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Geologia.....................................................................................................
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CAPÍTULO I. ESTUDO DA TERRA ...................................................................................................... 4 I.1 ORIGEM E EVOLUÇÃO DA TERRA ...................................................................................................... 6 I.2 CONSTITUIÇÃO INTERNA DA TERRA ................................................................................................ 7 I.3. METEORITO ................................................................................................................................... 9 I.4. DISTRIBUIÇÃO DOS ELEMENTOS NA CROSTA TERRESTRE .............................................................. 11 I.5 CLASSIFICAÇÃO GEOQUÍMICA DOS ELEMENTOS .............................................................................. 12
CAPÍTULO II. DINÂMICA INTERNA ............................................................................................. 13 II.1. VULCANISMO ............................................................................................................................. 13 II.2. TERREMOTOS ............................................................................................................................. 15 II.4. TSUNAMIS ................................................................................................................................. 19 II.3. VULCANISMO E TERREMOTO NO BRASIL .................................................................................... 19
CAPÍTULO III. TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS ............................................................. 22 III.1. ORIGEM DAS PLACAS E DOS SEUS MOVIMENTOS ...................................................................... 23 III.2 FALHAS E DOBRAS.................................................................................................................... 27 III.3. ORIGEM DAS MONTANHAS ........................................................................................................ 29
CAPÍTULO V. MINERALOGIA........................................................................................................... 31 V.1 CICLO GEOQUÍMICO ...................................................................................................................... 32 V.2 TÉCNICAS DE ANÁLISE MINERALÓGICA E PETROGRÁFICA............................................................... 33 V.3 PROPRIEDADES DOS MINERAIS ...................................................................................................... 36 V.4. CRISTALOGRAFIA ESTRUTURAL E MORFOLOGIA DOS CRISTAIS ..................................................... 37 V.4.1 Sistemas Cristalinos............................................................................................... 38
V.5. CLASSIFICAÇÃO QUÍMICA DOS MINERAIS ................................................................................... 39 V.6. PROPRIEDADES FÍSICAS ............................................................................................................. 41 V.7. PROPRIEDADES ÓPTICAS ............................................................................................................. 44 V.8. PROPRIEDADES QUÍMICAS ........................................................................................................... 44 V.9. ESQUEMA DE IDENTIFICAÇÃO MACROSCÓPICA.............................................................................. 44
CAPÍTULO VI. PETROGRAFIA......................................................................................................... 47 VI.1 ROCHAS SEDIMENTARES ............................................................................................................... 47 VI.2 ROCHAS ÍGNEAS .......................................................................................................................... 49 VI.3 ROCHAS METAMÓRFICAS............................................................................................................... 51
CAPÍTULO VII. DINÂMICA EXTERNA......................................................................................... 53 VII.1 PROCESSOS ............................................................................................................................... 54 VII.2 INTEMPERISMO.......................................................................................................................... 54 VII.3 EROSÃO..................................................................................................................................... 57 VII.4 TRANSPORTE ............................................................................................................................. 58 VII.5 DEPOSIÇÃO ............................................................................................................................... 59 VII.6 AMBIENTES DE SEDIMENTAÇÃO .................................................................................................. 59
CAPÍTULO VIII. PEDOLOGIA ...................................................................................................... 63 VIII.1. PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO SOLO ...................................................................................... 64 VIII.2. CONSTITUIÇÃO DO SOLO ...................................................................................................... 64 VIII.3. FATORES DE FORMAÇÃO DOS SOLOS ..................................................................................... 65 VIII.3.1 Material Parental............................................................................................... 65 VIII.3.2. Estrutura dos Minerais ................................................................................. 66 VIII.3.3. Composição Química e Mineralógica dos Materiais Parentais.. 66 VIII.3.4. Clima........................................................................................................................ 67 VIII.3.5. Organismos ............................................................................................................ 69
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VIII.3.6. Relevo (Topografia) ........................................................................................ 70 VIII.3.7. Tempo........................................................................................................................ 71
VIII.4. HORIZONTES DO SOLO.......................................................................................................... 71 VIII.5. POLUIÇÃO DO SOLO ............................................................................................................. 72
CAPÍTULO IV. TEMPO GEOLÓGICO ............................................................................................... 77 IV.1. MAGNITUDE DO TEMPO GEOLÓGICO............................................................................................ 80 IV.2. DATAÇÃO RADIOMÉTRICA (ABSOLUTA) ..................................................................................... 81 IV.3. MÉTODO RADIOCARBÔNICO ......................................................................................................... 83
BIBLIOGRAFIA ...................................................................................................................................... 85
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Capítulo I. ESTUDO DA TERRA
A curiosidade natural do homem em desvendar os mistérios da natureza levou-o ao estudo da Terra. Perguntas tais como: de onde vem as lavas dos vulcões; o que causa os terremotos; como se formam as montanhas; de que modo se formaram os planetas e as estrelas, e muitas outras, sempre foram enigmas que o homem vem tentando decifrar. O principal fator que impulsiona o homem a melhor conhecer a Terra é o fato de ter que usar materiais extraídos do subsolo para atender as suas necessidades básicas.
Na idade Média, acreditava-se que a Terra era o centro do Universo e que todos os outros astros, como o Sol, a Lua, os planetas e as estrelas giravam em torno dela. Com o desenvolvimento da ciência e da tecnologia, o homem pôde comprovar que a Terra pertence ao um conjunto de planetas e outros astros, que giram em torno do Sol, formando o sistema solar. Descobriu-se também que a própria Terra se modifica através dos tempos. Por exemplo, áreas que hoje estão cobertas pelo mar, há 15 mil anos eram planícies costeiras, semelhante à baixada de Jacarepaguá; regiões que estavam submersas há milhões de anos, formam agora montanhas elevadas como os Alpes e os Andes. Lugares onde existiam exuberantes florestas estão hoje recobertas pelo gelo da Antártica ou transformaram-se em desertos, como o Saara. O material que atualmente constitui montanhas, como o Pão de Açúcar e o Corcovado, formou-se a centenas ou milhares de metros abaixo da superfície terrestre, há muito milhões de anos (SBG, 1987).
Estas transformações são causadas por gigantescos movimentos que ocorrem continuamente no interior e na superfície da Terra. Por serem transformações muito lentas, o homem não pode acompanhá-las diretamente, pois ele só apareceu há cerca de dois milhões de anos. Isso quer dizer que, se toda a evolução da terra fosse feita em um ano, o homem só teria aparecido quando faltassem dois minutos para a meia-noite do último dia do ano.
Além disso, o homem só tem acesso à camada mais superficial do nosso planeta. A distância da superfície até o centro da Terra mede 6.378 km - dois mil quilômetros a mais que a distância entre o Oiapoque e o Chuí, pontos localizados nos extremos norte e sul do
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Brasil - e a maior perfuração já feita só alcançou 10 km de profundidade.
Então, como se pode saber o que existe dentro da Terra em tão grandes profundidades e como descobrir a idade de cada período da história da Terra? Isto é possível através do estudo das rochas, dos terremotos, dos vulcões, dos restos dos organismos preservados nas rochas e das propriedades físicas terrestres, tais como o magnetismo e a gravidade.
As rochas são formadas por minerais, que por sua vez são constituídos por substâncias químicas que se cristalizam em condições especiais. O estudo dos minerais contidos em uma determinada rocha pode indicar onde e como ela se formou.
Para medir o tempo geológico, utiliza-se elementos radioativos contidos em certos minerais (datação absoluta). Esses elementos são os relógios da Terra. Eles sofrem um tipo especial de transformação que se processa em ritmo uniforme, século após século, sem nunca se acelerar ou retardar. Por este processo chamado RADIOATIVIDADE, algumas substâncias se desintegram, transformando-se em outras. Medindo-se a quantidade dessas substâncias em uma rocha, pode-se saber a sua idade (Capítulo IV).
A Terra atrai os corpos pelas forças magnética e gravitacional. Estas forças variam de local para local, devido as diferenças superficiais e profundas dos materiais que constituem a Terra. A análise dessas diferenças é outra forma de interpretar o que existe no subsolo terrestre (Tabela I.1).
Todos esses estudos fazem parte da GEOLOGIA, a ciência que busca o conhecimento da origem, composição e evolução da Terra. Outras ciências da Terra como a GEOGRAFIA, a OCEANOGRAFIA e a METEOROLOGIA, ocupam-se de outros aspectos do nosso planeta (SBG, 1987).
Tabela I.1. Dados numéricos da Terra.
Raio equatorial 6.378 km Raio polar 6.356 km Diferença (RE - RP) 22 km Perímetro no Equador 40.075 km Área superficial da terra 510 milhões de km2 Volume 1,083 x 109 km3 Massa 5,976 x 1027 g
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Densidade média 5,517 g/cm3 Densidade média na superfície
2,7 - 3,0 g/cm3
Densidade no núcleo 13 g/cm3 Gravidade no Equador 978,032 cm/s2 Elevação média dos continentes
623 m
Profundidade média dos oceanos
3,8 km
I.1 Origem e Evolução da Terra
Estima-se que a formação do Sistema Solar teve início há seis bilhões de anos, quando uma enorme nuvem de gás que vagava pelo Universo começou a contrair. A poeira e os gases dessa nuvem se aglutinaram pela força da gravidade e, há 4,5 bilhões de anos, formaram várias esferas que giravam em torno de uma esfera maior, de gás incandescente, que deu origem ao Sol. As esferas menores formaram os planetas, dentre os quais a Terra. Devido à força da gravidade, os elementos químicos mais pesados como o ferro e o níquel, concentraram-se no seu centro enquanto os mais leves, como o silício, o alumínio e os gases, permaneceram na superfície. Estes gases foram, em seguida, varridos da superfície do planeta por ventos solares.
Assim, foram separando-se camadas com propriedades químicas e físicas distintas no interior do Globo Terrestre. Há cerca de 4,4 a 4,0 bilhões de anos, formou-se o NÚCLEO - constituído principalmente por ferro e níquel no estado sólido, com raio de 3.700 km. Em torno do núcleo, formou-se uma camada - o MANTO - que possui 2.900 km de espessura, constituída de material em estado pastoso, com composição predominante de silício e magnésio (Figura I.1).
Em torno de 4 bilhões de anos atrás, gases do manto separam-se, formando uma camada de ar ao redor da Terra - a ATMOSFERA. Finalmente, há aproximadamente 3,7 bilhões de anos, solidificou-se uma fina camada de rochas - a CROSTA. A crosta não é igual em todos os lugares. Debaixo dos oceanos, ela tem mais ou menos 7 km de espessura e é constituída por rochas de composição semelhante à do manto. Nos continentes, a espessura da crosta aumenta para 30-50 km, sendo composto por rochas formadas principalmente por silício e alumínio e, por
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isso, mais leves que as do fundo dos oceanos (SBG, 1987).
I.2 Constituição Interna da Terra
As informações das camadas internas da Terra são obtidas a partir de informações diretas e indiretas. As observações da densidade e da gravidade do globo terrestre mostram que o interior e a crosta devem possuir uma constituição diferente. Observações sismológicas (comportamento das ondas sísmicas) e deduções baseadas em estudos de meteoritos indicam que a Terra é constituída de várias camadas.
Figura I.1. Estrutura interna da Terra (Kearey e Vine, 1990).
Medições geoquímicas elementares da massa, volume e momento de inércia da Terra indicam que a densidade de seus materiais cresce de fora para dentro, alcançando um valor da ordem de 13 g/cm3 perto do centro (Tabela I.1).
As velocidades das ondas sísmicas dão-nos uma idéia detalhada quanto à distribuição dos materiais no interior. Assim haveria uma crosta com uma espessura média de 35 km sob os continentes e 7 km sob os oceanos; um manto que se estende à metade da distância até o centro; um núcleo líquido ocupando cerca de dois terços
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da distância restante e um núcleo interno sólido (Figura I.1).
Tabela I.2. Tipos de ondas sísmicas e suas características.
Ondas Características P - primária Rápidas, ondas longitudinais com pequena
amplitude, semelhantes às ondas sonoras. Propagam-se com maior velocidade nas camadas de maior densidade. Velocidade média 5,5 - 13,8 km/s
S -secundária
Pouco veloz, ondas transversais, semelhantes à vibração da luz. Só se propagam através de sólidos. Velocidade média 3,2 - 7,3 km/s
L - longa Menor velocidade, propagam próximo à superfície, apresentam grande comprimento de onda. Velocidade média 4 - 4,4 km/s
A natureza dos materiais de cada uma dessas regiões foram determinadas por medições de ondas sísmicas (Tabela I.2 e Figura I.2), devido as variações da densidade e das constantes elásticas. Devido às diferentes velocidades e percursos, os três tipos de ondas chegam a um sismógrafo em tempos diversos, os registros dessas ondas fornecem a localização do foco do terremoto e informações das camadas inferiores.
Figura I.2. Propagação das ondas sísmicas (Selbey, 1985).
Para restringir nossas suposições quanto a química do interior, precisamos de dados de outras fontes. Uma possível indicação provém do estudo dos meteoritos. Esses objetos que caem sobre a Terra a partir de órbitas solares são interpretados como fragmentos de um planeta
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desaparecido, ou possivelmente, resíduos de material que compôs originariamente a Terra. A composição média dos meteoritos deve se assemelhar à composição média de toda a Terra.
I.3. Meteorito
Os meteoritos são objetos que se movem no espaço e que atravessam a atmosfera e chegam a superfície da Terra sem serem totalmente vaporizados. Provavelmente, pertencem ao sistema solar e tem origem no cinturão de asteróides localizados entre as órbitas dos planetas Júpiter e Marte. O fenômeno causado pela queda de meteorito é popularmente conhecido como estrela cadente.
A composição dos meteoritos é variável, num extremo estão os que são compostos predominantemente de ferro metálico com alguma porcentagem de níquel. Em outro estão os que consistem principalmente de silicatos e assemelhando-se em composição às rochas ultramáficas. Inclui na composição dos meteoritos, tanto silicatos como metal nativo e algumas a fases sulfetadas (troilita FeS).
Entre os meteoritos distinguem-se 3 grupos:
Sideritos: compostos de ferro metálico com + 8% de Ni;
Assideritos ou aerólitos: compostos principalmente por silicatos e baixo teor de ferro;
Litossideritos: composição intermediária.
A Terra é constituída por uma série de camadas concêntricas de constituição química diferentes e, em estado físico distinto ao redor do núcleo, cada uma dessas camadas tem uma condutividade diferente. Como as velocidades das ondas sísmicas dependem das propriedades e das densidades dos materiais através dos quais passam as ondas, as mudanças de velocidade a diferentes profundidades são atribuídas a diferentes composições e densidades e, talvez, a diferentes estados, sobretudo no núcleo (Figura I.2).
