mas mas poss possui ui características diferentes das de um simples vulcão.

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Os magmas expelidos neste tipo de vulcões são chamados de MORB (do inglês inglês   MidMidOcean Ridge Basalt  que significa: "basalto de rifte oceânico") e são geralmente de natureza basáltica. 2. Limite Limitess d destr estrutivo utivoss das das placas placas tectón tectónicas icas Di Diag agra rama ma de li limi mite te dest destru ruti tivo vo ca caus usan ando do terremotos e uma erupção vulcânica.

Estes são os tipos de vulcões mais visíveis e bem estudados. Formam-se acima das zonas de subducção onde as placas oceânicas mergulham debaixo das placas terrestres. Os seus magmas são tipicamente "calco-alcalinos" devido a serem originários das zonas  pouco profundas das placas oceânicas e em contacto com sedimentos. A composição destes magmas é muito mais variada do que a dos magmas dos limites construtivos. 3. Hot spo spots ts ou po ponto ntoss quen quentes tes

Os vulcões de hot spots eram originalmente vulcões que não poderiam ser incluídos nas categorias acima referidas. Nos dias de hoje os hot spots referem-se a uma situação  bastante mais específica - uma pluma isolada de material quente do manto que intercepta a zona inferior da crosta terrestre (oceânica ou continental), conduzindo à formação de um centro vulcânico que não se encontra ligado a um limite de placa. O exemplo clássico é a cadeia havaiana de vulcões e montes submarinos; o Yellowstone é também tido como outro exemplo, sendo a intercepção neste caso com uma placa continental. A Islândia e os Açores são por vezes citados como outros exemplos, mas bastante mais complexos devido à coincidência do rift médio Atlântico com um hot spot . Previsão de erupções

Er upçã u pçãoo do vulc vulcão ão Stromboli Stromboli,, na co cost staa da Sicília, Itália.

A ciência ainda não é capaz de prever com certeza absoluta quando um vulcão irá entrar  em erupção, mas grandes progressos têm sido feitos no cálculo cá lculo das probabilidades de tal

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evento ter lugar ou não num espaço de tempo relativamente curto. Os seguintes factores são analisados de forma a ser possível prever uma erupção: a) Si Sissmic micid idaade

Microssismos e sismos de baixa magnitude ocorrem sempre que um vulcão "acorda" e a sua entrada em erupção se aproxima no tempo. Alguns vulcões possuem normalmente activ act ivid idad adee sí sísm smica ica de baix baixoo níve nível,l, ma mass um aume aument ntoo sign signif ifica icati tivo vo dest destaa mesm mesmaa actividade preceder uma erupção. Outro é o tipo de sismos que ocorrem. Apoderá sismicidade vulcânica divide-se emsinal três importante grandes tipos: tremores de curta duração, tremores de longa duração e tremores harmónicos. b) Emis Emissõ sões es ga gaso sosa sass

À medida que o magma se aproxima da superfície a sua pressão diminui, e os gases que fazem parte da sua composição libertam-se gradualmente. Este processo pode ser  comparado ao abrir de uma lata de um refrigerante com gás, quando o dióxido de carbono se escapa. O dióxi dióxido do de enxof enxofre re é um dos principais componentes dos gases vulcânicos, e o seu aumento precede a chegada de magma próximo da superfície. c) De Defo form rmaç ação ão d doo te terr rren enoo A de defo form rmaç ação ão do ter terre reno no na área área do vulcã vulcãoo sign signif ific icaa que que o magm magmaa enco encont ntrara-se se acumulado próximo da superfície. Os cientistas monitorizam os vulcões activos e medem med em freq frequen uentem tement entee a def deform ormação ação do ter terren renoo que ocorre ocorre no vul vulcão cão,, tomand tomandoo especial cuidado com a deformação acompanhada de emissões de dióxido de enxofre e tremores harmónicos, sinais que tornam bastante provável um evento eminente.

Comportamento dos vulcões Todas estas actividades podem ser um perigo potencial para o Homem. Para além disso a acti activi vida dade de vu vulc lcân ânica ica é muit muitas as vezes vezes acom acompa panh nhad adaa por  por  sismos sismos,, águas termai termais, s,   fumarolas e géisers, géisers, entr entree outro utross fe fennóm ómen enos os.. As er eruupçõe pçõess vulc vulcân ânic icas as são são frequentemente precedidas por sismos de magnitude pouco elevada. Activos, dormentes ou extintos?

 Não existe um consenso entre os vulcanologistas para definir o que é um vulcão "activo". O tempo de vida de um vulcão pode ir de alguns meses até alguns milhões de anos. Por exemplo, em vário várioss vulcões vulcões na Terra ocorreram ocorreram várias erupções erupções nos últimos últimos milhares de anos mas actualmente não dão sinais de actividade.

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Shiprock , erosão remanescente da garganta de um vulcão extinto.

Alguns cientistas consideram um vulcão activo quando está em erupção ou mostra sinais de instabilidade, nomeadamente a ocorrência pouco usual de pequenos sismos ou novas emissões gasosas significativas. Outros consideram um vulcão activo aquele que teve erupções históricas. É de salientar que o tempo histórico varia de região para região. Enquanto no Mediterrâneo este pode ir até 3000 anos atrás, no Pacífico Noroeste Pacífico Noroeste dos Estados Unidos vai apenas até 300 anos atrás. Vulcões dormentes são considerados aqueles que não se encontram actualmente em actividade (como foi definido acima) mas que poderão mostrar sinais de perturbação e entrar de novo em erupção. Os vulcões extintos são aqueles que os vulcanólogos consideram pouco provável que entrem em erupção mas fácilpode afirmar comaos certeza quedeum vulcão realmente extinto. As caldeirasde têmnovo, tempo denão vidaé que chegar milhões anos, logoestá é difícil determinar se um irá voltar ou não a entrar em erupção, pois estas podem estar dormentes por vários milhares de anos.

• Rochas magmáticas • Diversidade das rochas magmáticas As rochas magmáticas podem classificar-se em plutónicas e vulcânicas, atendendo à profundidade a que consolidam os magmas que lhes dão origem. As rochas plutónicas, como o granito, o gabro ou o diorito, resultam da consolidação lenta do magma em profundidade, enquanto as rochas vulcânicas, como o basalto, o riólito ou o andesito, resultam da consolidação do material magmático à superfície ou muito próximo dela. A natureza dos magmas e as diferentes condições de consolidação das rochas influenciam as características que apresentam, nomeadamente a cor, a textura e a composição química e mineralógica. Tal como o nome indica, estas rochas forma-se a partir da cristalização de um magma, podendo também ser designadas por ígneas.

• Textura Refere-se à forma, arranjo e distribuição dos minerais na rocha. Nas rochas magmáticas está relacionada com a profundidade e rapidez da solidificação. Quando as rochas solidificam à

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superfície não formam cristais –  textura afanítica - sendo impossível a identificação de minerais a olho nu, e se a solidificação for muito rápida chegam formam-se vidros vulcânicos –  textura vítrea - sem minerais. Existem rochas que se formam em profundidades intermédias ou à superfície nas quais se obser observam vam cristai cristaiss mais desenvolv desenvolvidos idos,, fenocristais, dispersos numa matriz com textura afanítica. Diz-se que estas rochas apresentam textura porfírica. Quando Quan do so soli lidi difi ficam cam em prof profun undi dida dade de a soli solidi dific ficaçã açãoo é ma mais is le lent nta, a, há te temp mpoo para para a formação de cristais, que são visíveis a olho nu – textura fanerítica - e por vezes de grandes  granulares – quando o tamanho dimensões – textura pegmatítica. As rochas faneríticas podem ser  granulares e forma dos grãos são semelhantes semelhantes e aprese apresentam ntam distribu distribuição ição uniforme ou  porfiróides quando no seio de minerais mais pequenos –  matriz – se desenvolvem minerais de grandes dimensões  pórfiros.