Os geofísicos reconheceram duas descontinuidades dividindo a Terra em três partes:
Crosta: desde a superfície em direção ao centro, até a primeira descontinuidade (Mohorovicic, 30 -50 km). A crosta é dividida em crosta continental (mais
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espessa e menos densa) e crosta oceânica (menos espessa e mais densa);
Manto: desde a base da crosta até a segunda descontinuidade (Wiechert-Gutemberg, 2.900 km);
Núcleo: desde a descontinuidade do manto até o centro da Terra.
A crosta continental é de composição granítica ou granodiorítica e a crosta oceânica é de composição basáltica, correspondendo ao SIAL (material rico em Si e Al) e ao SIMA (rico em Si e Mg), respectivamente (Tabela I.3).
O manto é formado por material silicatado de olivina e piroxênio ou seus equivalentes de pressão e temperaturas altas. O núcleo ou siderosfera é constituído por ligas de ferro-níquel, possivelmente a parte exterior é líquida e a parte inferior é sólida. Para completar, deve-se adicionar a crosta, manto e núcleo, mais três zonas: a atmosfera, hidrosfera e biosfera. A atmosfera é o envoltório gasoso. A hidrosfera a camada descontínua de água, salgada ou doce (oceanos, lagos e rios). A biosfera é a totalidade da matéria orgânica distribuída através da hidrosfera, atmosfera e superfície da crosta.
Embora importantes do ponto de vista geoquímico, a hidrosfera, biosfera e atmosfera contribuem com menos de 0,03% da massa total da Terra, a crosta 0,4%, o manto 67% e o núcleo 32%.
Tabela I.3. Características da estrutura interna da Terra.
Profundidade km
Denominação Constituição litológica
Densidade g/cm3
Temperatura (oC)
Litosfera 15 a 25 crosta
superior SiAlsedimentos granito
2,7 600
30 a 50 crosta inferior SiMa
basalto
2,9
1.200
1.200 Manto superior
(astenosfera)
peridotito 3,3 3.400
2.900
Manto
inferior
silicatos, sulfetos e óxidos
4,7
4.000
6.370 Núcleo NiFe
ferro metálico e
12,2 4.000
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níquel
I.4. Distribuição dos elementos na crosta terrestre
A geoquímica mostra a importância dos elementos que constituem os minerais, cujos objetivos essenciais são:
• a determinação da abundância dos elementos na Terra;
• a repartição dos elementos nos minerais e nas rochas;
• estabelecimento dos princípios que regem a abundância e distribuição dos elementos químicos.
A crosta é composta de silicatos de alumínio, sódio, potássio, cálcio, magnésio e ferro. Em função do número de átomos o oxigênio ultrapassa 60% e forma mais de 90% do volume total ocupado pelos elementos. A Tabela I.4 mostra a repartição dos constituintes da crosta terrestre em porcentagem em peso de óxidos, em íons e nos minerais.
Tabela I.4. Distribuição dos elementos na crosta terrestre.
Óxidos Peso %
Íons Peso %
Volume %
Minerais Peso %
SiO2 59,12 O 46,6 92,0 Feldspato alcalino
31,0
Al2O3 15,34 Si 27,72 0,8 Plagioclásio 29,2 Fe2O3 + FeO
6,88 Al 8,13 0,8 Quartzo 12,4
MgO 3,49 Fe 5,0 0,7 Piroxênio 12,0 CaO 5,08 Ca 3,63 1,4 Minerais
opacos 4,1
Na2O 3,84 Na 2,83 1,6 Biotita 3,8 K2O 3,13 K 2,59 2,1 Olivina 2,6 TiO2 1,05 Mg 2,09 0,6 Hornblenda 1,7 Total 97,93 98,59 100,0 Muscovita 1,4
Clorita 0,6 Apatita 0,6 Nefelina 0,3 Titanita 0,3 100,0
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I.5 Classificação Geoquímica dos Elementos
As diretrizes da geoquímica moderna tratam de mostrar onde se podem encontrar os elementos e em que condições. Ex.: Lantânio e potássio encontram-se juntos; telúrio e tântalo “fogem” um do outro. Alguns, embora presentes, estão dispersos como o rubídio no potássio e gálio no alumínio. Háfnio e selênio não são formadores de acumulações e às vezes, se acham tão dispersos na natureza que seu percentual na composição das rochas é ínfimo. Outros elementos como chumbo e ferro durante seu processo de deslocamento experimentam uma parada e formam combinações capazes de acumularem-se com facilidade (Antonello, 1995).
A geoquímica estuda as leis da distribuição e migração dos elementos em condições geológicas definidas marcando seu percurso e exploração das jazidas minerais.
Goldschmidt foi o primeiro a acentuar a importância da diferenciação geoquímica primária dos elementos, classificando-os da seguinte maneira:
Siderófilos: com afinidade pelo ferro metálico; ex.: Cr, V, Co, Ni.
Calcófilos ou sulfófilos: com afinidade pelo sulfeto, ex.: Pb, Zn, Cu, Ag, Hg, Bi, Sb, Se, Fe, S, As.
Litófilos: com afinidade pelo silicato, ex.: O, Si, Al, Na, K, Ca, Mg.
Atmófilos: com afinidade pela atmosfera, ex.: O, C, gases nobres, N.
Alguns elementos mostram afinidade por mais de um grupo, pois a distribuição de qualquer elemento depende, em certo grau, da temperatura, pressão e ambiente químico, como um todo.
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Capítulo II. DINÂMICA INTERNA
II.1. Vulcanismo
Os vulcões são crateras ou fissuras na crosta terrestre através da qual o magma (rocha fundida que se origina em profundidade, abaixo da crosta), sobe até a superfície em forma de lava. Localizam-se geralmente ao longo dos limites das placas crustais; a maioria faz parte de um cinturão chamado “círculo de fogo”, que se estende ao longo das costas do oceano Pacífico.
Os vulcões podem ser classificados de acordo com a freqüência e violência de suas erupções. As erupções não explosivas, geralmente ocorrem onde as placas crustais se separam, ou seja, nas bordas de placas divergentes (ex. Cordilheira Mesoceânica). Estas erupções produzem lava basáltica (básica) móvel, que se espalha rapidamente por longas distâncias e forma cones relativamente achatados. As erupções mais violentas acontecem onde as placas colidem, bordas convergentes (ex. Andes). Essas erupções expelem lava riolítica (ácidas) viscosa e explosões repentinas de gases, cinzas e piroclastos (fragmentos de lava solidificada). A lava é pouco móvel, percorre distâncias curtas e dá origem a cones de vertentes íngremes. Alguns vulcões apresentam erupções de lava e cinza, que formam os cones compósitos.
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Os vulcões com erupções freqüentes são descritos como ativos; os vulcões dormentes são os que raramente entram em erupção, e os que aparentemente cessam as erupções são considerados extintos.
Além dos vulcões, outros aspectos associados às zonas vulcânicas são os gêiseres, fontes minerais quentes, fumarolas e poços de lama borbulhante.
Figura II.1. Esquema de um vulcão.
Plutonismo é o conjunto de processos magmáticos que ocorrem no interior do planeta e que geram intrusões de magma. Plúton é o corpo de rocha magmática consolidada no interior da crosta terrestre, a partir de uma câmara magmática. Designa-se de rocha encaixante a rocha invadida por um plúton. Os plútons podem ser de dois tipos: concordantes (“sill”, lacólito e facólito) e discordantes (“neck”, dique, batólito e "stock").
Material vulcânico:
• piroclastos: bomba, tufos, lapilli, cinza etc.
• gases: vapor d'água, CO2, H2S, HCl, SO2 etc.
• lavas: almofadadas, "aa" e cordadas.
A viscosidade do magma é variável, dependendo essencialmente da sua temperatura e da composição química. Magma ácido, isto é, rico em sílica, é mais viscoso do que um magma básico, pouca sílica (Leinz e Amaral, 1987).
Magma ácido rico em sílica mais viscoso
Magma básico pobre em sílica mais fluido
Tipos de vulcanismo: havaiano, peleano, estromboliano e pliniano
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O calor interno da Terra é associado ao calor remanescente da sua formação (Big Bang) e da
desintegração de isótopos radiogênicos; p.ex., K40,
Th232 e U238. O grau geotérmico refere-se a profundidade, em metros, para elevar-se a temperatura em 1°C. O valor médio é de 30 m, podendo existir grandes variações, dependendo da localização geográfica.
II.2. Terremotos
O terremoto, ou sismo é qualquer vibração na crosta e que tem origem no seu interior. Quando a vibração é relativamente intensa, o tremor de terra se torna perceptível aos nossos sentidos.
Quando muito fraca, seu registro se faz por meio de aparelhos especiais, denominados sismógrafos (Figura II.2). Tal vibração é denominada de microssismo.
Figura II.2. Sismógrafo
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Figura II.3. a) linha de propagação das ondas sísmicas; b c) sismógrafos; d) propagação das ondas; e) sismograma; f) gráfico mostrado a diferença no tempo de chegada dos três tipos de ondas em locais diferentes (Selbey, 1985).
Em um ano registram-se na superfície terrestre cerca de 100 mil terremotos. Destes, 90 mil possuem intensidade muito fraca, sendo quase imperceptíveis aos sentidos das pessoas; 9.000 são de intensidade fraca e os 1.000 restantes de intensidade média. Apenas 100 se revelam fortes, e só 10, aproximadamente, são catastróficos.
Os terremotos não se distribuem uniformemente em toda a superfície da Terra, existem regiões onde o fenômeno é praticamente desconhecido, são as chamadas regiões assísmicas, como as áreas centrais do Canadá e dos Estados Unidos, a África (exceto a orla mediterrânea), a Arábia, a Ásia Central e a Austrália.
As regiões mais intensamente atingidas por atividades sísmicas são aquelas localizadas nas bordas das placas tectônicas. Na Figura II.2 estão representados os epicentros dos terremotos mais intensos ao longo de um período de 6 anos. Observa-se que o território brasileiro está praticamente fora das regiões com maiores incidências de terremotos, isto é, devido a sua posição no interior da placa sul-americana.
As principais causas dos terremotos são: desabamento interno, vulcanismo, acomodamento de rocha e tectonismo.
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Os terremotos por desabamento podem ser provocados por dissolução (cavernas) ou deslizamento de massas rochosas em virtude da ação da força da gravidade. Esses terremotos são em geral fracos e de pouco poder destrutivo, pelo menos em comparação com os de origem vulcânica e tectônica.
Em regiões sujeitas a ocorrências vulcânicas, os terremotos produzidos por explosões internas decorrem, em geral, do escape violento de gases acumulados sob forte tensão e do magma.
Os mais terríveis terremotos estão associados a causas tectônicas, que se desencadeiam quando uma porção dos materiais do interior da Terra, distendido ou comprimido e deformados por tensões acumuladas, atinge o ponto de ruptura, procurando um novo estado de equilíbrio.
A intensidade dos terremotos é medida pela escala Richter, criada em 1935 pelo cientista americano Charles Francis Richter. O terremoto de maior intensidade já registrado marcou 8,6, mas, teoricamente não há limites.
Lugares geométricos na crosta associados aos sismos:
• hipocentro - ponto no interior da crosta onde teve a origem do terremoto;
• epicentro - ponto na superfície da crosta, projeção do hipocentro ortogonal à superfície.
Efeitos dos abalos sísmicos: maremotos, tsunamis e terremotos.
Figura II.4. Localização do hipocentro.
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Figura II.5. Localização dos epicentros dos terremotos mais intensos (Kearey e Vine, 1990).
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II.4. Tsunamis
Figura II.5. Formação dos tsunamis.
II.3. Vulcanismo e Terremoto no Brasil
Nas bordas de placas, o vulcanismo é um processo contínuo, pois, ao longo das cordilheiras submarinas que se estendem longitudinalmente no meio dos grandes oceanos, as chamadas dorsais médio-oceânicas, o magma emerge das profundezas da Terra, controlado pela fusão de material na parte superior do manto.
Há dois tipos de crosta: continental, situada nos continentes e oceânica que constitui o assoalho dos mares. As placas tectônicas são formadas por crosta - continental e oceânica - e pela parte superior do manto. Nas zonas de colisão entre continentes, como no Himalaia, ou entre uma placa oceânica e outra
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continental, como nos Andes, a mais densa delas é empurrada sob a outra, rumo a parte profunda do manto - onde, em conseqüência das altas pressões e do calor, sofre fusão. Em sua ascensão, a massa fundida forma vulcões e grandes corpos de rochas ígneas abaixo da superfície. Nas áreas afastadas das bordas de placas, em contrapartida, o vulcanismo é fenômeno menos comum, embora não possa ser considerado inexistente.
O território brasileiro situa-se no interior da grande placa tectônica conhecida como placa sul-americana. Na extremidade sul do continente, há ainda a plataforma patagônica. A região ativa da placa, com terremotos e vulcões, é a cadeia andina, situada a oeste dessas duas plataformas (Figura II.2).
Há evidências da presença de vulcões no nosso território, que nem sempre teria sido, portanto, tão “estável”. E não foi uma presença discreta: os indícios de atividade vulcânicas no Brasil são incontáveis, seja num passado relativamente próximo, como na ilha de Trindade e em Fernando de Noronha, num passado remoto, caso de Poços de Caldas, entre muitos outros, ou ainda em tempos muito mais longínquos, caso de Crixás em Goiás (Carneiro e Almeida, 1990).
Durante o Mesozóico tiveram várias atividades vulcânicas no território brasileiro, principalmente de composição alcalina. As principais ocorrências de derrames localizam-se em Nova Iguaçu (RJ), Tanguá (RJ), Jacupiranga (SP), Anitápolis (SC), Serra Negra (SP), Itatiaia (RJ), Cabo Frio (RJ), entre outros.
Vulcanismo de fissura de lava básica, toleíticas, ocorreu na bacia do Paraná, no fim do Jurássico e principalmente no período Cretáceo (120 - 130 milhões de anos). Esses derrames atingiram cerca de 1.200.000 km2 (Popp, 1995). A alteração da rocha basáltica deu origem ao solo denominado de terra-roxa que recobre grande parte da bacia do Paraná.
Recentemente tem sido registrados vários abalos sísmicos de baixa intensidade no território brasileiro. No dia 12 de maio de 2000 vários estados brasileiras (Goiás, São Paulo, Rio Grande do Sul e Mato Grosso) foram atingidas por terremoto de baixa intensidade, o sismo teve o seu epicentro localizado na região de Jujuy na Argentina (Figura II.6).
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Figura II.6. Área atingida pelo sismo que teve o
epicentro na região de JuJuy – Argentina.