TEXTURA GRANULAR. Os miner minerais ais apresentam apresentam sens sensivelme ivelmente nte as mesmas dimensões TEXTURA PORFIRÓIDE  No seio de uma massa mais fina ocorrem cristais bem desenvolvidos TEXTURA PEGMATÍTICA Os minerais da rocha apresentam-se em cristais de grandes dimensões

TEXTURA APLÍTICA Os minerais apresentam-se em pequenos grãos quase invisíveis à vista desarmada

• Minerais das Rochas Magmáticas Os mi mine nera rais is ma mais is comu comuns ns nas nas roch rochas as ma magm gmát ática icass são: são: quar quartzo tzo,, felds feldspa pato toss e pl plag agio iocl clas ases es,, feldspatóides (nefelina, leucite), micas (moscovite, biotite), piroxenas, anfíbolas e olivina. Estes  podem ser em cada caso essenciais , ou seja, são os que caracterizam a rocha que os contém, ou  podem ser minerais acessórios, que existindo existindo numa rocha não afectam as características da mesma.

Quadro classificativo das principais rochas magmáticas em função dos minerais presentes:

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Rochas Magmáticas PLUTÓNICAS VULCÂNICAS

Principais Minerais

Quartzo

Feldspato potássico

Feldspato Calco-

Moscovite

Biotite

Anfíbola

Piroxena

Olivina

sódico

GRANITO RIÓLITO SIENITO TRAQUITO DIORITO ANDESITO GABRO BASALTO

minerais minerai s abundan abundantes tes (essencia (essenciais) is) minerais pouco abundantes abundantes (acessórios) (acessórios) minerais raros (acessórios)

• Cor das Rochas Magmáticas Para a clas Para classif sificaç icação ão das rochas rochas magmát magmáticas icas,, faz faz-se -se a distin distinção ção ent entre re minera minerais is mais mais claros, denominados de félsicos (quartzo, feldspatos) e minerais mais escuros, designados de máficos (biotite, piroxenas, anfíbolas e olivinas). As proporções relativas entre estes dois tipos de minerais, permitem classificar as rochas em: Rochas Leucocratas

De cor clara, ricas em mine minerais rais félsic félsicos os e portant portanto, o, pobres pobres em máficos. máficos. Ex. Granito, Riólito, Sienito, Traquito.

Rochas Mesocratas

De cor intermédia, com proporções aproximadas dos dois tipos de minerais. Ex. Diorito, Andesito.

Rochas Melanocratas

De cor escura, ricas Ex. Gabro, Dolerito, Basalto.

COMPOSIÇÃO

QUÍMICA

em

E

minerais

máficos.

MINERALÓGICA

A caracterização das rochas quanto à sua composição química depende, obviamente, dos minerais que as constituem, ou seja, da sua composição mineralógica. Essa caracterização é feita, sobretudo,

 António Adão

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atendendo à percentagem atendendo percentagem de sílica exist existente ente nas rochas. Uma vez que os minerais minerais ricos em sílica, como o quartzo, são claros, é possível associar a cada composição-tipo uma cor específica.

Para a classificação em amostra de mão utilizam-se quadros como o da figura seguinte: Principais minerais

Textura

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Tema 4 Geodinâmica interna – Metamorfismo O metamorfismo e o conjunto de reacções no estado sólido que afectam uma rocha submetida a condicções de pressão e temperatura diferentes as de sua origem. Quando a troca tem lugar em condições de composição (entrada de fluidos), recebe o nome de metassomatismo.

1. Ambi Ambien ente te meta metamo morfi rfico co As rochas preexistentes, quando sujeitas a um ambiente diferente daquele em que foram formadas sofrem alterações que restabelecem o equilíbrio com o novo ambiente. Por exemplo, qualquer rocha, quando deslocada para regiões profundas, pode ser mais ou menos alterada a nível da composição mineralógica e/ou textura, sem que ocorra fusão. Este processo designa-se por metamorfismo e situa-se no meio-termo entre a diagénese e o magmatismo.

Este fenómeno ocorre em locais com características termodinâmicas (temperatura e pressão) específicas caracterizando o ambiente metamórfico, designando-se como metamórficas as rochas que assim se formam.

2. Factores de metamorfismo Existem quatro tipos de factores de metamorfismo que, conjugando-se com diferentes graus de intensidade nos diversos locais da Terra, conduzem à formação de uma grande variedade de rochas metamórficas:

a. Pressão/Tensão: a tensão é a força exercida por unidade de área, podendo no interior da Terra existir  tensões litostáticas e não litostáticas.

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A tens tensão ão litos litostática tática ou confinante res result ultaa do pe peso so das rocha rochass supraj suprajace acente ntes, s, sen sendo do apl aplicad icadaa igualmente em todas as direcções e provocando a redução do volume e o aumento da densidade das rochas, pela redução do espaço entre as partículas que constituem os minerais. A tensão não litostática ou dirigida é a pressão resultante dos movimentos tectónicos. Essas forças, de natureza compressiva, distensiva (ou de tracção) ou de cisalhamento, provocam a deformação das rochas e o alinhamento dos minerais ou foliação.

Calor/Temperatura: com o aumento da profundidade, as rochas vão sofrendo a influência do calor  interno da Terra, do calor resultante da pressão litostática ou do calor resultante da proximidade de uma intrusão magmática. Por acção do calor, certos minerais ficam instáveis e reagem com outros minerais, ficando os elementos da sua rede cristalina dispostos segundo novos arranjos cristalinos. Este processo de recristalização (figura) permite a formação de novos minerais mais estáveis nas novas condições de temperatura, tensão e fluidos envolventes. Caso se ultrapasse o ponto de fusão das rochas a determinada profundidade, tensão ou temperatura, as rochas começam a fundir, iniciando-se a transição do metamorfismo para o magmatismo.

 b. Fluidos de circulação: as alterações metamórficas que ocorrem quando as temperaturas e a pressão se elevamcom são os muito facilitadas se estiverem presentes de circulação. fluidos, ao reagirem minerais constituintes da rocha, podemfluidos dar origem a mineraisEstes de composição diferente, por remoção ou introdução de determinados componentes químicos, provocando alterações

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importantes ao nível da composição química e mineralógica da rocha inicial. Os fluidos de circulação  podem ser libertados por magmas ou ter origem na desidratação de certas rochas durante o processo de metamorfização. c. Tempo: todos os fenómenos relacionados com o metamorfismo ocorrem ao longo de grandes  períodos de tempo.

3. Tipos de metamorfismo Os dif difere erente ntess tipos tipos de metamo metamorfi rfismo smo def define inem-s m-see em fun função ção da intens intensida idade de relativ relativaa dos fac factor tores es de metamorfismo e da extensão da área atingida. •

Metamorfismo de contacto

 Neste tipo de metamorfismo os factores determinantes são o calor e a circulação de fluidos. O metamorfismo de contacto localiza-se a baixas profundidades numa zona de contacto com uma intrusão magmática, que aquece e liberta fluidos para as rochas encaixantes. Estas rochas começam a ser metamorfizadas ao longo de uma zona envolvente designada por auréola de metamorfismo ou metamórfica. A extensão desta zona depende da susceptibilidade da rocha metamorfizada, bem como da dimensão e temperatura da intrusão. O grau de metamorfismo diminui com o aumento da distância à intrusão magmática. Como a tensão tem, neste tipo de metamorfismo, um papel pouco importante as rochas originadas não apresentam foliação. Os fluidos que sereacções libertamquímicas namicas zona que de contacto rochas encaixantes e no próprio corpo magmático,  promovendo quí levam à circulam formaçãonas de novos novo s minerais.

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As rochas conhecidas como corneanas resultam da alteração das rochas encaixantes, que estão em contacto directo com o magma da intrusão. Os quartzitos e o mármore são exemplos de outras rochas formadas sobre influência do calor das intrusões, respectivamente, a partir da recristalização de arenitos e calcário. •

Metamorfismo regional

A mai maior or par parte te das roc rochas has met metamó amórfi rficas cas que faz fazem em parte parte da crusta crusta terres terrestre tre res result ulta, a, ger geralm alment ente, e, de metamorfismo regional. Este tipo de metamorfismo actua em extensas áreas a profundidades de temperatura e tensões elevadas, geralmente associadas a fenómenos tectónicos que ocorrem nos limites convergentes de  placas, relacionando-se com processos orogénicos. Nestes limites o aumento de espessura da crusta é responsável pelas elevadas pressões litostáticas e altas temperaturas no seu interior, enquanto a compressão tectónica devida à convergência de placas que gera tensões não litostáticas ou dirigidas. O xisto e o gnaisse são bons exemplos de rochas formadas sob estas condições, e apresentam foliação, pois a  pressão não litostática é um dos factores determinantes neste tipo de metamorfismo.  No limiar do metamorfismo define-se um domínio de transição para o magmatismo – o ultrametamorfismo -, em que se originam rochas com uma parte clara que chegou a fundir e outra parte escura, metamórfica, formada por minerais de ponto de fusão mais alto que resistiram a fusão.