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Capítulo III. TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS
Em 1620 o inglês Sir Francis Bacon registrava a similaridade entre o contorno litorâneo da África ocidental e do leste da América do Sul. Em meados do século XIX surgia a tese de que os dois continentes possuíam um passado comum. O alemão Alfred Wegener formulou, em 1912, a Teoria da Deriva Continental, baseando-se em algumas evidências fósseis e semelhança entre as estruturas de relevo. Ele postulou a unidade das massas continentais no passado (Pangéia), que teriam depois se fragmentado e afastado umas das outras, conformando os continentes e bacias oceânicas atuais.
A genialidade da intuição de Wegener decorre da ausência de meios científicos, na sua época, para a validação da idéia da deriva dos continentes. Entretanto, justamente esse fato transformou-o, por muito tempo, num incompreendido. A ausência de um mecanismo aceitável para justificar o movimento de massas continentais “sufocando” assoalhos oceânicos condenou a nova teoria à marginalidade.
O arcabouço científico para a Teoria da Deriva Continental só iria se desenvolver muito mais tarde. O estudo detalhado do fundo dos oceanos, iniciando com o uso do sonar na Segunda Guerra Mundial e intensamente desenvolvido nas últimas décadas, finalmente forneceu uma explicação plausível para a “migração” das massas continentais (Magnoli e Araújo, 1997).
A Terra está dividida em placas relativamente finas (podendo ou não conter continentes), cada qual comportando-se como uma unidade mais ou menos rígida, que movimenta-se uma em relação à outra.
Sabe-se hoje em dia que os continentes se movem. Acredita-se que há muitos milhões de anos, todos estavam unidos em um único e gigantesco continente chamado PANGÉIA. Este teria se dividido em fragmentos, que são os continentes atuais. Foi o curioso encaixe de quebra-cabeça entre a costa leste do Brasil e a costa oeste da África que deu origem a esta teoria, chamada de DERIVA CONTINENTAL.
Ao estudar o fundo do Oceano Atlântico descobriu-se uma enorme cadeia de montanhas submarinas, formada pela saída de magma do manto. Este material entra em contato
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com a água, solidifica-se e dá origem a um novo fundo submarino, à medida que os continentes africano e sul-americano se afastam. Este fenômeno é conhecido como EXPANSÃO DO FUNDO OCEÂNICO.
Com a continuidade dos estudos, as teorias da Deriva Continental e da Expansão do Fundo Oceânico foram agrupadas em uma nova teoria, chamada TECTÔNICA DE PLACAS. Imagine os continentes sendo carregados sobre a crosta oceânica, como se fossem objetos em uma esteira rolante. É como se a superfície da Terra fosse dividida em placas que se movimentam em diversas direções, podendo chocar-se umas com as outras. Quando as placas se chocam, as rochas de bordas enrugam-se e rompem-se, originando terremotos, dobramentos e falhamentos.
Embora a movimentação das placas seja muita lenta - da ordem de poucos centímetros por ano - essas dobras e falhas dão origem a grandes cadeias de montanhas como os Andes, os Alpes e os Himalaias.
Outro fenômeno causado pelo movimento de placas é o vulcanismo, que pode originar-se pela saída de rochas fundidas - MAGMA - em regiões onde as placas se chocam ou se afastam. Quando o magma que atinge a superfície se acumula em redor do ponto de saída, formam-se os VULCÕES. Os terremotos no Brasil felizmente são muitos raros e de pequena intensidade e somente são encontrados restos de vulcões extintos. Isto ocorre devido ao fato do nosso país situar-se distante de zona de choque e de afastamento de placas.
III.1. Origem das placas e dos seus movimentos
A convecção do magma na Astenosfera (envoltório plástico localizado no Manto Superior) produz plumas ascendentes quentes que, atingindo a parte superficial da Crosta, criam nova crosta oceânica (basalto). Para manter a área (e volume) da Terra constantes, é preciso que, em algum lugar, a crosta oceânica seja destruída (consumida); isto ocorre em zonas de subducção, onde a crosta oceânica afunda, por ser a mais densa, fechando a pluma descendente (mais fria) da célula de convecção da Astenosfera. Assim, os continentes (menos densos) migram, empurrados (e puxados) pela crosta oceânica (mais densa) (Figura III.1).
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Figura III.1. Esquema da Dorsal do Atlântico e a da placa sul-americana e seus limites (Salgado-Labouriau, 1994).
Os movimentos entre as placas podem ser de três tipos: convergente (compressivo), divergente (distensivo) e transcorrente (Figuras III.2 III.3 e Tabela III.1).
Figura III.2. Tipos de limites de placas tectônicas.
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Figura III.3. Mapa tectônico indicando os limites das placas, as setas indicam a direção movimentos e a velocidade (cm/ano) (Wilson, 1989).
Tabela III.1. Tipos de limites de placas tectônicas e suas principais características.
Tipos de
Bordas
Tipos de Placas
Envolvidas
Topografia
Eventos Geológicos
Exemplos
Modernos
Divergentes
Oceânica -
Oceânica
Cadeia
de
montanha
mesoceânica
Espalhamento do fundo
oceânico, terremotos
(foco raso) e
vulcanismo
Cordilheira
mesoceânica
Continental -
Continental
“Rift
Valley”
Terremotos e
vulcanismo
“Rift”
do
leste
africano
Oceânica –
Oceânica
Arcos de
ilhas,
fossas
oceânicas
Subducção, terremotos
(foco profundo),
vulcanismo, deformação
das rochas
Pacífico (Norte)
Convergentes
Oceânica –
Continental
Montanhas e
fossas
oceânicas
Subducção, terremotos
(foco profundo),
vulcanismo e
deformação das rochas
Andes
Continental -
Continental
Cadeias de
montanhas
Terremotos (foco
profundo) e deformação
das rochas
Himalaias
Transcorrent
es
Oceânica -
Oceânica
Terremotos
Pacífico
(Leste
e
Sul)
Continental -
Continental
Deformações
ao longo das
falhas
Terremotos e
deformação das rochas
Califórnia
Evidências da Teoria da Deriva Continental
• semelhança entre a fauna e flora fósseis encontrada em continentes separados;
• conformação dos continentes sul-americano e africano (Figura III.4);
• dados paleoclimáticos em desacordo com o Recente, registrados em rochas sedimentares em diversos continentes;
• continuidade de cadeias de montanhas entre dois continentes;
• semelhanças entre litologias
• recifes de corais fossilizados na Groenlândia e Canadá
Figura III.4. Reconstituição do Gondwana (Kearey & Vine, 1990).
Evidências da Teoria de Expansão do Fundo Oceânico
• sedimentos jovens e pouco espessos recobrindo a crosta oceânica;
• crosta oceânica mais velha é Triássica; • simetria de idades da crosta oceânica a partir da
cordilheira Mesoceânica; • idade das ilhas vulcânicas do Pacífico.
Os estudos do paleomagnetismo nas rochas basálticas que constituem a crosta oceânica, indicam que o polo magnético da Terra tem mudado de posição em relação aos continentes durante a história geológica.
III.2 Falhas e Dobras
O movimento contínuo das placas da crosta terrestre pode comprimir, esticar ou quebrar os estratos rochosos, deformado-os e produzindo falhas e dobras. Uma falha é uma fratura numa rocha, ao longo da qual ocorre
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deslocamento de um lado em relação ao outro. O movimento pode ser vertical, horizontal ou oblíquo (vertical e horizontal). Estas evidências de tectonismo podem ser claramente observadas nas rochas metamórficas que constituem grande parte do estado do Rio de Janeiro.
As falhas ocorrem quando as rochas duras e rígidas, que tendem a quebrar-se e não a dobrar-se. As menores falhas ocorrem em cristais minerais individuais e são de tamanho microscópico, enquanto a maior delas - o Great Rift Valley (a Grande Fossa), na África - tem mais de 9 mil km de comprimento. O movimento ao longo das falhas geralmente causa terremotos, o exemplo típico deste movimento é a falha de Santo André, Califórnia - EUA.
Dobra é a curvatura de uma camada rochosa causada por compressão, podem variar em tamanho, de uns poucos milímetros de comprimento às cadeias montanhosas dobradas com centenas de quilômetros de extensão. Além de falhas e dobras,outros aspectos associados com deformações das rochas são os boudins, os mullionse fraturas escalonadas (en échelon).
Figura III. Dobras.
As dobras ocorrem nas rochas elásticas, que tendem a dobrar-se mais do que quebrar-se. Os dois tipos principais de dobras são as anticlinais (os flancos convergem para cima) e as Figura III. Sinclinais e
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sinclinais (os flancos convergem para baixo) (Figura III. ).
anticlinais.
III.3. Origem das Montanhas
Os processos envolvidos na formação das montanhas - a orogênese - ocorrem como resultado do movimento das placas crustais. Há três tipos principais de montanhas: as de origem vulcânica, as montanhas de dobramento e as montanhas por falhamento ou de blocos. A maioria das montanhas vulcânicas forma-se ao longo dos limites das placas, onde estas aproximam ou se separam, e a lava e os detritos são ejetados em direção à superfície terrestre. A acumulação de lava e material piroclástico pode formar uma montanha em torno da chaminé de um vulcão.
As montanhas por dobramento se formam onde as placas se encontram e provocam o dobramento e o soerguimento das rochas. Onde a crosta oceânica se encontra com a crosta continental menos densa, a crosta oceânica é empurrada sob a crosta continental. A crosta continental é então dobrada pelo impacto e se formam montanhas de dobramento, como os Apalaches na América do Norte. As cadeias dobradas formam-se também quando encontram-se duas áreas de crosta continental. O Himalaia, por exemplo, começou a formar-se quando a Índia colidiu com a Ásia, dobrando os sedimentos e parte da crosta oceânica entre as duas placas.
As montanhas por falhamento de blocos formam-se quando um bloco de rocha é soerguido entre duas falhas como resultado de compressão ou tensão na crosta terrestre. Com freqüência, o movimento ao longo das falhas ocorre gradualmente durante milhões de anos. Contudo, duas placas podem deslizar bruscamente ao longo de uma linha de falha - a falha de Santo André, por exemplo, provocando terremotos.
O tectonismo abrange dois tipos diferentes de movimentos: orogênese e epirogênese.
Orogêneses são os processos de formação de grandes cadeias de montanhas, em áreas compressivas (choque de
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placas) entre crosta continental/crosta continental ou crosta continental/crosta oceânica. Trata-se de deformações relativamente rápidas da crosta terrestre, geradas pela acomodação de placas tectônicas. São associadas a essas áreas: dobras, falhas inversas, vulcanismos, plutonismos, sismos etc.
Epirogênese são processos de grande amplitude que afetam por igual extensas áreas continentais, podendo formar grandes arqueamentos, provocando elevações de certas áreas e depressões de outras. Os movimentos são lentos e predominantemente na vertical.
"Rift" é processo de rompimento de antigos continentes, instalando novas áreas oceânicas: cordilheira Mesoceânica (crosta oceânica) e áreas distensivas (divergência de placas) dentro de crosta continental ou de crosta oceânica.
Pangea - Antigo supercontinente, reunido no final do Carbonífero, composto pelo Gondwana e de outras massas continentais, que se desmembrou a partir do final do Triássico. Da massa oceânica circundante (Pantalassa) originaram-se os atuais oceanos Pacífico e Ártico, por contração, e o Atlântico Norte, pela separação entre a América do Norte, Gondwana e Eurásia, a partir do Jurássico. Uma menor massa marinha, o mar de Tétis, dispunha-se, semicerrado, a Leste do Pangea (a partir do qual originou-se, por compressão, o mar Mediterrâneo).
Gondwana - Antigo continente, reunido no final do Proterozóico, composto pelas atuais América do Sul, África, Índia, Madagascar, Austrália e Antártica, que se desmembrou a partir do Cretáceo, originado os atuais continentes e os oceanos Índico, Antártico e Atlântico Sul (Figura III.4).
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Capítulo V. MINERALOGIA
A mineralogia estuda os minerais cientificamente envolvendo o conhecimento da estrutura interna, composição, propriedades físicas e químicas, modo de formação, ocorrência, associações e classificação.
Atualmente existem cerca de 3.500 nomes de minerais. Novos minerais tem sido acrescentados a esta lista cada ano. São minerais que foram descobertos através de técnicas analíticas novas, tais como microanálise e microssonda eletrônica. Muitos minerais têm sido retirados das listas de minerais existentes pois métodos modernos de estudos mostraram que as substâncias consideradas como minerais individuais são associações ou misturas de minerais (Antonello, 1995).
Mais ou menos 20 minerais mais comuns são responsáveis por mais de 95% de todos os minerais na crosta continental e oceânica. Eles estão contidos em quase todas rochas. Os silicatos são os mais abundantes .
As características principais de qualquer mineral são sua estrutura cristalina e sua composição química, levando em consideração o conteúdo químico permitido pela substituição de átomos de um elemento pelos de outro numa dada estrutura. Por exemplo, o valor de muitos minerais, origina-se do fato de conterem um metal que é um constituinte acessório e não essencial. Ex.: tório na monazita, prata na tetraedrita. Nestes casos, um conhecimento do mecanismo pelos quais os constituintes chegaram a estar presentes, pode ser de grande significação econômica.
Usamos uma vasta quantidade de minerais e produtos de minerais na nossa sociedade. Embora a maioria das pessoas não se dê conta, a mineração ou mais especificamente os produtos que ela gera, está presente em praticamente todas as etapas do seu cotidiano, do momento em que elas se levantam ao instante em que se deitam. Virtualmente tudo que usamos tem conexão forte com os minerais.
Por vezes ele é usado em sua forma natural por ter propriedades valiosas. Ex.: diamante por sua beleza e pela sua extrema dureza. Em outras ocasiões, os minerais possuem componentes químicos de grande valor. Ex.:
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calcopirita (CuFeS2) consiste em 34% de cobre e o mineral é coletado para se recuperar este metal valioso (Antonello, 1995).
Os minerais não são considerados meramente como objetos de beleza ou como fonte de material econômico. Eles podem ser “chaves” para o entendimento das condições nas quais eles e as rochas foram formadas. O estudo dos minerais pode indicar importantes informações sobre as condições físico-químicas de regiões da Terra que não são acessíveis a observação e mensuração direta (manto e núcleo).
V.1 Ciclo Geoquímico
A parte acessível ao exame direto do ciclo geoquímico é a superfície da Terra, onde os elementos migram. O ciclo geoquímico não é fechado nem material nem energeticamente.
A partir do magma, o material original, que é uma mistura complexa de silicatos, óxidos e compostos voláteis, podendo ocupar espaços definidos e individualizados (câmara magmática), poderá haver a cristalização magmática, que é a separação dos minerais durante a sua formação e, a cristalização originando as rochas magmáticas.
Através do intemperismo dos minerais primários e formação dos minerais secundários forma-se os sedimentos, que, através da diagênese formam as rochas sedimentares.
As rochas sedimentares por ação da pressão e temperaturas variáveis darão origem a rochas metamórficas, que por transformação ultrametamórfica darão origem a rochas ígneas.
Conceitos
Mineral: é um elemento ou composto químico, resultantes de processos inorgânicos, de composição química e estrutural definida, encontrados naturalmente na crosta da Terra. Ex. diamante, quartzo e feldspato.
Rocha: é um agregado natural formado de um ou mais minerais característicos. As rochas são classificadas segunda a sua origem em três tipos:
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ígnea ou magmática, metamórfica e sedimentar. Ex. granito, gnaisse, basalto e arenito.
Minério: agregado de um ou mais minerais de interesse econômico, normalmente associado à ganga (sem valor econômico). A partir de um minério pode-se extrair, com proveito econômico, um ou mais metais ou substâncias úteis. Ex. itabirito (hematita e quartzo) obtém-se o ferro.
Gema: nome empregado para todos os minerais ornamentais.
Corpo geológico: são massas individualizadas de minerais agregados.
Jazidas minerais: são corpos geológicos economicamente aproveitáveis de qualquer bem mineral.
Mineralogia: estuda os minerais desde sua ocorrência até sua análise.
Petrografia: estuda as rochas, sua constituição e classificação.
Petrologia: estuda a gênese ou origem das rochas.
Geoquímica: abrange o conhecimento da abundância dos elementos químicos na Terra, como sua distribuição e as leis que governam.
V.2 Técnicas de análise mineralógica e petrográfica
Alguns minerais e rochas podem ser identificados sem equipamento complicados, consistindo em observações diretas e testes simples. Porém, na maioria das vezes é necessário recorrer a técnicas analíticas especiais para identificar os minerais e as rochas. As principais técnicas analíticas utilizadas na identificação e classificação dos minerais e das rochas são as seguintes:
• difratometria de raios-X (DRX)
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Figura V.1. Comprimento de onda.
Figura V.2. Representação esquemática do funcionamento do difratometro de raios-X.
• microscopia ótica (luz transmitida e refletida)
• microscópio eletrônico de varredura - MEV (Figura V.2)
• análise química por via úmida
• ensaio de chama
• análise macroscópica (auxílio de lupas de mão com aumento de 10X a 20X).
raios gama
luz
microonda
ondas de rádioUV infravermelh
Comprimento de onda (nm)
Raios-X
Amostrapolicristalina (pó)
Fonte de raios-X monocromátic
Colimado Colimado
Deteto
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Figura V.3. Microscópio petrográfico
20 40 60 80 100
0
1000
2000
3000
4000
5000
Inte
nsid
ade
2 theta
Figura V.4. Difratograma de raios-X de uma caulinita.
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Figura V.5. Fotografia obtida através do microscópio eletrônico de varredura (MEV).
V.3 Propriedades dos Minerais
As propriedades dos minerais são controladas pela sua composição e estrutura cristalina. A composição pode ser definida através de métodos de análises químicas. Uma vez que a composição foi definida, a fórmula química pode ser calculada pelo balanceamento do número de cátions e ânions.
A determinação da estrutura do cristal é feita através de métodos de observação indireta, principalmente através da difratometria de raios-X (DRX). A DRX é uma das técnicas mais importantes na identificação dos minerais (Figura V.1), qualquer mineral pode ser identificado através desta técnica.
Por causa, de propriedades facilmente determinadas, tais como, dureza e cor, são controladas pela composição e estrutura do cristal, em muitos casos é possível usar uma combinação de propriedades simples para identificar um mineral.
As características mais usadas na identificação dos minerais são: cor, brilho, hábito (formato dos cristais), dureza, clivagem, fratura, densidade, magnetismo.
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V.4. Cristalografia estrutural e morfologia dos cristais
Os cristais são corpos homogêneos, anisotrópicos (possui propriedades físicas e químicas diferentes em direções diferentes). Um corpo isotrópico, ao contrário, tem as mesmas propriedades em direções diferentes, por ex.: vidro. Quase todas as substâncias sólidas, não somente os minerais são cristalinos. Os corpos homogêneos podem ser isótropos ou anisotrópicos.
As unidades da estrutura dos cristais são os átomos, os íons ou as moléculas que apresentam no espaço um arranjo tridimensional exato. Os intervalos entre estas unidades estruturais são de ordem de 1 angstrom .
Figura V.3. Célula unitária.
Um cristal é um arranjo tridimensional, periódico, de átomos, de íons ou de moléculas e pode ser definido como sólidos poliédricos limitado por faces planas que exprimem um arranjo interno. O arranjo das partículas representa-se por um retículo cristalino ou retículo espacial. Os planos situados em diferentes direções através dos pontos do retículo denominam-se planos reticulares (faces do cristal).
A estrutura ordenada dos retículos dos cristais, nem sempre é refletida pela presença no cristal de uma forma cristalina distinta. São relativamente raros os cristais típicos, reconhecíveis exteriormente, pois a substância cristalina apresenta externamente sua estrutura interna. Pela forma externa os sólidos podem ser:
Idiomórficos: possuem faces bem desenvolvidas e perfeitas;
Subédricos ou hipidiomórficos: desenvolvimento parcial das fases;
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Anédricos ou xenorfícos: sem faces definidas;
Substância amorfa: sem arranjo interno.
O retículo espacial e consequentemente o cristal é formado pela repetição de unidades tridimensionais muito pequenas, as células unitárias, que por definição são as menores porções geométricas que se repete tridimensionalmente segundo direções preferencias de crescimento e desenvolvimento, dando origem ao cristal. São possíveis 14 tipos diferentes de células unitárias; são os retículos de Bravais, que são retículos de translação cuja unidade de translação de um ponto a outro é a distância.
V.4.1 Sistemas Cristalinos
Refere-se à forma na qual os átomos dos elementos químicos estão agrupados. Cada sistema cristalino é caracterizado por certo número de elementos de simetria (Figura V.3).
Sistema cúbico: formado por um cubo. Os três eixos cristalográficos são iguais e perpendiculares entre si, de comprimentos iguais.
Sistema hexagonal: formado por um prisma reto de base hexagonal regular. Os eixos cristalográficos são quatro: 3 horizontais iguais cortando-se em ângulos de 120o, e um quarto de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três.
Sistema tetragonal: prisma reto de base quadrada. Os eixos cristalográficos são mutuamente perpendiculares; os dois horizontais são de comprimento igual, mas o eixo vertical é mais curto ou mais longo do que os outros dois.
Sistema ortorrômbico: prisma reto de base retangular ou losangular. Os eixos cristalográficos são perpendiculares entre si e de comprimento diferente.
Sistema monoclínico: prisma oblíquo de base retangular ou losangular. Os eixos cristalográficos são 3 desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo oblíquo, sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois.
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Sistema triclínico: prisma oblíquo de base paralelogrâmica. Três eixos cristalográficos desiguais, formando ângulos oblíquos.
Figura V.3. Sistemas cristalinos.
V.5. Classificação Química dos Minerais
Na natureza, os minerais cristalizam-se a partir de soluções de composição complexa, sendo oferecidas, por conseguinte, amplas oportunidades para a substituição de um íon por outro. Resulta disto, que, praticamente, todos os minerais apresentam variação na sua composição química, conforme a localidade de procedência e entre uma e outra espécie.
A composição química é a base para a classificação moderna dos minerais. De acordo com este esquema, dividem-se os minerais em classes dependendo do ânion ou grupo aniônico. A composição pode ser definida através de métodos de análises químicas.
Elementos nativos: encontram-se como minerais sob forma não combinada no estado nativo. Ex. Au, Ag, Pt, Hg.
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Sulfetos: consistem em combinações de vários metais com o S-2. Ex.: Galena, PbS.
Pirita - FeS2, cúbico, D=5,0 (Densidade), d=6 (dureza), cor dourada e traço preto.
Sulfossais: os minerais compostos de Pb, Cu ou Ag em combinação com S, Sb, As ou Bi. Ex. Cu3AsS4.
Óxidos: contém um metal em combinação com o O-2. Ex.: hematita Fe2O3;
Quartzo - SiO2, hexagonal, D=2,65, d=7, cores variadas e fratura conchoidal.
Hematita - Fe2O3, hexagonal, D=5,26, d=6, traço vermelho.
Ilmenita - FeTiO3, hexagonal, D=4,7, d=5,5, traço cinza.
Pirolusita - MnO2, tetragonal, D=4,75, d=2, traço preto.
Hidróxidos: óxidos minerais contendo água ou hidroxila (OH-) como radical importante. Ex.: brucita Mg(OH)2.
Haletos: cloretos, fluoretos, brometos e iodetos naturais. Ex.: fluorita CaF2, halita NaCl.
Carbonatos: incluem os minerais com o radical (CO3)-2.
Ex.: calcita CaCO3.
Calcita - CaCO3, hexagonal, D=2,71, d=3, três clivagens perfeitas.
Aragonita - CaCO3, ortorrômbico, D=2,95, d=3,5, duas clivagens perfeitas.
Dolomita - (Ca,Mg)(CO3)2, hexagonal, D=2,85, d=3,5, três clivagens perfeitas.
Nitratos: contém o radical NO3-1
. Ex.: KNO3.
Boratos: contém o radical BO3. Ex.: bórax Na2B4O7.10H2O.
Fosfatos: contém o radical (PO4)-3. Ex.: apatita
Ca5(F,Cl)(PO4)3, hexagonal, D=3,2, d=5, clivagem fraca.
Sulfatos: contém o radical (SO4)-2. Ex.: barita BaSO4;
Gipsita - CaSO4 2H2O, monoclínico, D=2,32, d=2, fratura fibrosa.
Anidrita - CaSO4, ortorrômbico, D=2,98, d=3, três clivagens perfeitas.
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Tungstato: contém o radical WO4. Ex.: sheelita CaWO4.
Silicatos: radical (SiO4)-4, formam a classe química
máxima entre os minerais, contém vários elementos, dos quais os mais comuns são o Na, K, Ca, Mg, Al e Fe em combinação com Si e O formando estruturas químicas complexas.
Ortoclásio - KAlSi3O8, monoclínico, D=2,27, d=6, "K-feldspato").
Anortita - CaAl2Si2O8, triclínico, D=2,76, d=6, "Ca-feldspato" ou plagioclásio)
Micas - muscovita - KAl2(AlSi3O10)(OH)2, monoclínico, D=2,88, d=2,5, mica branca; Biotita - K(Mg,Fe)2(AlSi3O10)(OH)2, monoclínico, D=3,2, d=2,5, mica preta.
Piroxênios - aegirina (NaFeSi2O6, monoclínico, D=3,5, d=6,5, piroxênio verde/castanho).
Anfibólios - tremolita (Ca2Mg5Si8O22(OH)2, monoclínico, D=3,2, d=6, anfibólio verde claro).
Argilo-minerais - Caulinita (Al2Si2O5(OH)4, triclínico, D=2,6, d=2).
V.6. Propriedades Físicas
As propriedades físicas dos minerais são determinadas pela composição química e estrutura cristalográfica.
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Hábito - é a forma externa do mineral. Os planos de um cristal são expressões externas exatas da organização interna dos átomos. Tipos de hábito: acicular, laminar, colunar, fibroso, botroidal, tabular, micáceo etc
Clivagem - é a tendência de um mineral se quebrar ao longo de planos preferenciais. Clivagem perfeita ou boa (2 ou 3 direções), moderada, irregular etc. Tais planos são controlados pela estrutura cristalina e pelas ligações químicas. Ex. micas uma direção e K-
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feldspato duas direções.
Fratura - é a forma como um mineral quebra. Os principais tipos de fraturas: conchoidal (quartzo), plana e irregular.
Dureza - resistência (relativa) que um mineral oferece ao ser riscado com outro mineral ou com um objeto qualquer. Esta associada à estrutura cristalina e ao arranjo dos átomos (ligações). A dureza de um mineral é uma propriedade importante e pode ser avaliada de acordo com a Escala de Dureza de Mohs (relativa) (Tabela V.1).
Tabela V.1. Escala de dureza de Mohs.
Dureza
Grau de dureza
Minerais Observações
Baixa 1 talco são riscáveis pela unha (D = 2,5)
2 gipso 3 calcita riscam a unha e são riscáveis
Média 4 fluorita pelo vidro (D=5,5) e pela 5 apatita lâmina do canivete (D=5,5) 6 ortoclásio 7 quartzo riscam o vidro e a lâmina do
Alta 8 topázio canivete 9 coríndon 10 diamante
Tenacidade resistência que o mineral oferece à deformação. Termos utilizados para descrever a tenacidade dos minerais: quebradiço, maleável, dúctil, flexível etc.
Magnetismo é a propriedade de alguns minerais de serem atraídos pelo imã. Ex. magnetita e pirrotita.
Densidade ou peso específico é o peso de um mineral comparado com o peso do mesmo volume de água (adimensional). Minerais com átomos agrupados densamente apresentam densidades mais elevadas. Quartzo D = 2,65, calcita D =2,75, magnetita D = 5,2.
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V.7. Propriedades Ópticas
Cor é o comprimento de onda luminosa refletida ou transmitida; opaco, transparente e translúcido; idiocromático, alocromático, pleocroísmo, dicroísmo; iridescência, opalescência etc.; hialino, vermelho, laranja, amarelo, verde, azul, violeta etc.
Traço é a cor do traço deixado pelo mineral após riscar a superfície de uma placa de porcelana. Ex. hematita (vermelho), pirita (preto) e quartzo (branco).
Brilho é a intensidade da reflexão da luz. O brilho do mineral pode ser vítreo, resinoso, sedoso, adamantino, metálico etc.
V.8. Propriedades Químicas
Polimorfismo - diferentes minerais com a mesma fórmula química, porém formas cristalinas diferentes. Calcita (CaCO3, hexagonal) e Aragonita (CaCO3, ortorrômbico).
Isomorfismo - minerais de composição química diferente, porém análogas, com a mesma estrutura cristalina. Plagioclásios (Ca,Na-feldspatos, triclínicos).
V.9. Esquema de Identificação Macroscópica
Os minerais mais comuns podem ser identificados a partir da determinação das suas propriedades e posterior consulta a um manual de mineralogia.
1. Cristalização: sistema cristalino em que se enquadra a amostra.
2. Forma dos cristais: cubo, tetraedro, prisma hexagonal com terminação em pirâmide, octaedros, dodecaedro, etc., acrescentando se é euédrico, subédrico ou anédrico.
3. Hábito: cúbico (eqüidimensional), prismático, acicular, fibroso, micáceo, botroidal, etc.
4. Cor: examinar uma superfície recente em luz refletida.
5. Pleocroísmo: mudança de cor de acordo com a direção
6. Brilho: metálico, não metálico: vítreo, resinoso, sedoso, gorduroso, nacarado, adamantino e terroso..
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7. Cor do traço: sempre sobre uma placa de porcelana não brilhante.