O conhecimento dos intervalos de pressão e temperatura em que produzem estas reaçoes de transformaçõesem temumpermitido estabelecer a fáciesemetamórfica recristalizadas mesmo intervalo de pressão temperatura). (conjunto de rochas metamórficas

As fácies metamórficas pedem se agrupar em: 

Fáci Fá cies es de alta alta pr pres essã sãoo: aume aument ntoo da pres pressã sãoo ma mant nten endo do as te temp mper erat atur uras as baix baixas as..

Características de zonas de colisão continental recente, ou do risma de acressão nas zonas de subdução. Facies de xistos azuis e eclogitas.

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



Fácies de alt Fácies altaa tem tempe perat ratura ura: aume aument ntoo da te temp mper erat atur uraa e mant mantem em baix baixaa a pres pressã são. o. Características das zonas próximas a uma intrusão plutónica (metamorfismo de contacto). Facies Fac ies de Cor Cornea neanas nas (ep (epidó idótic ticas, as, hor hornbl nblénd éndica icass pir piroxé oxénic nicas, as, e sanidí sanidínic nicas, as, seg según úndo do aumentamos a temperatura) aument entoo sim simult ultáne áneoo de pressã pressãoo e temper temperatu atura. ra. Caracte Caracterís rístic ticas as do Fácies Fáci es intermedia intermediass: aum metamorfísmo regional. Fácies de Zeolitas, Prehnita-Pumpellita, xistos verdes, Anfibolitas, e Granulitas.

4. Diversidade Diversidade e classifi classificação cação das das rochas rochas metamór metamórficas ficas • Textura As rochas metamórficas classificam-se com base na sua textura, pois a composição química e mineralógica não são relevantes para a sua classificação. Assim, determina-se que em termos texturais existem dois tipos  principais de rochas metamórficas: metamórficas: rochas foliadas e rochas não foliadas. A foliação é consequência da acção das tensões dirigidas no metamorfismo regional, e pode estar relacionada com a presença de certos minerais com hábito tabular/lamelar, como as micas. Estas, sob acção de tensões dirigidas (não litostáticas), tendem a ficar orientadas numa posição perpendicular à da tensão que afectou a rocha. Tipos de rochas foliadas são as ardósias, filitos, xistos e gnaisses – por esta ordem crescente de grau de metamorfismo. A foliação da rocha pode ser muito evidente ou mais subtil, sendo necessária, por vezes, uma observação ao microscópio petrográfico para determinar o tipo de textura com maior precisão.

Tipos de foliação Clivagem –  frequente em rochas de baixo grau de metamorfismo. A clivagem pode ser reconhecida em

rochas metamórficas como as ardósias e os filitos. Os processos metamórficos provocam a orientação  paralela dos minerais lamelares, como a moscovite e os minerais de argila. Este tipo de estrutura conduz ao

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aparecimento de planos de clivagem favoráveis à existência de fissilidade (facilidade de a rocha se dividir  em lâminas). O filito possui ainda um brilho sedoso/lustroso nas superfícies de foliação, resultante da  presença de minerais micáceos. micáceos. Xistosidade –  frequente em rochas de médio grau de metamorfismo. Ocorre um maior desenvolvimento dos

cristais devido ao aumento do grau, nomeadamente de micas, quartzo e feldspatos. Estes minerais são, por  isso,, mais facilmen isso facilmente te disti distinguid nguidos os à vista desarm desarmada. ada. A xistos xistosidade idade é uma forma de folia foliação ção desenvolv desenvolvida ida  pela orientação paralela de minerais tabulares e llamelares amelares em rochas metamórficas de grão grosseiro, como os micaxistos, que já apresentam menor fissilidade que a ardósia e o filito. Bandado gnáissico –  frequente em rochas de alto grau de metamorfismo. É um tipo de foliação gerada por 

diferenciação em bandas alternadas de minerais escuros e claros por efeito de tensões dirigidas. O bandado forma-se devido aos intensos fenómenos de recristalização, nomeadamente de minerais não lamelares, como o quartzo e o feldspato, que se vão separando de outros como a biotite e as anfíbolas, formando-se bandas alternadas destes minerais que lhe conferem o bandado característico. Este tipo de foliação pode ser  identificado em rochas como a gnaisse.

Outro tipo de textura é a textura não foliada, ou granoblástica. Rochas como o quartzito, o mármore e as corneanas apresentam textura granoblástica e por vezes ao resultado de processos metamórficos relacionados com o metamorfismo de contacto.

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•

Mineralogia das rochas metamórficas

Existem minerais, como a calcite e o feldspato, que são estáveis em várias condições de pressão e temperatura, sendo comuns nas rochas metamórficas, sedimentares ou magmáticas. Existem no entanto minerais, como a andaluzite a silimanite, que são polimorfos de fórmula (Al2SiO2), exclusivos das rochas metamórficas, que se formam apenas dentro de certos valores de pressão e temperatura pelo que a sua  presença numa rocha permite inferir as condições em que ela se formou –  minerais-índice, que funcionam como”paleotermómetros” e “paelobarómetros”. Outros minerais exclusivos das rochas metamórficas são a estaurolite, epídoto, granada, cordierite, clorite, …

O aumento progressivo das condições de pressão e temperatura relaciona-se com diferentes graus de metamorfismo – de baixo grau, grau intermédio e de alto grau – que são acompanhados pelo aumento da intensidade dos fenómenos de recristalização e pelo aparecimento de certos tipos de minerais-índice. Uma dada rocha original pode assim originar diferentes tipos de rochas metamórficas, conforme as condições e o grau de metamorfismo a que é sujeita. As diferentes zonas metamórficas são delimitadas por superfícies de igual grau de metamorfismo, chamadas isógradas, sendo definidas pelos pontos onde ocorrem pela primeira vez determinados minerais-índice.

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Quanto maior o grau de metamorfismo, maior a diferença entre as rochas finais e as que lhe deram origem, de modo que um gnaisse, por exemplo, pode derivar de rochas tão diferentes como argilitos, arenitos ou granitos.

Rochas metamórficas

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 Tema 5 tectonica de placas

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1. Tectó Tectóni nica ca de de pla placa cass 1.1. 1. 1.

A der deriv ivaa dos dos co cont ntin inen ente tess de de Alf Alfre red d Weg Wegne nerr 

Argumentos a favor da deriva dos continentes

2. Movime Movimento nto dos contin continente entess 2.1.. 2.1

Movimen Movimento to dos dos contin continent entes es a lu luzz da teor teoria ia da tectón tectónica ica de de pla placas cas

2. 2.22.

Plac Placas as lit litos osfe feri rica cass

O princípio chave da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por  placas por  placas   tectónicas separa separadas das e disti distintas, ntas, que flutuam sob sobre re a asteno astenosfera. sfera. A relativa relativa fluidez fluidez da astenosfera  permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direcções. As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes comummente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos topográficos como cadeias montanhosas,  montanhosas,  vulcões e fossas oceânicas oceânicas.. A maioria dos vulcões activos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do Pacífico a mais conhecida e activa. Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante. As placas tectónicas podem incluir  crusta continental ou crusta oceânica, oceânica, sendo que, tipicamente, uma placa contém os do doisAtlântico tipos. Por exemplo, aA placa Africana ricana inclui o continente parte dos fundos marinhos e do Índico Índico..a placa parteAf das placas tectónicas que é africano comum aetodas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crustas continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crusta a litosfera. A distinção entre crusta continental e crusta oceânica baseia-se na diferença de densidades dos materiais que constituem cada uma delas; a crusta oceânica é mais densa devido às diferentes  proporções dos elementos constituintes, em particular do silício silício.. A crusta oceânica é mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto a crusta continental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos densos).

2. 2.3. 3. Limi Limite te d das as pla placa cass lito litosf sfer eric icas as São três os tipos de limites de placas placas, , caracterizado caracterizados s pelo modo as placas de se superfície: deslocam umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tiposcomo de fenómenos

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Os três tipos de limites de placas. •

Limites Limit es trans transforma formantes ntes ou cons conservat ervativos ivos - oc ocor orre rem m qu quan ando do as plac placas as de desl sliz izam am ou ma mais is  precisamente roçam uma na outra, ao longo de falhas transformantes. O movimento relativo das duas  placas pode ser  direito ou esquerdo, consoante se efectue para a direita ou para a esquerda de um observador colocado num dos lados da falha.

O movimento lateral esquerdo ou direito entre duas placas ao longo de uma falha transformante transformante    pode produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido à fricção fricção,, as placas não podem  pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, a tensão acumula-se em ambas placas e quando atinge um nível tal, em qualquer um dos lados da falha, que excede a força de atrito entre as  placas, a energia potencial acumulada é libertada sob a forma de movimento ao longo da falha. As quantidades maciças de energia libertadas neste processo são causa de terramotos, terramotos, um fenómeno comum ao longo de limites transformantes. •

Limites divergentes ou construtivos – ocorrem quando duas placas se afastam uma da outra outra..

 Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço produzido por este afastamento preenchido com novo material crustal, de origem magmática. A origem de novos limites divergentes é por alguns associados com os chamados  pontos quentes quentes.. Nestes locais, células de convecção de grandes dimensões transportam grandes quantidades de material astenosférico quente até próximo da superfície e pensa-se que a sua energi energiaa cinéti cinética ca poderá ser suficiente para  produzir a fracturação da litosfera. O ponto quente que terá dado início à formação da dorsal mesoatlântica situa-se situa-se actualmente sob a Islândia Islândia;; esta dorsal encontra-se em expansão à velocidade de vários centímetros por século. •

Limites convergentes ou destrutivos  – (também designados por  margens activas) ocorrem quando duas placas se movem uma em direcção à outra, formando uma zona de subducção (se uma das  placas mergulha sob a outra) ou uma cadeia montanhosa (se as placas simplesmente colidem e se comprimem uma contra a outra).

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 A natureza de um limite convergente depende do tipo de litosfera que constitui as placas em presença. Quando a colisão ocorre entre uma densa placa oceânica e uma placa continental de menor densidade, geralmente a placa oceânica mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção. À superfície, a expressão topográfica deste tipo de colisão é muitas vezes uma fossa fossa,, no lado oceânico e uma cadeia montanhosa do lado continental.

Oceânico / Continental

Um exemplo deste tipo de colisão entre placas é a área ao longo da costa ocidental da América do Sul onde a  placa de Nazca, oceânica, mergulha sob aa placa  placa Sul-americana, continental. À medida que a placa subductada mergulha no manto, a sua temperatura aumenta provocando a libertação dos compostos voláteis presentes (sobretudo vapor de água). À medida que esta água atravessa o manto da placa sobrejacente, a temperatura de fusão desta baixa, resultando na formação de magma com grande quantidade de gases dissolvidos. Este magma pode chegar à superfície na forma de erupções vulcânicas, formando longas cadeias de vulcões para lá da plataforma continental e paralelamente a ela.

Onde a colisão se dá entre duas placas continentais, ou elas se fragmentam e se comprimem mutuamente mutu amente ou uma mergulh mergulhaa sob a outra ou (potencial (potencialmente) mente) sobrepõe-se sobrepõe-se à outra. outra. O efeito mais dramático deste tipo de limite pode ser visto na margem norte da  placa Indiana. Indiana. Parte desta placa está a ser empurrada por baixo da  placa Euroasiática, Euroasiática, provocando o levantamento desta última, tendo já dado origem à formação dos Himalaias e do planalto do Tibete Tibete.. Causou ainda a deformação de partes do continente asiático a este e oeste da zona de colisão.

Continental / Continental

Quando há convergência de duas placas de crusta oceânica, tipicamente ocorre a formação de um arco insular , à medida que uma placa mergulha sob a outra. O arco é formado a partir de vulcões que eruptam através da placa sobrejacente à medida que se dá a fusão da placa mergulhante. A forma de arco aparece devido à esfericidade da superfície terrestre. Ocorre ainda a formação de uma  profunda fossa submarina em frente a estes arcos, na zona em que o bloco descendente se inclina  para baixo. Bons exemplos deste tipo de convergência de placas são as ilhas do Japão e as Ilhas Ilhas   Aleutas,, no Alasca. Aleutas

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Oceânico / Oceânico

2. 2.4. 4. Meca Mecani nism smoo do m mov ovim imen ento to d das as pla placa cass As placas movem-se graças à fraqueza relativa da astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária  para produzir este movimento seja seja a dissipação de calor a partir do manto. 

Correntes de convicção

2. 2.5. 5. Form Formaç ação ão e desap desapar arec ecim imen ento to d dos os oce ocean anos os 2. 2.6. 6. Oroge Orogeni niaa seg segun undo do a tec tectó tóni nica ca de pl plac acas as A orogénese ou orogenia é o conjunto de processos que levam à formação ou rejuvenescimento de montanhas ou cadeias de montanhas produzido principalmente pelo diastrofismo (dobramentos, falhas ou a combinação dos dois), ou seja, pela deformação compressiva da litosfera continental. A orogenia pode ser  convergente, quando há colisão de placas, ou divergente, quando ocorre sepa separaç ração ão da dass me mesm smas as.. A or orog ogén énes esee conv converg ergen ente te tr traz az como como cons conseq equê uênc ncia ia a form formaç ação ão de dobramentos,, cordilheiras ou fossas dobramentos fossas.. Sua área de atuação é marcada pela ocorrência frequente de sismos e pela presença abundante de vulcões vulcões.. Já a orogénese divergente é responsável pela formação das dorsais, que (em linguagem não técnica) são "cordilheiras submarinas" cujos picos formam ilhas que em sua maioria apresentam intensa atividade vulcânica.

Tipos de orogénese e de orógenos A orogénese produz-se sempre em bordas convergentes de placa, ou seja, nas regiões contíguas ao limite entre duas placas duas placas litosféricas cujos deslocamentos convergem.

Formação de um arco de ilhas por subducção sob litosfera oceânica.

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Formação de uma cordilheira marginal por subducção sob a borda continental.

1. Orogénese térmica ou ortotectónica - produz-se quando uma placa por  subducção se coloca por   baixo de outra. Se chama orogénese térmica pela importância dos fenómenos magmáticos, incluidos os vulcânicos, que se põem em marcha como consequência da fricção entre placas no  plano de de   Benioff. O adjectivo «ortotectónica» alude ao predomínio dos deslocamentos verticais, dos quais os horizontais são subsidiários. A litosfera que apresenta subducção é invariavelmente do tipo oceânico e arrasta e deforma os materiais acumulados num geossinclinal geossinclinal,, os quais também a apresentam em  parte com a litosfera oceânica, injectando no manto água, carbonatos e outros materiais que contribuem para manter o seu estado relativamente fluido. No limite entre as duas placas encontrarse-á normalmente uma fossa oceânica. Na outra placa a litosfera pode ser inicialmente oceânica ou directamente continental, e disso dependem as duas modalidades de orógenos térmicos:  Arcos de ilhas. São arquipélagos em arco rodeados pelo lado convexo por uma fossa que marca o limite entre as duas placas. São formados por ilhas vulcânicas. As Antilhas, as



Aleutas ou arco sãoção exemplos nítidos desta estrutura. Poradores detrás do arco, na facee côn fac côncav cava, a, a daprópri próInsulíndia priaa sub subduc ducção pod podee des desenc encade adear ar pro proces cesso soss ger gerado res de litosf litosfera era oceânica, ampliando a bacia continental. Essa «extensão além-arco» observa-se por exemplo no Mar do Japão.  Japão.  Cordilheiras marginais. A subducção pode arrancar quando a compressão rompe a litosfera oceânica junto à borda de um continente, pondo em marcha uma convergência e uma subducção que levantam uma cordilheira na borda continental. O caso mais típico aparece representado agora pelos Andes. As costas da América do Sul aparecem bordejadas, sendo contíguas à placa à placa de Nazca Nazca,, por uma extensa fossa oceânica, a fossa do Peru.