8. Clivagem: boa, nítida, fácil, regular ou ruim. Quantos planos de clivagem.
9. Fratura: existente ou não.
10. Dureza relativa: usar a escala de Mohs.
11. Diafaneidade (transparência do mineral): transparente, translúcido opaco.
12. Densidade relativa.
13. Magnetismo: atração por um imã de mão.
14. Presença de inclusões.
15. Alteração
16. Diagnóstico
Tabela V.2 Guia para identificação mineralógica.
Características do mineral
Amostras
1. Hábito:
2. Brilho:
3. Cor:
4. Diafaneidade:
5. Pleocroismo:
6. Cor do Traço:
7. Clivagem:
8. Fratura:
9. Dureza:
10.Densidade
11.Alteração superficial:
12.Ensaios de confirmação:
13. Nome do Mineral
14.Fórmula:
15.Sistema cristalino:
16.Ocorrência:
Observação:
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Capítulo VI. PETROGRAFIA
As rochas são agregados naturais formados de um ou mais minerais, que podem ser de um tipo (rocha monominerálica) ou de vários tipos (poliminerálica). A crosta terrestre é constituída essencialmente de rochas. São elas, juntamente com os fósseis, os elementos que os geólogos usam para decifrar os fenômenos geológicos atuais e do passado.
A Petrografia ou petrologia é o ramo da ciência geológica dedicado ao estudo da constituição, textura, origem e classificação das rochas.
Técnicas de reconhecimento petrográficas:
• análise macroscópica • microscopia óptica e eletrônica • análise geoquímica
Quanto à origem (gênese), as rochas são distinguidas em ígneas ou magmáticas, rochas metamórficas e rochas sedimentares; dentro desses grupos, de forma geral, a textura e a composição mineral são os critérios para a identificação do tipo litológico.
Rochas Sedimentares
•Clásticas ou mecânicas •Químicas •Organoquímicas •Vulcanoclásitcas
Rochas Metamórficas
•Ortometamórficas (magmáticas)
•Parametamórficas (sedimentares)
Rochas Magmáticas ou Ígneas
•Intrusivas •Extrusivas ou efusivas
VI.1 Rochas sedimentares
São rochas formadas a partir do material resultante da ação do intemperismo e da erosão de uma rocha qualquer que posteriormente será transportado e depositado em outro ambiente.
As rochas sedimentares são importantes por estarem associadas à depósitos de carvão, petróleo, gás natural,
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alumínio, minério de ferro, matéria prima para a construção civil.
A diagênese é o conjunto de processos físicos e químicos sofridos pelos sedimentos após sua deposição, e que resultam em litificação, como, p.ex., compactação, recristalização, dissolução, precipitação de minerais etc.
Processos geradores das rochas sedimentares
1. Intemperismo da rocha geradora: Físico, Químico e Biológico
2. Transporte: água, vento e gelo Suspensão Tração saltação e rolamento
3. Deposição ambientes Continental: fluvial, lacustre, desértico e
glacial Transicional: praia, delta, estuarino,
lagunar... Marinho: plataforma, recife, talude
continental, fundo oceânico.
4. Litificação e diagênese
Compactação e cimentação
Ambientes deposicionais
O estudo dos ambientes modernos, seus sedimentos e processos contribui muito para o entendimento dos ambientes deposicionais antigos.
Ambiente marinho: distribuição mais extensa e mais contínua, deposição de sedimentos químicos e clásticos
Ambiente continental: depósitos mais restritos, predomínio de sedimentos clásticos
Rochas carbonáticas
As rochas carbonáticas formam aproximadamente 10% do registro sedimentar exposto, tendo uma grande distribuição ao longo do tempo geológico. São formadas predominantemente por calcita, aragonita e dolomita,
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além de fósseis e siliciclásticos. produto principalmente de precipitação orgânica de carbonato de cálcio. As rochas carbonáticas são formadas principalmente em ambiente marinho de águas claras, quentes e rasas.
Minerais comuns em rochas sedimentares
Quartzo, muscovita, biotita, caulinita, ilita, montmorilonita, aragonita, calcita, dolomita, siderita, gipso, pirita, hematita, magnetita...
Classificação
I. Siliciclásticas
Formadas por fragmentos de rochas preexistentes (clastos).
Conglomerado, arenito, siltito, argilito, folhelho, diamictito, tilito, etc.
II. Biogênicas ou bioquímicas
Origem orgânica
Diatomito, radiolarito, coquina, etc.
III. Químicas
Evaporação e precipitação,
Calcário, gipsita, anidrita, halita, etc.
IV. Vulcanoclátsicas
fragmentos de atividades vulcânicas
VI.2 Rochas ígneas
São formadas a partir da consolidação do magma em profundidade (rocha ígnea plutônica) ou em superfície (rocha ígnea vulcânica). Através da textura e da composição mineralógica de uma rocha magmática pode interpretar as condições em que a rocha se formou
As rochas magmáticas intrusivas ou plutônicas se formam quando o magma resfria lentamente, usualmente em profundidades de dezenas de quilômetros, os cristais separam-se do líquido fundido, formando rochas de granulação grossa (rochas faneríticas equigranular).
As rochas magmáticas extrusivas são formadas quando o magma resfria rapidamente, normalmente próximo a superfície da terra, os cristais são extremamente
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pequenos e resulta uma rocha de granulação fina ou textura vítrea (rochas afaníticas).
O magma é uma fusão silicatada, contendo gases e elementos voláteis, gerada em altas temperaturas no interior da Terra.
Características das rochas ígneas
• cor: melanocrática, mesocrática e leucocrática.
• textura: fanerítica, afanítica, porfirítica e vítrea.
• composição: félsica ou máfica, ácida, intermediária (alcalinas), básicas, ultrabásicas.
Tipos de rochas ígneas ou magmáticas:
Granito: quartzo, K-feldspato, Ca-feldspato, micas (biotita e muscovita), granada etc. Apresenta textura fanerítica.
Riolito: correspondente extrusivo do granito. Textura porfirítica com abundantes fenocristais de quartzo.
Sienito: K-feldspato, anfibólio, pouca sílica. Predominantemente leucocrática com feldspato de cor cinza claro.
Gabro: Ca-Na-feldspato (labradorita), piroxênio (augita ou diopsídio) e magnetita.
Basalto: piroxênio, plagioclásio e calcita (baixa). Coloração escura e textura finamente cristalizados.
Classificação química das rochas ígneas:
rochas ácidas > 65% de SiO2
intermediárias 65 - 55% SiO2
básicas 55 - 45% de SiO2
ultrabásicas < 45% SiO2
Tabela VI.1. Classificação das rochas ígneas.
Rochas
Ácidas Intermediárias Básicas
Plutônica Granito Sienito Gabro Hipoabissais Granito
porfirítico Diorito porfirítico
Diabásio
Vulcânicas Riolito Andesito Basalto
Modos de ocorrências das rochas ígneas
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Batólitos - são grandes corpos de rochas plutônicas que se formam em profundidade, podendo se ter mais 100 km2.
Lacólito - são intrusões de rochas ígneas lentiformes, geralmente circulares ou subcirculares, concordantes as rochas encaixantes.
Dique - intrusão de forma tabular discordante, preenchendo uma fenda aberta em outra rocha. Quando o dique é concordante com as rochas encaixantes chama-se sill.
VI.3 Rochas Metamórficas
As rochas metamórficas podem ser formadas a partir de rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamórficas, preexistentes, submetidas a novas condições de pressão e temperatura. Quando as rochas através de processos geológicos são submetidas a condições diferentes (temperatura e pressão) das quais foram formadas, ocorrem modificações denominadas de metamorfismo.
Durante o metamorfismo ocorrem modificações nas composições químicas e/ou a estrutura cristalina dos minerais, sem haver fusão ou alteração na constituição química total da rocha (processo de equilíbrio físico-químico no estado sólido, isoquímico). Podem ocorre tanto a recristalização dos minerais preexistentes como também a formação de novos minerais.
Fatores de metamorfismo
• Calor • Pressão • Percolação de fluidos
Características das rochas metamórficas: textura xistosidade/foliação, clivagem ardosiana. É função da composição da rocha original e da intensidade e tipo do metamorfismo.
Principais tipos de rochas metamórficas
Gnaisse - caracteriza-se pela alternância de bandas de cores claras (quartzo e feldspato) e escuras (biotita, anfibólio ou granada). É o tipo litológico predominante no estado do Rio de Janeiro, formando grande parte da do maciço da Serra do Mar.
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Xisto - ausência de bandamento e presença de finas lâminas ao longo da qual a rocha pode ser quebrada mais facilmente.
Filito - textura intermediária entre o xisto e a ardósia e tende a partir-se em lâminas.
Ardósia - rocha de granulação extremamente fina com boa clivagem, normalmente utilizada na construção civil.
Mármore - calcário metamórfico.
Quartzito - derivada do metamorfismo do arenito.
Na classificação das rochas metamórficas utiliza-se o nome do tipo textural precedido da assembléia de minerais constituintes em ordem crescente de importância. Ex. estaurolita-granada-quartzo-xisto.
Grau de Metamorfismo
O metamorfismo pode ocorre com maior ou menor intensidade em função das temperaturas e pressões a que a rocha é submetida, o que, até certo ponto, é função também das profundidades em que o fenômeno ocorre. Metamorfismo regional ou de contato.
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Capítulo VII. DINÂMICA EXTERNA
A dinâmica externa retrata todos os processos geológicos que, atuando sobre a parte mais superficial da Crosta, promovem o seu modelamento. A ação da água, dos ventos, do calor e do frio sobre as rochas provoca o seu desgaste e decomposição, causando o que se denomina de INTEMPERISMO. O intemperismo implica sempre na desintegração das rochas, que pode ser de vários modos, pelos agentes químicos, físicos e biológicos. Esta desintegração gera areias, lamas e seixos, também denominados SEDIMENTOS.
O deslocamento desses sedimentos da rocha desintegrada é chamado de EROSÃO. O transporte desse material para as depressões da crosta, (oceanos, mares e lagos) pode ser realizado pela água (enxurradas, rios e geleiras) ou pelo vento, formando depósitos como as areias de praias e de rios, as dunas de desertos e as lamas de pântanos.
Todo PROCESSO (ação) natural obtém-se, como PRODUTO (resultado da ação) uma modificação na paisagem superficial do planeta. Por exemplo, após uma intensa chuva (PROCESSO) muitas encostas de morros serão sulcadas por erosão (PRODUTO 1) e o material (solo ou rocha) removido será depositado em vales ou no sopé destes morros (PRODUTO 2) ou levado por rios. Em fim, processaram-se modificações na paisagem superficial. Este processo ocorre sem a interferência do homem, cuja ação pode acelera-lo. O homem influência no processo de denudação, principalmente devido ao desmatamento. Na Figura VII.1 é representada uma visão simplificada das fontes de energia dos processos externos que atuam na superfície da Terra
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Figura VII.1. Fontes de energia dos processos que atuam na superfície da Terra.
VII.1 Processos
Processos físicos: tensões (variação de temperatura, gravidade, etc.) e cinética (resultante da variação de velocidade de um corpo).
Processos químicos: reações (hidrólise, redox, combinações, etc.), soluções/precipitações etc.
Processos biológicos: atividade dos organismos gera relações de fenômenos Físicos e Químicos com o meio ambiente. A pressão do crescimento das raízes vegetais pode provocar a desagregação da rocha. O vento ao balançar a árvore contribui para afrouxar as rochas fendilhadas. Ação de animais como: minhocas, formigas, cupins, roedores, etc.
Os processos geológicos responsáveis pela formação das rochas sedimentares podem ser reunidos em três grandes grupos: intemperismo, erosão, transporte e deposição.
VII.2 Intemperismo
Conjunto de processos físicos, químicos e biológicos, operantes na superfície terrestre que ocasionam a alteração dos minerais das rochas, graças a ação de agentes atmosféricos e biológicos. Processo
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espontâneo controlado pelas forças (energias) envolvidas nas ligações dos íons que fornam os cristais.
O intemperismo é um dos processos mais importante para o desenvolvimento da vida sobre a Terra. Os nutrientes inorgânicos disponíveis no solo ou nas águas superficiais são obtidos a partir do intemperismo das rochas e dos minerais.
Por quê ocorre intemperismo?
É a resposta natural dos minerais das rochas à superfície do planeta, em virtude de mudanças nas condições físicas e químicas em que estes se formaram (altas pressões e temperaturas no interior da Terra). Processo espontâneo controlado pelas forças (energia) envolvidas nas ligações dos íons que formam os cristais. Ex.: a olivina (Mg2SiO4) se altera mais facilmente do que o quartzo (SiO2).
Reação de hidrólise da olivina: Mg2SiO4 + 4H+ + 4 OH
- → 2Mg++ + 4 OH- + H4SiO4
olivina água ionizada íons em solução ácido silícico
Processos químicos
A dissolução, além de ser um processo intempérico, também pode se constituir em um eficaz processo erosivo, quando envolve a remoção de apreciáveis massas rochosas. O exemplo mais evidente é a carstificação, que trata da dissolução de rochas carbonáticas formando cavernas, grutas, dolinas etc.
Fatores condicionantes do tipo e intensidade do intemperismo
• clima (temperatura, precipitação) • relevo (inclinação do terreno) • constituição dos minerais (composição química) • estrutura das rochas (porosidade, xistosidade,
fraturas) • tamanho das partículas. • Temperatura
A temperatura intervém na velocidade da decomposição química. Esta é mais rápida em climas quentes do que em climas temperados e frios. A pluviosidade elevada, associada a temperatura médias altas e cobertura vegetal exuberante, tem papel muito eficaz na decomposição das
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rochas, pelo aumento do teor em ácidos húmicos e gás carbônico.
Intemperismo físico: fragmentação ou desagregação do material rochoso em partículas cada vez menores. Não há mudança mineralógica ou química.
Dilatação X compressão (variação na taxa de aquecimento e resfriamento)
Congelamento d'água no interior das rochas (aumento do volume, 9%)
Cristalização de sais no interior das fendas (cloreto de sódio, gipsita)
Deslocamento de massas rochosas, líquidas (água) e gasosas (ar).
Rocha = minerais com diferentes coeficientes de dilatação térmica
As rochas no interior da crosta são submetidas a alta pressão, quando expostas às condições de superfície, há um alívio de pressão e consequentemente, expansão da parte rochosa atingida. O alívio de pressão leva ao desenvolvimento de diáclases, juntas e planos de fraturas na rocha.
O intemperismo químico forma, predominantemente, argilo-minerais e hidróxidos de Fe e Al. Há mudança mineralógica.