Levantamento de um orógeno por colisão continental; embora na realidade a placa que inicialmente  subduz é a que acaba cavalgando sobre a outra. 1. Orogénese mecánica ou paratectónica. Ocorre quando o movimento convergente de duas placas tectónicas arrasta um fragmento continental contra outro. As forças e movimentos predominantes são horizontais (patatectónicos) e de origem propriamente tectónica (mecânica), com muito pequena  participação de processos especificamente vulcânicos ou, mais geralmente, magmáticos. Chama-se orógenos de colisão aos que se formam por este mecanismo. Para que a colisão possa chegar a  produzir-se é preciso primeiro que a subducção absorva a bacia oceânica entre dois continentes, o que implica sempre uma fase de orogénese térmicadoantes de se produzirpelo a colisão. A  orogénese de que tipo haja mecânico produziu o relevo mais importante planeta, o formado Himalaia Himalaia 

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e o Planalto Tibetano, que se levantaram pelo choque do subcontinente indiano, depois de se ter  separado da África Oriental, com o continente eurasiático.

2. 2.77.

Defo Deform rmaç ação ão das roc ocha hass

O dinamismo interno da Terra pode manifestar-se através de deformação nas rochas designada por tensões que afectam a sua forma e/ou volume. A tensão é a força exercida por unidade de área.   Estas tensões podem ser compressivas, distensivas, ou de cisalhamento. As tensões compressivas estão associadas a forças convergentes; as tensões distensivas estão associadas a forças divergentes; e, por fim, as tensões de cisalhamento estão associadas a movimentos paralelos das rochas em sentidos contrários.  

Resposta à tensão  

O comportamento dos materiais quando estão sujeitos a estados de tensão pode ser:  

Comportamento elástico –  é reversível, o material deforma mas, quando a tensão cessa, recupera a sua

forma/volume elasticidade; iniciais e verifica-se quando a força aplicada sobre a rocha não ultrapassou o seu limite de  

Comportamento plástico –  é permanente, o material fica deformado sem rotura e verifica-se quando a força aplicada sobre a rocha é superior ao seu limite de elasticidade e inferior ao limite de plasticidade.  

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Comportamento dos materiais  

Os materiais, quando sujeitos a tensões, apresentam diferentes comportamentos de natureza frágil e de natureza dúctil. Uma mesma rocha, sujeita a condições de pressão e temperatura distintas, pode apresentar  comportamentos diferenciados. Os limites tectónicos são zonas onde existem grandes pressões e, portanto, os materiais sofrem alterações. Com o aumento da temperatura, o limite de elasticidade dos materiais aumenta, tornando-se mais dúcteis. A temperatura é superior em profundidade, pelo que os materiais nestas circunstâncias são mais plásticos do que à superfície. À superfície, tanto a pressão como a temperatura são menores, pelo o que os materiais geológicos apresentam um comportamento elástico, seguido de ruptura. Diz-se que a deformação ocorre em regime frágil. Os regimes dúcteis e frágeis estão associados, respectivamente, a dobras e falhas.  

Falhas  

As falhas são deformações associadas a comportamentos frágeis do material geológico. Correspondem a superfícies de fractura, ao longo das quais ocorreram movimentos relativos entre os dois blocos que separam. Surgem quando o limite de plasticidade das rochas é ultrapassado e estão, muitas vezes, associadas a sismos.  

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Plano de falha – superfície de fractura ao longo da qual ocorreu o movimento dos blocos;  

Tecto (bloco superior) – bloco que se encontra acima do plano de falha;  

Muro (bloco inferior) – bloco que está situado abaixo do plano de falha;  

Rejecto – distância do deslocamento relativo entre os dois blocos da falha;  

Inclinação da falha – ângulo definido entre o plano da falha e um plano horizontal;  

Direcção da falha – alinhamento horizontal do plano de falha.  

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Tipos de falhas  

De acordo com o movimento relativo entre os dois blocos da falha (tecto e muro), as falhas podem ser  classificadas como normais, inversas e de desligamento.  

Falha normal – Tecto desloca-se para baixo relativamente ao muro (ângulo obtuso entre o plano de falha e o  plano horizontal). Este tipo de estrutura estrutura resulta da actuação de tensões tensões distensivas;  

Falha inversa –  Tecto desloca-se para cima relativamente ao muro (ângulo agudo entre o plano de falha e o

 plano   horizontal; Falha de desligamento –  O movimento pode ser lateral direito ou lateral esquerdo, se o bloco no lugar  oposto da falha, relativamente ao observador, se desloca para a direita ou para a esquerda.  

As falhas podem surgir associadas e com configurações geográficas designadas por  fossas tectónicas ou grabens e maciços tectónicos ou horsts. 

Os grabens são blocos rebaixados, geralmente com um comprimento maior que a largura, e delimitados por  sistemas de falhas convergentes para o interior. Os horsts são blocos também de forma linear, delimitados por falhas divergentes para o interior, e que exibem, com frequência, uma altitude maior que as áreas contíguas que são muitas vezes constituídas por  grabens.

Dobras  

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As dobras são deformações associadas a comportamentos dúcteis das rochas, em regimes compressivos. Correspondem a encurvamentos de camadas anteriormente planas. As dobras ocorrem dentro do limite de  plasticidade das rochas. Tal como nas falhas, é possível descrever as dobras tendo em conta certos elementos caracterizadores da sua geometria.  

Zona de charneira – zonas que contém os pontos de máxima curvatura da superfície dobrada;  

Flancos – região plana da dobra situada de um e do outro lado da zona de charneira;  

Eixo da dobra – linha imaginária que deslocada paralelamente a si própria gera a superfície dobrada;  

Plano axial –  plano que intersecta as charneiras dos diferentes estratos da dobra. No caso das dobras simétricas, corresponde ao plano de simetria da dobra.  

Para além das muitas classificações possíveis, as dobras podem ser classificadas quanto à disposição espacial dos seus elementos ou quanto à idade relativa dos materiais rochosos que integram a dobra.  

Classificação das dobras segundo a disposição espacial dos elementos  

Antiforma – convexidade da dobra orientada para cima;   Sinforma – convexidade da dobra orientada para baixo;  

Dobras neutras – convexidade orientada na horizontal.

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Classificação das dobras segundo a idade relativa dos estratos  

Anticlinal – rochas mais antigas ocupando a parte central da dobra;  

Sinclinal – rochas mais recentes ocupando a parte central da dobra.  

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Deformaçãoo das rochas - Falhas e Dobras Deformaçã D obras   As rochas sedimentares e magmáticas quando submetidas a condições de pressão e temperatura diferentes das que  presidiram à sua génese, podem sofrer deformação. Assim, origina-se uma alteração das rochas pela acção acçã o de forças de tensão exercidas sobre o mate material rial rochoso, com origem na mobilidade mobilidade da litosfera e no peso de camadas suprajac suprajacentes. entes. De acordo com a Teori Teoriaa da Tectón Tectónica ica de Placas, a litosfera encontra-se fracturada em placas, podendo estas convergir, divergir ou deslizar entre si estando as rochas que as compõem sujeitas assim, a ssim, a fortes estados de tensão. A tensão é a força exercida por unidade de área. Em resposta a um estado de tensão as rochas deformam-se,  podendo ocorrer a alteração de volume ou alteração da forma das rochas ou, como é comum, alterar  simultaneamente os seus volumes e forma. As deformações mais comuns apresentam-se sob o aspecto de dobras e falhas. As rochas estão sujeitas a vários tipos de tensões – tensão de compressão, tensão de distensão (ou tensão de torção) e tensão de cisalhamento.

Os materiais rochosos podem apresentar diversos tipos de deformações em resposta às tensões que suportam. Assim, as deformações podem ser elásticas, plásticas ou deformações por ruptura. As deformações elásticas são proporcionais ao esforço aplicado e são deformações reversíveis, ou seja, quando a força de tensão que provocou a deformação elástica é retirada, o material rochoso volta ao seu estado inicial. Um exemplo de deformação elástica é a sofrida por uma mola ou elástico quando sujeito a tensões. Quando o limite de elasticidade das rochas é ultrapassado, estas entram em ruptura ou passam a sofrer 

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deformações plásticas, que são irreversíveis, ficando o material rochoso permanentemente deformado. São deformações defor mações contínu contínuas, as, não se verif verificando icando desconti descontinuidad nuidadee entre as parte partess contí contíguas guas do materi material al defor deformado, mado, tal como acontece nas dobras. Se o limite de plasticidade das rochas for ultrapassado, estas passam a sofrer deformações por ruptura. As deformações por ruptura são irreversíveis e descontínuas, pois não se verifica continuidade entre as partes contíguas do material rochoso formado, tal como acontece nas falhas. Um exemplo de deformação por ruptura acontece, por exemplo, com o pau de giz g iz quando sujeito a tensão.

O tipo de comportamento que as rochas apresentam, quando estão sob o efeito de tensões, pode ser frágil - quando entram em ruptura, originando falhas - ou dúctil - quando dificilmente entram em ruptura e experimentam deformações permanentes, originando dobras.

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De uma forma geral, o comportamento das rochas face às tensões é um comportamento frágil, pois o material rochoso é pouco plástico, entrando facilmente em ruptura, principalmente quando se encontra próximo da

superfície. O comportamento das rochas pode tornar-se dúctil se expostas a temperaturas e pressões elevadas em zonas mais profundas. Em situações extremas de pressão e temperatura, o material rochoso comporta-se de forma semelhante a fluidos muito viscosos. O comportamento que as rochas apresentam é influenciado pelas condições em que as deformações se  processam (tipo de tensão, temperatura, conteúdo em fluidos, tempo de actuação da tensão e composição e estrutura das rochas): - A tensão que actua sobre as rochas pode ser confinante (litostática) ou dirigida (não litostática). A tensão confinante resulta do peso das camadas suprajacentes e aumenta a ductibilidade da rocha, tornando-a mais resistente à ruptura. A tensão dirigida ocorre quando um corpo está sujeito a forças de intensidade diferente em diversas direcções. - O aumento da temperatura aumenta a plasticidade das rochas. Como a temperatura aumenta com a  profundidade, tal como a pressão, pressão, as rochas mais pprofundas rofundas manifestam um compo comportamento rtamento mais dúctil. - As rochas com um maior conteúdo em fluidos apresentam uma maior plasticidade. - O tempo de actuação das forças sobre as rochas pode, em princípio, aumentar a sua plasticidade se for  longo. - Alg Alguns uns aspect aspectos os estrut estrutura urais is das roc rochas has pod podem em aum aument entar ar a sua pla plasti sticid cidade ade,, como, como, por exe exempl mplo, o, a xistosidade (termo que será explicado posteriormente). Os mecanismos de deformação das rochas estão associados, normalmente, a diferentes tipos de limites tectónicos.

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 No limite tectónico convergente, actua uma tensão de compressão, que altera o volume das rochas, reduzindo-o. Neste caso, se o comportamento da rocha for frágil, origina-se uma falha compressiva; se o comportamento for dúctil, forma-se uma dobra.  No limite tectónico divergente, actua uma tensão de distensão ou de torção, que altera a forma da rocha, alongando-a ou fracturando-a. Se o comportamento da rocha for frágil, forma-se uma falha distensiva; se o comportamento for dúctil ocorre estiramento.  No limite tectónico transformante, actua actua uma tensão de cisalhamento, que provoca provoca movimentos paralelos eem m sentidos opostos. Ocorre quando a rocha é fracturada em finas camadas, que deslizam umas em relação às outras.

É de realçar que o comportamento frágil ou dúctil de uma determinada rocha depende das condições ambientais, nomeadamente das condições de pressão e temperatura. A mesma rocha pode ser frágil a  pequena profundidade e dúctil a grande profundidade. Por exemplo, o vidro, quando aquecido, torna-se moldável, isto é, adquire um comportamento dúctil. Estruturas geológicas originadas por deformação: Dobras e Falhas Falha:

Deformação descontínua que ocorre quando o limite de plasticidade do material rochoso é ultrapassado,

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verificando-se a fractura das rochas, acompanhada pelo deslocamento dos blocos fracturados um em relação ao outro. Resultam de tensões compressivas, distensivas ou de cisalhamento quando as rochas manifestam um comportamento frágil.  Numa falha há a considerar os seguintes elementos: - Plano de falha, que é uma superfície não necessariamente plana, definida pela fractura e pelo movimento dos blocos. A sua inclinação pode variar entre 0o e 90o. Quando o plano, devido à deslocação dos blocos, se apresenta polido, denomina-se espelho de falha. - Lábios de falha, que são os dois blocos deslocados. Os lábios de falha diferenciam-se, segundo o seu movimento relativo, em lábio superior ou levantado (fica a um nível superior) e lábio inferior ou descaído (fica a um nível inferior). i nferior). - Tecto, corresponde ao bloco que se situa acima do plano de falha. - Muro, corresponde ao bloco que se situa abaixo do plano de falha. - Rejecto ou rejeição da falha, que é a menor distância entre dois pontos que estavam juntos antes da fractura e do deslocamento. - Linha de falha, que é a interacção do plano de falha com a superfície do terreno ou com qualquer um dos estratos. - Escarpa de falha, corresponde ao ressalto topográfico produzido pela falha, ou seja, é a superfície elevada  produzida pela ruptura e deslocação deslocação dos blocos de falha.

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Os principais tipos de falha, de acordo com a inclinação do plano de falha e com o movimento dos lábios, são: - Falha inversa ou compressiva, também designada falha de compressão ou cavalgante. Forma-se, normalmente, quando o material rochoso está sujeito a uma tensão compressiva, como acontece em zonas de colisão de placas tectónicas. Neste tipo de falha, o bloco descaído situa-se por baixo do plano da falha. Os lábios da falha formam entre si um ângulo agudo.

- Falha normal ou distensiva, que se forma, normalmente, quando o material rochoso está sujeito a uma tensão distensiva, disten siva, como acontece em zonas de separ separação ação de placas tectóni tectónicas, cas, continent continentais ais ou oceâni oceânicas. cas. Neste tipo de falha, um dos lábios (tecto) apresenta-se descaído relativamente ao outro (muro), formando entre si um ângulo obtuso. O plano da falha prolonga-se por baixo do bloco descaído.

- Falha de desligamento, também denominada falha deslizante ou de deslizamento. Formam-se, geralmente, quando o material rochoso está sujeito a uma tensão de cisalh cisalhamento amento.. São frequ frequentes entes em certas zonas oceânicas das placas litosféricas, como é o caso das falhas transformantes que podem ser responsáveis pelo desligamento

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verificado nos riftes. Neste tipo de falha, os blocos sofrem movimentos horizontais e paralelos à direcção do plano de falha (deslizamentos).

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A posição das falhas no espaço pode definir-se de acordo com a direcção e a inclinação do plano de falha. A direcção da falha é dada pelo ângulo formado por uma linha horizontal do plano de falha com a linha N-S geográfica. A inclinação é determinada pelo ângulo formado entre o plano de falha e uma superfície horizontal. As falhas  podem surgir associadas e com configurações geográficas geográficas denominadas por fossas fossas tectónicas ou grabens e maciços tectónicos ou horsts.

Quando a depressão ocupa uma extensa superfície, designa-se bacia de afundimento. Entre as falhas célebres figura a de Santo André na Califórnia, com a qual se relacionam os sismos ocorridos nessa região. Fossas dispostas em escadaria originaram a fossa tectónica do Vale do Reno, assim como o Mar Vermelho, o Mar  Morto e as depressões do Vale do Rifte da África Oriental. Em Portugal Continental, são significativas, entre outr outras as,, as fa falh lhas as de Ch Chav aves es-R -Rég égua ua-L -Lam ameg ego, o, Br Brag agan ança ça-V -Vil ilar ariç içaa-Lo Long ngro roiv ivaa e Cami Caminh nhaa-Mo Monç nção ão..  NOTA: Abaixo da falha falha é sempre muro!

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Dobra:

Deformação que ocorre nas rochas e que resulta do arqueamento de camadas rochosas, inicialmente planas, com comportamento dúctil, pela acção de tensões compressivas. Estas deformações podem ser macro ou microscópicas. As dobras formam-se no interior da crusta ou do manto de forma lenta e gradual, emergindo à superfície devido aos movimentos tectónicos e à erosão. Os elementos de dobra, que caracterizam a geometria das dobras, são: - os flancos, ou vertentes da dobra, porções de menor curvatura; - a charneira, que corresponde à zona de convergência das camadas de cada flanco, ou seja, a linha que une os pontos de máxima curvatura de uma dobra; - o núcleo, formado pelas camadas mais internas da dobra; - o plano ou superfície axial, plano que contém as charneiras dos diferentes estratos dobrados, dividindo a dobra em dois flancos sensivelmente iguais: - o eixo da dobra, que corresponde ao ponto de intersecção do plano axial com a charneira.

As dobras podem ser classificadas segundo a sua disposição espacial e segundo a idade das rochas que as constituem: - De acordo com a disposição espacial das dobras, estas podem ser denominadas dobras antiforma, com concavidade voltada para baixo, dobras sinforma, com concavidade voltada para cima, ou dobras neutras, cuja abertura se orienta lateralmente (com eixo vertical).