Reação química entre a rocha e soluções aquosas diversas. Oxidação X redução Dissolução X precipitação Hidrólise Combinação
Hidrólise é a reação entre os íons H+ e OH- da água e os elementos (ou íons) do mineral. É importante lembrar que apesar do que se imagina a água não é um líquido de pH neutro. Oxidação é um processo de decomposição química que envolve perda de elétrons. Ex. a pirita (FeS2) se oxida em óxido de ferro hidratado.
O intemperismo físico favorece o intemperismo químico criando condições de penetração de soluções
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através das fraturas e aumentando a superfície específica do material.
O intemperismo biológico compõe-se de uma série de ações físicas e químicas dos organismos sobre o meio ambiente para a adaptação do meio à sua sobrevivência. Está relacionado com as reações químicas da matéria viva e com o comportamento dos organismos.
Produtos do Intemperismo
Regolito (ou manto de intemperismo) cobertura de material mineral inconsolidado na superfície da Crosta que repousa diretamente sobre rocha inalterada. Muitos autores restringem a abrangência do termo para os materiais que não sofreram transporte.
Solo é a superfície inconsolidada que recobre as rochas e mantém a vida animal e vegetal da Terra. É constituído de camadas que diferem pela natureza física, química mineralógica e biológica que se desenvolvem com o tempo sob a influência do clima e da atividade biológica.
Sedimento: regolito ou outro produto do intemperismo (íons em solução) que foi transportado por qualquer processo da dinâmica externa.
VII.3 Erosão
A erosão engloba um grupo complexo de processos geológicos pelo qual o produto final do intemperismo é removido por ação de um agente natural.
A configuração morfológica de uma paisagem pode ser devido a uma atividade construtiva (dunas, restingas, relevo vulcânico, deltas) ou destrutiva (mar, gelo, vento e rios).
Se não fosse a instabilidade tectônica da crosta (dinâmica interna), há muito tempo já teriam desaparecidos todos os continentes. Em 25 milhões de anos (taxa atual de denudação) todos os continentes seriam arrasados ao nível do mar. O relevo terrestre é resultante dos processos englobado na dinâmica interna (vulcanismo, terremoto e movimentação das placas tectônicas) e os processos da dinâmica externa (intemperismo, erosão, transporte e deposição).
Processos erosivos
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Processos gravitacionais: processos que envolvem deslocamento de massas (rocha, solo, regolito ou sedimento) sob ação da gravidade, buscando uma posição de menor energia potencial.
Processos hidrodinâmicos
ação das ondas (abrasão marinha) ação de correntes (fluvial) ação de ventos (deflação)
Agentes erosivos: chuva, rio, mar, vento, geleira e gravidade
INTEMPERISMO + EROSÃO = DENUDAÇÃO
Produtos da erosão: sedimentos
Tipos de sedimentos Clástico, químico e organo-químico
Clásticos: resultam da fragmentação de material rochoso e é transportado por um agente externo. Exemplo: areia, silte, argila, etc (Tabela VII.1).
Tabela VII.1 Escala granulométrica em mm.
Classe Diâmetro mm Matacão >256 Calhau 64 - 256 Seixos 4 - 64 Grânulo 2 - 4 Areia 0,062 - 2 Silte 0,004 -
0,062 Argila <0,004
VII.4 Transporte
O transporte e a deposição dos sedimentos são comandados pelas leis da hidrodinâmica. Três são os processos de transporte de partículas sedimentares em meio fluido: tração (arrasto, rolamento e saltação), suspensão e solução. O regime de transporte do sedimento depende, basicamente, do tamanho da partícula.
tração e rolamento: areias, seixos, blocos e matacões
suspensão: silte e argila - fluxo turbulento solução: íons - carga dissolvida
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VII.5 Deposição
Acúmulo de sedimentos por processos físicos, químicos e organo-químicos (processos de sedimentação)
Sedimentos químicos: resultam da precipitação de minerais de soluções concentradas. Características: cor, mineralogia e estruturas. Exemplos: calcário calcítico/ dolomítico, chert, gipso, itabirito, etc.
Sedimentos organo-químicos: resultam do acúmulo de restos de organismos, os quais podem ter sido transportados. Características: cor e composição. Exemplos: coquinas, vazas (globigerina, radiolários, pterópodes e diatomáceas), recifes, espongólitos, estromatólitos, etc.
Bacias sedimentares
São áreas deprimidas da crosta, capazes de acumular consideráveis espessuras de sedimentos e preservá-las por um bom tempo. As bacias sedimentares estão associadas a movimentos crustais que geram subsidência na crosta. Os movimento são controlados por eustasia, subsidência (tectônica) e aporte sedimentar (clima).
As bacias sedimentares são preenchidas por sedimentos clásticos químicos e biogênicos. Ambientes de sedimentação rios, lagos, desertos, praias, mares etc.
Tipos de deposição
• física: por perda da energia do agente transportador
• química: por saturação de soluções (precipitação) • organo-química (biológica): acúmulo de restos de
organismos (fósseis)
VII.6 Ambientes de sedimentação
Compartimento da superfície da Terra onde dominam uma série de processos físicos, químicos e biológicos deposicionais, que distinguem-no dos adjacentes. Há diversas classificações, que variam de autor para autor, em função dos critérios adotados (geomorfologia, processos físicos etc.).
• ambientes continentais: fluvial, lacustre, deserto e glacial
• ambientes transicionais: deltaico, estuarino, lagunar, planície de maré e praia
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• ambientes marinhos: plataforma continental, recife, talude continental, sopé continental e
assoalho oceânico.
Ambiente Continental
Fluvial: compreende os sopés das montanhas, os vales e baixadas fluviais. Subambientes: canal, dique marginal, planície de inundação e terraços fluviais.
Lacustre: siltes e argilas; carbonatos e sulfatos; cores vermelhas e pretas.
Desértico: tração (vento) e, subordinadamente, suspensão e precipitação. Depósitos: areias (muito bem selecionadas e arredondadas), cascalhos (pavimento de deflação, ventifactos), siltes e evaporitos.
Glacial: tração (arrasto, preferencialmente) e "suspensão". Depósitos: tilitos, diamictitos, areias, siltes e argilas, seixos pingados e facetados/estriados, etc. Controles: climático (altitude/latitude), astronômico (glaciações do Quaternário) e tectônico (glaciações permo-carboníferas do Gondwana).
Na Figura VII.2 observa-se um perfil de um rio sem uniformidade de gradiente. Na zona AB, onde a profundidade é maior a velocidade é diminuída graças à menor declividade. Na zona BC da corredeira a profundidade diminui devido o aumento da velocidade e após C ocorre grande turbulência, depositando maior quantidade de seixos. A variação granulométrica do sedimento ao longo do perfil vai ser variar em função da declividade e energia do meio.
Figura VII.2. Perfil de um rio sem uniformidade de gradiente.
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Ambientes Transicional e Marinhos
Deltaico - o ambiente deltaico refere-se à acumulação sedimentar em parte subaérea e em parte subaquosa, na foz de um rio que desemboca em um lago ou mar, que se dá pela perda da competência de transporte do rio quando atinge estes corpos d'água, com menor energia. Subambientes: canal fluvial, planície de inundação interdistributária, baía interdistributária, frente deltaica e prodelta. Controles: tectônica (subsidência), variação do nível do mar (ou do lago), aporte sedimentar e o retrabalhamento dos depósitos por ondas e marés.
Laguna e ilha de barreira
Corpo d'água costeiro, alongado, isolado do ambiente marinho por um sistema de cordões litorâneos arenosos (ilha de barreira). Subambientes: planície de maré (com canais de maré), laguna e delta lagunar.
Ambiente marinho: litorânea: zona atingida pela variação da maré; nerítica: delimitada pela profundidade de cerca de 200 m; recebe influência do continente; pelágica; batial e abissal (Figura VII.3). Compreende a margem continental (plataforma, talude e sopé continental), plataforma continental - interna e externa (largura: 70 km, declividade: 1 a 4 m/km), talude continental/canhão submarino (declividade: 50 m/km), sopé continental (leque submarino), planície abissal, cordilheiras mesoceânicas, ilhas vulcânicas e fossas submarinas.
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Figura VII.3 Imagem de satélite da baía de Guanabara.
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Capítulo VIII. PEDOLOGIA
As rochas situadas junto à superfície estão sujeitas à ação de processos físicos, químicos e biológicos (processos de intemperismo), produzindo os chamados mantos de alteração. Num sentido mais amplo o conceito de solo, engloba os materiais do manto de alteração, os quais podem estar in situ (solos residuais ou elúvios) ou já podem ter sido transportados de uma área a montante por mecanismos diversos (solos transportados ou depósitos de encosta ou fluvial).
Por definição, solo é a superfície inconsolidada que recobre as rochas e mantém a vida animal e vegetal. É constituído de camadas que diferem pela natureza física, química, mineralógica e biológica que se desenvolvem com o tempo sob a influência do clima e da atividade biológica.
Os solos são constituídos por milhões de partículas de diferentes composições mineralógicas e diversos tamanhos, entre cascalhos, areias, siltes ou argilas, parte dos quais podem estar como grãos simples ou agregados por matéria orgânica ou argila.
Os espaços vazios entre as partículas são chamados de poros e podem estar parcial ou totalmente preenchidos com água. No interior das partículas agregadas também ocorrem poros bem pequenos. Os poros com diâmetro inferior a 0,2 mm são denominados de microporos; os de diâmetro superior são chamados de macroporos. A razão entre o volume de vazios e o volume total do solo corresponde à porosidade do solo e, geralmente, é expressa em percentual.
Figura VIII.1. Variações da porosidade segundo a disposição espacial dos componentes esféricos. A-Porosidade máx. 47,6%. B -Porosidade mín. 25,9%
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VIII.1. Processos de formação do solo
Na formação dos solos ocorrem reações físicas, químicas e biológicas que determinam os diferentes horizontes com suas características peculiares. Normalmente se expressa o desenvolvimento do solo em termo de quatro processos (Tabela VIII.1).
Tabela VIII.1. Tipos de processos de formação do solo (modificado de Resende et al. , 1995).
Processo
Exemplos
Transformação
Ruptura da rede cristalina dos minerais primários. Gênese dos argilo minerais . Decomposição da matéria orgânica.
Remoção Lixiviação de elementos para o lençol freático. Erosão.
Translocação
Eluviação de matéria orgânica, argilo minerais e óxidos do horizonte A para o B. Movimentação de material dentro do perfil em outras direções.
Adição Incorporação de matéria orgânica ao solo.
VIII.2. Constituição do Solo
O solo é constituído de matéria orgânica, matéria mineral sólida, água (soluções dissolvidas) e ar (Tabela VIII.2). A fração mineral pode ser constituída de partículas de tamanhos variáveis, desde argila (partículas menores que 2 micra) até matacões de fragmentos de rocha, minerais primários e minerais secundários Tabela VIII.3).
Tabela VIII.2. Principais elementos que compõem os solos.
Principais (>90%)
Secundários (< 10%)
oxigênio magnésio silício sódio alumínio potássio ferro titânio fósforo manganês enxofre
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Tabela VIII.3. Granulometria das partículas que constituem o solo.
Granulometria Diâmetro mm
Número de partículas por
grama
Área superficial
g/cm2 Areia muito grossa
2,00 - 1,00 90 11
Areia grossa 1,00 - 0,50 720 23 Areia média 0,50 - 0,25 5.700 45 Areia fina 0,25 - 0,10 46.000 91 Areia muito fina
0,10 - 0,50 722.000 227
Silte 0,05 - 0,002 5.776.000 454 Argila < 0,002 90.260.853.000 8.000.000
VIII.3. Fatores de Formação dos Solos CLIMA
FLORA FAUNA
SOLO
ROCHA ALTERADA
Esses fatores são influenciados pelo Tempo e Relevo.
Em 1883 Dokuchaiev sugeriu 5 fatores formadores do solo: Material parental, Clima, Tempo, Organismos (plantas e animais) e o Relevo (topografia). Os fatores de formação são relacionados funcionalmente na forma de uma equação:
S = fç (Cl, O, R, MP, T)
VIII.3.1 Material Parental
O estado inicial do sistema solo não é necessariamente uma rocha consolidada.
Principais grupos de Materiais Parentais:
1. rochas e M.A. "in situ",
2. sedimentos inconsolidados, ex.: fluvial, eólico, marinho ou deltaico,
3. material transportado - produto de alteração remanejado - colúvio,
4. produtos de pedogênese anterior.
Principais características das rochas Solo
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VIII.3.2. Estrutura dos Minerais
A composição mineralógica do material parental vai influenciar muito nas características do solo, principalmente na fertilidade. Os minerais não-silicáticos possuem estruturas relativamente simples, mas variam amplamente nas suas solubilidades e resistência à decomposição. Os silicatos geralmente possuem estruturas muito complexas na qual a unidade fundamental é o tetraedro de Si-O.
A estabilidade das rochas depende da composição e da estrutura dos seus minerais.
VIII.3.3. Composição Química e Mineralógica dos Materiais Parentais
A constituição mineralógica, a composição química e arranjo estrutural dos minerais influenciam diretamente nos processos de intemperismo. A Tabela VIII.4 são apresentados os principais cátions removidos durante o processo de intemperismo químico.
Reação de alteração do K-feldspato e formação da caulinita:
4KAlSi3O8 + 4H+ + 2H2O 4K+ + Al4Si4O10(OH)8 +
8SiO2 K-feldspato caulinita sílica
Tabela VIII.4. Intemperismo químico de dois grandes grupos de rochas ígneas.
Rocha Constituintes primários
Produtos do Intemperismo
Minerais Cátions Colóides Minerais secundários
Minerais presentes
Cátions removidos
Feldspato K+ Na+ sílica alumínio
argilo-minerais
Quartzo Quartzo Na+ Micas K+,
Fe2+, Mg2+
sílica alumínio
argilo-minerais
algumas micas
K+
GRANITO Mg2+ Minerais ferro- Mg2+ , sílica argilo-
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magnesianos Fe2+ alumínio minerais óxidos de
ferro hematita e goethita
Feldspato K+ Na+ sílica alumínio
argilo-minerais
Na+
BASALTO Ferromagnesianos Mg2+ Fe2+
sílica alumínio
argilo-minerais
Ca2+
Magnetita Fe2+ óxidos de ferro
hematita e goethita
Mg2+
Área de Superfície dos Materiais Parentais
A área de superfície das partículas regula a maior ou menor interação com o "ambiente" (água). Variações na área de superfície e na distribuição do tamanho das partículas interferem na VELOCIDADE de formação do solo.
A área de superfície específica é maior quanto menor for o tamanho das partículas. Ex.: área de superfície das rochas consolidadas < areias aluvionares < argila (Tabela VIII.3).