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- De acordo com a idade das rochas que as constituem, estas podem ser designadas por rochas anticlinais, quando as rochas mais antigas se encontram no núcleo da antiforma, ou por rochas sinclinais, quando as rochas mais recentes se localizam no núcleo da sinforma.

 Numa dobra, a posição das camadas rochosas no espaço pode ser definida pela direcção e pela inclinação das camadas. A direcção da camada é dada pelo ângulo formado pela directriz (definida pela intersecção do plano da camada com o plano horizontal) com a direcção N-S geográfica dada pela bússola. A inclinação dos estratos,

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correspondente ao ângulo formado pela pendente (linha de maior declive) com o plano horizontal, é determinada com

clinómetros.

Curiosidade: Entre as estruturas dobradas é frequente distinguir formações, originadas por erosão, denominadas

domas, em que a parte central é ocupada pelos estratos mais antigos, e bacias ou cuvettes, em que a parte central é ocupada pelas camadas mais recentes. Quanto à simetria, as dobras, quando mantêm a espessura dos estrato estratos, s, den denomi ominam nam-s -see iso isopac pacas; as; se os est estrat ratos os se enc encon ontra tram m def deform ormado ados, s, as dob dobras ras den denomi ominam nam-se -se anisopacas. O estudo de dobras e falhas assumem particular interessa geológico, porque a sua caracterização contribui,  por exemplo, para a compreensão e interpretação do relevo, para compreensão da história geológica de uma determinada área e para localização de estruturas geológicas de interessa económico.  NOTA: Para justificar que uma dobra é antiforma, sinforma ou neutra é preciso referir a orientação da concavidade. Ex: a uma dobra neutra pois a concavidade encontra-se virada para o lado esquerdo. 

Factores de deformação

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

Tipos de deformação 

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Dobra

Dobras são estruturas cujas superfícies primárias de referência ficaram abauladas, curvadas ou alteradas sem perca de continuidade.

Há vários tipos de dobras. De acordo com a geometria podemos distinguir três variedades de dobras:  

Anticlinais (dobras cujos lados ou flancos inclinam-se em sentidos divergentes), Sinclinais (dobras cujos flancos inclinam-se em sentidos convergentes) e



Monoclinais (consistem numa flexão, em que as camadas mais ou menos horizontais, assumem, localmente, uma inclinação em determinada direcção).

Fotografia mostrando dobras associadas em Anti An ticl clina inal= l=A A (f (fla lanc ncos os=f =fll incli inclina namm-se se em sentidos divergentes - ver setas) e Sinclinal=S (flancos=fl inclin linam-se em senti ntidos convergentes - ver setas).

Fotografia mostrando uma dobra deitada.

Há dobras de escala microscópica até dobras com dezenas e centenas de Quilómetros. Uma dobra raras vezes se encontra isolada, e quase todas elas contribuem para a constituição de um Sistema de Dobras.de Osmontanhas sistemas de dobrasoumais extensos e espectaculares desenvolveram-se nas chamadas cinturas dobradas orogénicas.

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Fotogr Fot ografi afiaa mostra mostrando ndo pequen pequenas as dobras dobras Fotografia Fotogr afia mostra mostrando ndo pequen pequenas as dobras dobras em (o (obs bseerva varr a esca escala la)) em grau grauva vaqu quees quartzitos intercalados por xistos. alternando com xistos. Foto Fotogr graf afia ia mos mostra trand ndoo uma uma deitada, entre as duas setas.

dobr dobraa



Falha

Falhas são fracturas mediante as quais as rochas se deslocam, de forma que perdem a sua continuidade original. Existe um movimento relativo, em qualquer direcção, dos blocos de rochas, ao longo do plano de falha (a superfície de fractura ao longo da qual teve lugar o movimento relativo). Exis Ex istem tem vá vári rias as clas classi sifi ficaç caçõe õess para para as falh falhas as.. Po Porr exem exempl plo, o, numa numa cl clas assi sific ficaçã açãoo segu segund ndoo os movimentos relativos dos blocos, vamos considerar dois tipos de falhas, sabendo que existem muitas mais:  Falha normal é aquela em que os blocos rochosos se deslocaram, um em relação ao outro, segundo a inclinação do plano de falha;  Falha inversa é aquela em que um bloco (chamado teto) se desloca em sentido ascendente sobre o plano de falha, relativamente ao bloco rochoso chamado muro. 

Fotogr Fot ografi afiaa mostra mostrando ndo uma falha falha (traço (traço do plano plano de Fotografia Fotografia mostrando falhas (F) conjugadas conjugadas em siltitos siltitos falha=F-F1) falha= F-F1) associada associada a dobras do tipo anticlinal=DA anticlinal=DA e gre gresos sosos os altern alternando ando com siltit siltitos os argilo argilo-ca -carbo rbonos nosos. os. sinclinal=DS. PF=traço do plano de falha.

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Juntas Domos salinos

A posição atual das massas continentais em relação ao globo terrestre é o reflexo do trinômio Tectônica de Placas + Espalhamento do Fundo Oceânico + Deriva Continental. Continental.  Nos primeiros 500 milhões de anos de sua orígem (4.560 a 4.000 milhões de anos) a superfície da Terra era muito pouco rígida. A individualização da crosta que constitui os continentes ocorreu a aproximadam aprox imadamente ente 4.000 milhões milhões de anos. anos. Desde então as massa massass continent continentais ais vem mudando mudando de  posição e de forma, sofrendo processos processos de orogenias, orogenias,  rifteamentos e granitização. granitização.   A maio maioria ria do doss au auto tores res acr acred edit itaa que que a tect tectôn ônic icaa de pl plac acas as venh venhaa at atua uand ndoo desd desdee o in iníc ício io do Proterozóico (2.500 milhões de anos). Algumas evidências sugerem que esse processo deve ter  ocorrido já no Arqueano ( a partir de 3.800 milhões de anos) só que de uma maneira diferente da atual, já que o fluxo térmico global era muito mais alto. Geometricamente, essas massas continentais à deriva, tendem a se aglutinar de tempos em tempos (segundo Bley, et al , 1995 seriam ciclos de 500 a 600 milhões de anos) formando supercontinentes, que, com a continuidade dos processos tectônicos, se quebram em vários pedaços, recomeçando o ciclo. Segundo Park, 1997 durante o Arqueano, havia em torno de 20 áreas cratônicas já se estabelecendo, como por exemplo o Escudo Báltico (atual Europa), partes da América do Norte e da China e, no Brasil, o Craton Amazônico e o Craton do São Francisco, que apresentam idades que vão até 3.400 milhões de anos. Rogers, 1996 sugere que o primeiro grande continente tenha sido formado a aproximadamente 3.000 milhões de anos. Esse continente se chamava Ur (o nome vem do alemão Ur , original, e também da cidade de Ur, uma uma das mais antigas do mundo), e era constitu constituído ído de cinco crátons e seus extensos depositos de sedimentos, todos muito próximos: Kaapvaal, na África, Dharwar, Bhandara e Singhbhum, na Índia e Pilbara, na Australia, e mais três pequenas áreas estáveis na Antártica.

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Configuração sugerida por Rogers, 1996 para o supercontinente Ur.    Modificado de Rogers, op. cit.