Permeabilidade (K) dos Materiais Parentais
• aumenta a velocidade do movimento de umidade,
• acelera o movimento dos materiais em solução ou suspensão,
• influencia a velocidade de formação do solo.
VIII.3.4. Clima
É um dos fatores mais importantes na formação dos solos. Influencia:
• velocidade de formação e tipo de solo,
• distribuição da vegetação e dos organismos,
• tipos de processos geomorfológicos.
O Clima é um conceito composto, inclui: temperatura, umidade, evapotranspiração, precipitação, duração da insolação, ventos, etc.
Por simplicidade definiremos o clima em função de valores médios da:
a) temperatura,
b) precipitação (umidade)
Estes são os fatores mais importantes para a formação dos solos.
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a) Temperatura
Influencia a percentagem e distribuição dos organismos (fauna e flora) no solo. Regiões intertropicais tem a proteção da cobertura vegetal que amortece os extremos de temperatura. Influencia na velocidade de alteração dos minerais.
A amplitude das variações diárias e estacionais da temperatura do solo diminui com a profundidade. Os processos pedogenéticos mais dinâmicos ocorrem nas camadas superficiais, onde as temperaturas sofrem maiores variações.
Valores de radiação solar que chega à superfície do solo é função: variações diurnas e sazonais, latitude, altitude, ventos, cobertura vegetal e cor do solo. Solos escuros absorvem 92% da radiação solar.
b) Umidade (Precipitação)
Inclui todas as formas de água que entram no solo é derivada principalmente da PRECIPITAÇÃO. Para a pedogênese o que importa é o EXCESSO DE ÁGUA:
lixiviação, eluviação renova a água que circunda os minerais. que estão sofrendo hidrólise.
A percolação da água no solo é função: porosidade, estrutura do solo, formas de relevo, condições climáticas e permeabilidade. Regiões com disponibilidade de água excedente - maior energia pedogenética.
Função
a) Intensidade da precipitação
Em áreas sem vegetação as precipitações de intensidade moderada são as mais efetivas:
chuvas fracas sofrem rapidamente a EVAPORAÇÃO,
chuvas fortes maior valores que a capacidade de infiltração (CI): aumento do escoamento superficial e problemas erosivos.
Regiões tropicais maior a taxa de lixiviação de cátions alcalinos e básicos.
b) Cobertura Vegetal
A cobertura vegetal tem um papel importante na interceptação da precipitação das através das folhas. A quantidade de interceptação é relacionada com o tipo e densidade da vegetação.
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c) Capacidade de Infiltração
solos com textura grossa - maior entrada de água,
solos com textura mais fina - menor entrada de água.
d) Permeabilidade e Inclinação da Superfície
A movimentação da água no interior do solo é muito depende da permeabilidade. A presença de uma camada impermeável gera saturação das camadas superiores resultando em movimentos laterais.
e) Teor de Umidade Antecedente do Solo
influência direta na entrada da precipitação,
solo saturado - nenhuma umidade entrará no solo,
Ex.: base das encostas, depressões, interferência do lençol freático maior escoamento superficial.
Movimento da Umidade
A diferença dos horizontes é fortemente determinada pelo movimento da água no interior do solo. A taxa de movimentação da água no solo é função: volume de água, tamanho dos poros e permeabilidade.
VIII.3.5. Organismos
Os organismos compreendem: microflora, macroflora, microfauna, macrofauna e homem. Pelas suas manifestações de vida quer na superfície, quer dentro do solo, atuam como agentes pedogenéticos.
Cobertura vegetal
A presença de raízes condiciona uma menor erosão do solo, favorecendo a atuação do intemperismo físico e químico.
O “litter” - contribuição de nutrientes - diminuição da erosão. A presença de folhas reduzem o “splash”, adição de matéria orgânica, evitam o excesso de temperatura, filtram a radiação solar.
A cobertura vegetal tende a reduzir a agressividade erosiva da chuva e a amplitude das variações térmicas e hídricas, criando condições mais favoráveis às atividades biológicas.
Fauna
Vertebrados - principalmente mamíferos - ratos, topeiras, etc., os quais cavam buracos profundos no
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solo, causam uma mistura considerável geralmente trazendo material do subsolo para a superfície. O superpastoreio aumenta a compactação do solo, diminui a permeabilidade e aumenta a escoamento superficial (erosão).
A retirada da vegetação para a implantação da atividade agricula aumenta a erosão do solo (vento e água) levando a perda dos horizontes superiores (horiz. O e A) e de micronutrientes.
Microfauna - bactérias (predominantes) e fungo - atuam na decomposição da matéria orgânica e favorecem a alteração de alguns minerais.
Mesofauna - são identificados a olho nu e ingerem a matéria orgânica. Ex.: minhocas, aracnídeos, insetos, termitas. A distribuição está vinculado ao suprimento de alimentos assim concentram-se no topo do solo, 2 a 5 cm, com exceção dos termitas e das minhocas que penetram abaixo de 10 - 20 cm. Estes organismos requerem solo bem aerado (necessitam de oxigênio) e não vivem em solos saturados.
Homem - a atividade do homem altera consideravelmente o desenvolvimento dos solos. A principal atuação está ligada ao cultivo dos solos, geralmente utilizando técnicas inadequadas, acarretando empobrecimento e erosão dos solos. A utilização de fertilizantes e pesticidas na agricultura modificam as características dos solos, já a irrigação e a drenagem alteram as relações hidrológicas. Além dessas atividades as construções civis contribuem consideravelmente para a modificação dos solos.
VIII.3.6. Relevo (Topografia)
A forma de relevo influência diretamente na dinâmica de movimentação da água: fluxo vertical (infiltração) e fluxo lateral (“run-off”), indiretamente na temperatura do solo e na taxa de radiação.
Orientação das encostas afeta grandemente a quantidade de aquecimento solar, diferentes solos são formados nas encostas viradas para o sol e nas sombreadas.
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VIII.3.7. Tempo
A formação do solo é um processo muito lento, requer milhares e mesmo milhões de anos, durante este período ocorrem mudanças periódicas do clima e da vegetação, consequentemente altera a formação do solo. As interpretações em relação as mudanças climáticas baseiam-se em evidências geológicas, geomorfológicas e palinológicas.
Os SOLOS JOVENS guardam muitas feições do material parental. Ex.: cambissolo. Os SOLOS MADUROS estão em equilíbrio com o ambiente
IDADE DO SOLO MATURIDADE DO SOLO
idade absoluta, é a medida
dos anos passados
grau de evolução sofrido
no mesmo período
Maior número de horizontes e espessura, maior diferenciação, maior grau de maturidade. O solo alcança sua maturidade quando se estabelece um equilíbrio entre o tempo e a característica selecionada do solo.
VIII.4. Horizontes do Solo
Os solos possuem horizontes, ou camadas relativamente homogêneas paralelas à superfície e são produzidos pelos processos formadores do solo. Os horizontes dispostos verticalmente são, em si mesmos, ambientes distintos; o horizonte A, além de ser mais influenciado pela atividade biológica, sofre maiores flutuações de temperatura e de água; apesar de ser, em geral, mais rico em nutrientes, com freqüência não tem água para que esses nutrientes sejam absorvidos efetivamente.
Os primeiros centímetros do horizonte A podem ser, em algumas circunstâncias, a parte mais inóspita do solo para as plantas. Acima do horizonte A podem acumular-se detritos orgânicos, com diferentes graus de decomposição, horizonte O para vários autores (Tabela VIII.5).
Tabela VIII.5. Horizontes do perfil de solo.
Horizonte
Características
O horizonte orgânico superior, dominado por material orgânico fresco ou parcialmente decomposto.
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A Coloração mais escura, presença de matéria
orgânica, , perda de argilo-minerais, concentração de quartzo, sujeito a ação direta do clima.. Tende a ser mais bem expresso nas áreas mais elevadas, menos quentes, ou com deficiência de drenagem.
B Concentração de argilo-minerais, óxidos de ferro e alumínio, pequena atividade biológica e poucas raízes.
C Material inconsolidado com pouca influência de organismo e das variações externas, conserva a estrutura da rocha mãe.
D Rocha fresca, ainda não intemperizada. Impermeável e tende a segurar o lençol freático.
Figura VIII.2. Horizontes de típico perfil de solo.
VIII.5. Poluição do Solo
Metais pesados
A maioria dos metais pesados ocorre naturalmente no solo em baixas concentrações e em formas não prontamente disponíveis para as plantas e organismos vivos. Estes podem ser provenientes da própria rocha que deu origem
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ao solo. A tabela apresenta teores médios de alguns destes elementos nas diferentes rochas e nos solos (Tabela VIII.7).
Tabela VIII.7. Concentração média de alguns metais pesados em rochas e solos (Resende et al. 1995).
Metal pesado Rochas máficas mg/kg
Rochas ácidas mg/kg
Solos mg/kg
As 1,5 1,5 1,10 Cd - - 0,1 - 7 Cu 150 10 2-50 Pb - - 12 Ni 200 - 1000 10 40
O cádmio tem tendência de se acumular em plantas e animais, é mais móvel no solo e mais facilmente absorvido pelas plantas do que outros metais pesados, particularmente Pb e Cu; e tem maior potencial para movimentar-se do solo para a planta e deste para o homem (Resende et al. 1995).
As células vivas requerem alguns destes metais em teores traços para o seu metabolismo normal, porém podem ser sensíveis a concentração maiores. Rejeitos e poluentes industriais, resíduos de esgotos, fertilizantes, pesticidas e outros, têm adicionado grandes quantidades de metais pesados ao ambiente. Assim que esses elementos chegam ao solo, ocorrem várias reações, as quais são basicamente dependentes do tipo e teor do metal pesado e da classe do solo.
A toxidade relativa dos metais pesados pode ser modificada pela textura, permeabilidade, capacidade de armazenamento de água, profundidade do lençol freático, posição do solo na paisagem, erodibilidade etc. (Resende et al. 1995).
O uso de chumbo na gasolina também pode poluir os solos com metais pesados. Um dos sérios problemas resultantes da degradação dos solos devido aos metais pesados é que eles permanecem nos solos, sendo quase impossível a sua recuperação, uma vez contaminados. Daí a necessidade de se verificar constantemente os alimentos, para examinar se eles estão contaminados pelos metais pesados (Guerra, 1994).
Pesticidas
Os pesticidas são predominantemente aplicados em pulverizações foliar, na superfície do solo, ou são
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incorporados ao solo. Em qualquer dos casos, uma grande proporção desses pesticidas, eventualmente, movimenta-se no solo.
Uma vez aplicados no solo, os pesticidas (na sua maioria muito pouco voláteis) podem ser adsorvidos, submetidos a reações químicas, decompostos e transportados pela água, seja pela erosão ou por lixiviação. No último caso, a sorção dos pesticidas em solo assume papel relevante. De fato, a maioria dos inseticidas, nematicidas e fungicidas é eletricamente neutra, e é retida principalmente pela matéria orgânica. Estes pesticidas podem ser carreados até horizontes mais profundos, ao lençol freático e daí aos poços e minas d’água. Pela erosão, esses compostos podem ser arrastados até córregos, riachos, represas e rios.
Resíduos Orgânicos
Entre os resíduos orgânicos agro-industriais utilizados na agricultura, a vinhaça ocupa, no Brasil, lugar de destaque. A vinhaça é um subproduto do processamento do álcool. É um resíduo líquido de substâncias orgânicas, com elevado teor de potássio. Seu pH varia entre 4,0 e 5,0; é corrosivo, tem altos índices de demanda biológica de oxigênio (DBO), e demanda química de oxigênio (DQO). É portanto, um sério agente poluidor. Quando aplicado como fertilizante, as quantidades não devem ultrapassar a capacidade de retenção de água do solo (Resende et al. 1995).
Salinização do Solo
Essa forma de poluição pode ocorrer em condições naturais ou artificiais e consiste na contaminação do solo por excesso de sais. A salinização pode ocorrer devido à má qualidade (sais em demasia) da água de irrigação, aos turnos de rega freqüentes e à quantidade de água aplicada não condizente com a drenagem do solo. A retirada de água dos rios para fins de irrigação pode diminuir demais seu fluxo total e assim incrementar a concentração salina em razão do acréscimo de sais provenientes da drenagem das águas ribeirinhas irrigadas. Os efluentes de indústrias e das áreas densamente populosas adicionam sais aos cursos d’água. Mesmo estações de tratamento de esgotos não removem os sais solúveis inorgânicos, a não ser aqueles excepcionalmente tóxicos.
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A acidificação é, também, outra causa da degradação dos solos. Ela pode ser promovida pelo uso constante de fertilizantes, em especial os que contêm sais de amônia ou uréia, pela fixação biológica de nitrogênio, pela remoção de nutrientes nas lavouras e pela deposição de ácidos oriundos da atmosfera. A acidez dos solos é problema mundial, e o custo para elevar o pH é alto, a menos que existam jazidas de calcário nas áreas onde ocorra a acidificação (Guerra, 1994).
Erosão
A erosão dos solos é um processo que ocorre em duas fases: uma que constitui a remoção (“detchment”) de partículas, e outra que é o transporte desse material, efetuado pelos agentes erosivos (vento, água e gelo). Quando não há energia suficiente para continuar o ocorrendo o transporte, uma terceira fase acontece que é a deposição desse material transportado.
Características Físicas dos Solos Relevantes à Infiltração
As rochas situadas junto à superfície estão sujeitas à ação de processos físicos, químicos e biológicos (processos de intemperismo), produzindo os chamados mantos de alteração ou solo.
O arranjo espacial dos materiais do solo (ou estrutura) influencia no direcionamento e no tempo de viagem dos fluxos de água. Os solos com estrutura granular possuem grande número de poros que permitem o movimento dos fluxos em todas as direções; as estruturas em bloco também formam grande número de poros, porém de menor tamanho, por meio dos quais os fluxos se movem em todas as direções; as estruturas prismáticas, geralmente associadas aos agregados maiores e com poros maiores e bem definidos no sentido vertical, favorecem os fluxos nesta direção, e, finalmente, nas estruturas em placas, os fluxos se distribuem preferencialmente na direção horizontal (Coelho Netto, 1994).
Em solos homogêneos, a porosidade total do solo tende a decrescer com a profundidade, sendo acompanhada por aumento relativo da densidade aparente.
Interceptação da Chuva pela Vegetação
Os fatores relacionados à cobertura vegetal podem influenciar os processos erosivos de várias maneiras: através do efeitos espaciais da cobertura vegetal, dos
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efeitos na energia cinética da chuva, e do papel da vegetação na formação de húmus, que afeta a estabilidade e teor de agregados.
A cobertura vegetal tem como uma das múltiplas funções o papel de interceptar parte da precipitação pelo armazenamento de água nas copas arbóreas e/ou arbustiva, de onde é perdida para a atmosfera por evapotranspiração durante e após as chuvas. Quando a chuva excede a demanda da vegetação a água atinge o solo por meio das copas e do escoamento pelos troncos. Uma outra parte da chuva é armazenada na porção extrema superior do solo que comporta os detritos orgânicos que caem da vegetação (folhas, galhos, sementes e flores) e é denominada de serapilheira.
A densidade da cobertura vegetal é fator importante na remoção de sedimentos, no escoamento superficial e na perda de solo. O tipo e percentagem de cobertura vegetal pode reduzir os efeitos dos fatores erosivos naturais. A cobertura vegetal pode, também, reduzir a quantidade de energia que chega ao solo durante uma chuva e, dessa forma, minimiza os impactos das gotas, reduzindo a erosão.
Em área com alta densidade de cobertura, o “runoff” e a erosão ocorrem em taxas baixas, especialmente se houver uma cobertura de serapilheira (“litter”) no solo, que intercepta as gotas de chuva que caem através dos galhos e folhas. Em áreas parcialmente cobertas pela vegetação, o “runoff” e a perda de solo podem aumentar rapidamente. Este aumento está relacionado a solos com menos de 70% de cobertura vegetal e ocorre geralmente em área semi-árida, agrícolas e de superpastoreio.
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Capítulo IV. TEMPO GEOLÓGICO
Entende-se por tempo geológico o tempo decorrido desde o final da fase de formação da Terra até os nossos dias. Antes da descoberta dos métodos de datação absoluta (radiometria) o tempo geológico foi dividido em intervalos diversos que, em ordem decrescente de importância hierárquica, receberam a qualificação eras, períodos, épocas e idades. Essas subdivisões ainda se mantêm, só que agora se conhece a amplitude cronológica absoluta das mesmas. Elas constituem unidades geocronológicas, cada uma das quais recebe uma designação particular (Tabela IV.1).
Em 1669 Nicolau Steno chegou a conclusão que as rochas se superpunham em ordem cronológica (Lei da Superposição) e que elas estavam originalmente em camadas horizontais. Numa seqüência de camadas, a camada de cima é mais jovem que a camada situada imediatamente abaixo.
Em 1815 William Smith reconheceu que os fósseis são instrumentos confiáveis para datar as rochas (sedimentares) e distinguir um estrato do outro. Esta descoberta possibilitou a correlação de rochas de mesma idade e que se encontravam em localidades distantes, além de servir como apoio para elaboração dos primeiros mapas paleontológicos.
Com base nos fósseis e na extinção de uma espécie ou de um conjunto de espécies, foi possível definir as idades geológicas e colocá-las, pela Lei da Superposição, em ordem cronológica (Salgado-Labouriau, 1994). Esta seqüência cronológica constitui a Escala de Tempo Geológica (Tabela IV.1).
Tabela IV.1. Escala de tempo geológico.
ERA PERÍODO ÉPOCA DURAÇÃO (milhões de
anos)
IDADE (milhões de
anos) Quaternário Holoceno (0,01) Pleistoceno 2,5 2,5 Plioceno 4,5 5,3 Cenozóico Mioceno 19 23 Terciário Oligoceno 12 36 Eoceno 16 53 Paleoceno 11 65 Cretáceo 71 135 Mesozóico Jurássico 54 205
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Triássico 35 250 Permiano 55 290 Paleozóico Carbonífero 65 355 Devoniano 50 410 Siluriano 35 438 Ordoviciano 70 510 Cambriano 70 570 Proterozóico
1.910 2.500
Arqueano 2.050 4.550
A definição de cada unidade estratigráfica e sua cronologia surgiram aos poucos, com o estudo de muitos geólogos, trabalhando independentemente desde o final do século XVIII até meados do século XIX. Cada período geológico foi caracterizado depois de muitas observações, muito estudo, e foi colocado na escala geológica após várias tentativas. As subdivisões dos períodos ainda estão em estudos e são reexaminados cada vez que se criam novos métodos de observação (Salgado-Labouriau, 1994).
A escala geológica é sempre representada na seqüência estratigráfica, a qual obedece à ordem da superposição inicial dos estratos. Esta ordem implica necessariamente numa medida de tempo - o tempo necessário para a deposição daquele estrato.
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Tabela IV.2. Escala de tempo geológico.
Eras Períodos Época Tempo decorrido Formas de Vida
Vegetal Animal
Holoceno 11.000 Homem Quaternário
Pleistoceno 1 ma
Plantas como as de hoje.
-
Plioceno 12 ma - -
Mioceno 23 ma Pinheiros -
Oligoceno 35 ma - Ancestrais dos
Mamíferos modernos.
Eoceno 55 ma - -
Cenozóico
Terciário
Paleoceno 70 ma - Mamíferos do tipo arcaico.
Cretáceo - 135 ma Angiospermas,
primeiras dicotiledoneas
Aves do tipo primitivo, pequenos
mamíferos, desenvolvimento dos répteis, mar:
Amonóides e Belemnites.
Jurássico - 180 ma
Pinheiros, coníferas, junco,
palmeiras cicadales.
Dinossauros, répteis voadores,
ictiossauros, plesiossauro,
primeiras aves, no mar: Amonites e
Belemnites.
Mesozóica
Triássico - 220 ma
Primeiras gimnospermas
(menos as dicotiledôneas)
Surgimento dos dinossauros e dos
répteis adaptados a vida marinha. Teriodontes, cefalópodes.
Permiano - 270 ma Grandes florestas. -
Carbonífero - 350 ma Pteridospermae Surgem os répteis.
Paleozóica
Devoniano - 400 ma
Desaparecem as Psilophytales
Insetos mais antigos surgem os
anfíbios.
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Siluriano - 430 ma Plantas terrestres mais antigas.
-
Ordoviciano - 490 ma - Surgem os peixes de água doce.
Cambriano - 600 ma Criptógamas, algas marinhas.
Primeiros insetos, invertebrados, mar:
Graptólitos, trilobites, moluscos,
briozoários, braquiópodes,
equinodermos e corais.
Proterozóico Algonquiano Algas Primeiros seres vivos.
Pré-Cambriano
Arqueozóico Arqueano
3.9 b.a.
Collenia, etc. Moldes de Medusa.
- Início da Terra - Mais ou menos 4,5
Nenhum sinal de vida.
Em uma seqüência estratigráfica o estrato mais antigo está na base da escala e é seguido pelos os outros que se vão superpondo no espaço e no tempo até chegar ao mais recente, o qual fica em cima de todos (tempo relativo).
Todas as vezes em que as condições ambientais são semelhantes, mesmo que ocorram em épocas diferentes da escala geológica, elas produzem rochas sedimentares semelhantes. Entretanto, os fósseis, contidos em rochas semelhantes, mas de épocas distantes, são totalmente diferentes por causa do processo de evolução dos organismos. Para cada período, época ou outra unidade de tempo, existe um conjunto de fósseis característico. Conhecendo-se o conjunto de fósseis de uma formação pode-se dizer a que intervalo de tempo da escala geológica ela pertence e pode avaliar a extensão territorial onde esta formação ocorre (datação relativa).
IV.1. Magnitude do Tempo Geológico
Mesmo hoje a quantidade real de tempo geológico decorrido, visto que é tremendamente grande, significa pouco, sem qualquer base de comparação. Para este fim, tem sido inventados numerosos esquemas nos quais,
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81
eventos geológicos chaves são localizados proporcionalmente, em unidades de comprimento ou tempo atuais, de modo a tornar o tempo geológico um tanto mais compreensível.
Comprimam-se, por exemplo, todos 4,5 bilhões de anos de tempo geológico em um só ano. Nesta escala, as rochas mais antigas reconhecidas datam de março. Os seres vivos apareceram inicialmente nos mares, em maio. As plantas e animais terrestres surgiram no final de novembro e os pântanos, amplamente espalhados que formaram os depósitos de carvão pensilvanianos, floresceram durante cerca de quatro dias no início de dezembro. Os dinossauros dominaram nos meados de dezembro, mas desapareceram no dia 26, mais ou menos na época que as montanhas rochosas se elevaram inicialmente. Criaturas humanóides apareceram em algum momento na noite de 31 de dezembro, e as recentes capas de gelo continentais começaram a regredir da área dos Grandes Lagos e do norte da Europa a cerca de 1 minuto e 15 segundos antes da meia noite do dia 31. Roma governou o mundo ocidental por 5 segundos, das 11h.59m.45 seg. até 11h.59m.50seg.. Colombo descobriu a América 3 segundos antes da meia noite, e a ciência da geologia nasceu com os escritos de James Hutton exatamente há pouco mais que 1 segundo antes do final de nosso movimento ano dos anos (Eicher, 1982).
IV.2. Datação Radiométrica (Absoluta)
Muitos tipos de átomos que ocorrem na natureza possuem núcleos que se desintegram espontaneamente para um estado de menor energia. Estes átomos são denominados radioativos, e o processo de sua desintegração é chamado radioatividade. Um tipo específico de átomo, que é caracterizado por um número atômico particular e um número de massa particular, é denominado nuclídeo. O número atômico é o número de prótons do núcleo e este número determina o elemento. O número de massa é a soma dos prótons e neutrons do núcleo. Os nuclídeos, possuindo o mesmo número atômico mas número de massa diferente, são chamados isótopos de um dado elemento.
Na desintegração radioativa, o núcleo atômico emite uma partícula alfa ou uma partícula beta, ou captura um elétron. Ele pode simultaneamente emitir raios gama, radiação eletromagnética mais energética do que raios-X. Quando um átomo radioativo “pai” se desintegra, ele se
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transforma em outro tipo de átomo denominado “filho”. Na desintegração alfa, o núcleo do átomo pai perde 2 prótons e 2 neutrons; o número de massa decresce de 4 e o número atômico de 2. Na desintegração beta, o núcleo emite um elétron de alta velocidade, um dos seus neutrons se transforma em um próton e o número atômico aumenta de um. Na captura de elétrons, um próton do núcleo captura um elétron orbital e se transforma em um neutron, e o número atômico decresce de um. A desintegração beta e a captura de elétrons não mudam o número de massa.
Visto que a desintegração radiativa envolve apenas o núcleo de um átomo pai, a taxa é independente de todas as condições físicas e químicas, tais como pressão, temperatura, e forças químicas tampões. Os átomos de um nuclídeo radioativo particular possuem cada um a mesma probabilidade de preservação ou desintegração, qualquer que seja a sua idade. O processo é estatisticamente caótico. Pode-se estabelecer a probabilidade de desintegração por meio de uma constante de desintegração, λ, que indica a proporção de átomos radioativos existentes que se desintegrarão em uma unidade de tempo. O número total de átomos para desintegrar-se será dado por λ N, onde N é o número total de átomos radioativos pais, presentes no sistema. Desde que N decresce constantemente através da desintegração em uma dada amostra, o número real de átomos a se desintegrar deve decrescer com cada intervalo sucessivo de tempo na proporção de diminuição do número de átomos radioativos pais sobreviventes. O tempo de vida de um pai radioativo em um dado sistema não pode ser especificado. Em teoria é infinito. É simples, entretanto, especificar o tempo de desintegração da metade dos átomos pais radioativos em um sistema. Este tempo é chamado de meia-vida (Tabelas IV.2 e IV.3). Cada nuclídeo radioativo possui uma meia-vida única, T que relaciona à sua constante de desintegração pela expressão:
T = 0,693/λ
Tabela IV.3. Meia vida dos isótopos mais usados em datações radiométricas (Modificado de Salgado-Labouriau, 1994).
Isótopos Produto final Meia vida Minerais datados
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radioativo
estável (em anos)
Urânio - 235
chumbo - 207 713 milhões zircão, uraninita, pitchblenda
Urânio - 238
chumbo - 206 4.510 milhões
zircão, uraninita, pitchblenda
Tório - 232
chumbo - 208 14.000 milhões
Potássio - 40
argônio - 40 cálcio-40
1.300 milhões
muscovita, biotita, hornblenda
Rubídio - 87
estrôncio - 86 47.000 milhões
muscovita, biotita, microclina
Samário - 147
neodímio - 144 106.000 milhões
Carbono - 14
nitrogênio - 14 5.730 +/- 40
Cálcio - 41
cálcio - 40 100.000
IV.3. Método Radiocarbônico
O carbono - 14 (C-14) é um isótopo radiativo que ocorre normalmente na atmosfera e nos seres vivos. A sua meia-vida é de cerca de 5.730 anos (Tabela IV.2), o que significa que este método só pode ser utilizado para o Quaternário Tardio.
O carbono - 14 apresenta uma peculiaridade muito especial. Ele está sendo criado continuamente na parte alta da atmosfera, a cerca de 15 km acima da superfície da Terra. Átomos de nitrogênio - 14 (N-14) são bombardeados constantemente por raios cósmicos nesta altitude, o que faz com que cada núcleo absorva um neutron, emita um próton e se transforme em carbono - 14. Este carbono recém criado é imediatamente incorporado ao gás carbônico (CO2) atmosférico e é assimilado no ciclo de carbono dos seres vivos. Eventualmente, o C-14 decai novamente a N-14.
Tabela IV.4. Série de decaimento do urânio (238U e 235U).
Nuclídeo Meia-vida anos
Nuclídeo Meia-vida anos
urânio - 238
urânio -
234
tório - 230
4,51 x 109
2,5 x 105
7,52 x 104
1,62 x 103
urânio - 235
protactínio - 231
tório - 227
rádio - 223
7,13 x 108
3,24 x 104
18,6 dias
11,1 dias
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84
rádio - 226
radônio - 222
chumbo -
210
polônio - 210
chumbo -
206
3,83 dias
22
138
estável
chumbo - 207
estável
Na década de 50 W. Libby criou o método de datação por radiocarbono. Pelo processo de fotossíntese as plantas removem o gás carbônico da atmosfera. Como C-12, C-13 e C-14 estão em equilíbrio, a atmosfera, o mar, as plantas e os animais vivos têm estes isótopos em equilíbrio dinâmico. Quando um organismo morre, ele para de absorver CO2 e lentamente a proporção de C-14 diminui no corpo por decaimento radioativo. O método de datação criado por Libby, não mede a quantidade de isótopo estável produzido pelo decaimento radioativo, como as técnicas com isótopos de longa-vida. O que se mede é a quantidade de C-14 que restou na matéria orgânica morta (Salgado-Labouriau, 1994).
Como o C-14 tem meia-vida muito curta, a datação máxima possível fica geralmente entre 25 e 30 mil anos A.P., dependendo do método empregado na detecção do C-14 residual e da quantidade da amostra. Somente em casos especiais, quando é possível conseguir uma grande quantidade de matéria orgânica para datar (pelo menos 1 kg de sedimento úmido), a datação pela radiação emitida pode se estender até o limite do método (entre cerca de 70 - 75 mil anos).
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