 No final do Arqueano (2.50 (2.5000 milhõ milhões es de anos) várias áreas cratônica cratônicass já tinham tinham se estabiliza estabilizado, do, e alguns alg uns autor autores es sugerem sugerem que a mai maior or parte parte des dessas sas áreas cratôni cratônicas cas est estari ariaa agl agluti utinad nadaa em um supercontinente chamado Kenorano (Mason, 1995 e outros) sendo que os dados ainda não são totalmente conclusivos. Segundo Brito Neves et al. 1995 a dinâmica interna da Terra desfavorece o estabelecimento de continentes gigantes, e os mesmos têm vida muito curta (em torno de 100 milhões de anos), uma vez que enquanto algumas áreas ainda estão sendo coladas, outras já estão começando a se romper. Assim Ass im sen sendo, do, o superco superconti ntinen nente te Ken Kenora orano no rap rapida idamen mente te se fragmen fragmentou tou em divers diversos os blo blocos cos continentais menores. O Paleoroterozóico (2.500 (2.500 à 1.600 milhõe milhõess de anos) é marcado pela const construção rução de  plataformas   plataformas  continentais em torno dos núcleos arqueanos estáveis associadas à magmatismo. De 2.300 ea geocronológicas 1.800 milhões de anos processos ( PeríodosdeRiaciano e Orosiriano) evidências granitização geológicas, geofísicas sugerem aglutinação de massas continentais, e colagens orogênicas (Bley et al , 1996 e outros).Esses processos de colagem de terrenos deixaram registros em diversos locais do mundo e recebem várias denominações: Eburneano, Barramundi, Araval Ara valli, li, Penoqu Penoquean eano, o, Hud Hudson sonian iano, o, Rin Rinkia kiano, no, Sve Svecof cofeni eniano ano,, etc. etc. No Brazil Brazil essa essa suc sucess essão ão de colagens é chamada de Evento Transamazônico. Como resultado dessas colagens temos a formação dos continentes Ártica (partes da América do Norte + Groenlândia + Sibéria) e Atlântica (partes da América do Sul e África).  

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Configuração proposta por Rogers, 1996 para os continentes Atlântica, Ártica e Ur, A disposição correspode à   posição que esses continentes ocuparam no Supercontinente Pangea (~300 Ma).   Modificado de Rogers, op. cit.

Após esse período em que os continentes só cresciam, no período Estateriano (1.800 à 1.600 milhões de anos) teve início uma fase de extensão (tafrogênese), que viria a resultar na quebra desses grandes continentes em vários blocos menores. Ao longo do Mesoproterozóico (1.600 à 1.000 milhões de anos) uma nova sucessão de colisões entr entree pl placa acass e or orog ogen enes eses es deno denomi mina nada da Co Colag lagem em Gr Gren envi vill llee fo foii respo respons nsáv ável el pela pela fusã fusãoo de  praticamente todas as áreas continentais (Atlântica, Ur, Báltica e Antártica) em um gigantesco continente chamado Rodínia (McMenamin & McMenamin, 1990 à partir da palavra russa: Rodina = terra mãe, e Hoffman, 1991), com uma área de 120 x 10 6km2. Segundo Rogers, 1996 entre 900 e 700 milhões de anos o superconti Segundo supercontinente nente Rodínia aparentem aparentemente ente iniciou sua fase de quebras, e se fragmentou ao longo de dois grandes riftes, gerando tres blocos  principais: Gondwana Leste, Laurentia e Gondwana Gondwana Oeste.

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Configuração provável da distribuição dos blocos continentais após a quebra do Supercontinente  Rodínia.   Modificada de Rogers, 1996.

O Bloco Laurentia é constituido de partes da América do Norte e Europa, Groenlândia e Sibéria). O  bloco Gondwana Leste, compreendendo parte África e Antártica KalahariMadaga Mad agasca scar, r, Índ Índia ia e Austrál Aus trália ia per perman maneceu eceu da pra pratic ticamen amente te coeso coeso (Craton até o Mesozó Mes ozóico ico.Grunehogna), . Já o bloco bloco Gondwana Oeste foi precocemente dividido em diversas áreas cratônicas: Amazônia, África Leste, Rio de la Plata, e vários blocos menores: Pampia, Central de Goiás, Juiz de Fora, Luis Alves, entre outros (Unrug, 1996).  Nos espaços entre esses blocos se desenvolveram riftes riftes,, aulacógenos e braços e/ou pequenos oceanos (Bley, 1999). Nesse contexto, uma feição que merece destaque no nosso continente é o desenvolvimento do Oceano Adamastor (Hartdany et al., 1985) entre o sudeste da América do Sul e o Sudoeste da África, representado pelos sedimentos da Faixa Dom Feliciano e parte da Faixa Ribeira. Já a separação entre Laurentia e Gondwana Leste a 720 milhões de anos (Powell et al., 1993) deu orígem ao Oceano Pacífico atual. Durante o Neoproterozóico (1.000 a 545 milhões de anos), os blocos constituintes de Gondwana Lest Le stee e Oest Oestee se movi movime ment ntara aram m ao redor redor do glob globoo e vi viera eram m esta estabe bele lece cerr o mega megaco cont ntin inen ente te Gondwana ( = terra dos Gonds, antigo povo da Índia), durante um estágio de colagens chamado Evento Pan-Africano/ Brasiliano. Esse evento se iniciou a 750-730 milhões de anos e teve suas úl últi tima mass ma mani nife fest staç açõe õess a 490 490 -4 -480 80 mi milh lhõe õess de anos anos,, dura durant ntee o Perí Períod odoo Or Ordo dovi vici cian ano. o. Como representantes dessas colagens no Brasil temos as faixas móveis Brasília (colisão entre o Craton Amazônico e o Cráton do São Francisco - Pimentel & Fuck, 1992) e Ribeira (na sua porção centrall representan centra representando do uma colisão entre a Microp Microplaca laca Serra do Mar e o terren terrenoo Juiz de Fora com o Craton do São Francisco - Heilbron et al., 1998), dentre outras.

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 Mapa esquemático do continente continente Gondwana.   Modificado de Trompette, 1994.

 No início da Era Paleozóica nos deparamos com mais um processo de reorganização das massas continentais, com um padrão complexo de movimento que inclui até rotação de continentes. Tem inicio, então, uma nova fase extensional, fragmentando Laurentia, Báltica, Sibéria e Gondwana e gerando o Oceano Iapetus (entre Laurentia e Gondwana).  No interior dos continentes os processos extensionais também atuaram, gerando subsidência de várias regiões e permitindo o desenvolvimento de extensas bacias deposicionais, que no nosso continente podem ser exemplificadas pelas bacias do Parnaíba, Amazonas e Paraná. Com o decorrer da Era Paleozóica, a acreção de pequenos blocos litosféricos e colisões como a Orogenia Appalachiana (colisão entre Laurentia e Gondwana) e a Orogenia Uraliana (colisão do  bloco da Sibéria com Laurentia) resultaram em um grande continente chamado Pangea (do grego  pan = toda +  gea = terra). Esse continente continente tinha uma disposiçã disposiçãoo alongada, alongada, se extendendo extendendo do polo norte ao polo sul. O restante da superficie da Terra era coberto por um grande oceano chamado Panthalassa (do grego pan = todo + thalassa = oceano), com excessão de um pequeno mar à leste de Pangea, chamado Tethys (que hoje é representado pelo Mar Mediterrâneo). O mesmo processo fusão/fissão, que possibilitou a união do Pangea, trata agora de rompe-lo e separa-lo em blocos novamente. A separação desses blocos durou aproximadamente 100 milhões de anos, se extendendo pelos períodos Jurássico e Cretáceo Cretáceo.. A primeira grande "quebra" separou Pangea em 2 blocos: Laurásia (América do Norte+Europa +Ásia) e Gondwana (América do Sul, África, Antártica, Austrália e Índia). Esses dois grandes continentes continentes foram se subdivid subdividindo indo em bloco blocoss menor menores, es, e no final do Jurássico Jurássico tinhamos quatro grandes blocos: Laurásia, Índia, América do Sul + África e Austrália + Antártica.

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 Posição dos blocos continentais no supercontinente supercontinente Pangea.   Modificado de Rogers, 1996.

Conforme os as blocos continentais reiniciavam o processo de deriva continental recomeçavam colisões. No final recém-partidos do Período Cretáceo tem início as orogenias Alpina, Alpinacontinental, , na Europa, (colisão entre África e Europa), Laramide Laramide,, na América do Norte ( colisão entre a placa do Pacífico e a América do Norte) e Mirano, Mirano, na América do Sul (colisão entre a placa de Nazca e a América do Sul. Com relação aos estudos desses megaprocessos de formação e quebra de continentes no bloco que hoje constitui a América do Sul, é necessária uma menção especial aos artigos de Benjamin Bley de Brit Britoo Ne Neve vess e cola colabo bora rado dores res,, inúm inúmer eras as veze vezess citad citadoo no pr pres esen ente te tr trab abal alho ho.. Es Esse se auto autorr vem vem trabalhando de forma sistemática há pelo menos 10 anos nesse assunto, e sua pesquisa gerou diversos artigos, dentre eles: Brito Neves, 1990, 1992, 1993, 1998, 1999; Brito Neves & Cordani, 1991, Brito Neves & Sato, 1998 e Brito Neves et al .,., 1995, 1996, 1998.