CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA
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GEOLOGIA E MINERALOGIA Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile Elaborada por: Prof. Dr. José Marques Junior
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GEOLOGIA E MINERALOGIA<br />
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile<br />
Elaborada por: Prof. Dr. José Marques Junior
Conteúdo<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 1 - O <strong>SOLO</strong> E O <strong>ECOSSISTEMA</strong> ........................................................ 1<br />
1.1. Introdução .................................................................................................... 1<br />
1.2. Os Solos nos Ecossistemas ........................................................................ 4<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 2 - ESPÉCIE MINERAL ....................................................................... 8<br />
2.1. Introdução .................................................................................................... 8<br />
2.2. Noções de cristalografia .............................................................................. 8<br />
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária ................................................................ 8<br />
2.2.2. Sistemas Cristalinos ............................................................................ 11<br />
2.3. Princípio da coordenação .......................................................................... 14<br />
2.4. Substituição Iônica ..................................................................................... 18<br />
2.5. Espécie Mineral ......................................................................................... 20<br />
2.6. Classificação das espécies minerais ......................................................... 21<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 3 - INTEMPERISMO .......................................................................... 26<br />
3.1. Considerações Gerais ............................................................................... 26<br />
3.1.1. Trabalho de Goldich (1938) ................................................................. 27<br />
3.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) ............................................................ 32<br />
3.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo .............................................. 34<br />
3.2.1. Intemperismo Físico ............................................................................ 34<br />
3.2.2. Intemperismo Químico ........................................................................ 37<br />
3.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas ........................................... 45<br />
3.3.1. Alguns exemplos ................................................................................. 45<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 4 - ROCHAS MAGMÁTICAS ............................................................. 48<br />
4.1. Introdução .................................................................................................. 48<br />
4.2 Origens e tipos fundamentais de magmas .................................................. 49<br />
4.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas............................... 53<br />
4.4. Resfriamento do Magma ............................................................................ 55<br />
4.4.1. Estágios de Resfriamento ................................................................... 55<br />
4.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico) ......................................... 56<br />
4.4.1.2. Estágio Hidrotermal .......................................................................... 56<br />
4.4.2.Textura das rochas magmáticas .......................................................... 56<br />
4.5. Seqüência de Cristalização ....................................................................... 57<br />
4.6. Principais Rochas Magmáticas .................................................................. 59<br />
4.6.1. Família Granito - Riólito ....................................................................... 59<br />
4.6.2. Família Diorito - Andesito .................................................................... 60<br />
4.6.3. Família Gabro-Basalto ........................................................................ 60<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 5 - ROCHAS SEDIMENTARES ......................................................... 62<br />
5.1. Introdução .................................................................................................. 62<br />
5.2. Ciclo Sedimentar ....................................................................................... 64<br />
5.3. Composição ............................................................................................... 69<br />
5.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares ......................................... 71<br />
5.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem ................................. 72<br />
5.5.1. Ambientes Deposicionais .................................................................... 72<br />
5.5.2. Formação da Paisagem ...................................................................... 74<br />
5.6. Classificação .............................................................................................. 75<br />
5.6.1. Rochas Clásticas................................................................................. 76<br />
5.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas ....................................... 81<br />
5.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química ...................................... 81<br />
i
5.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas ...................................................... 82<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 6 - ROCHAS METAMÓRFICAS ........................................................ 84<br />
6.1. Introdução .................................................................................................. 84<br />
6.2. Tipos de Metamorfismo ............................................................................. 86<br />
6.2.1. Metamorfismo de Contato ................................................................... 86<br />
6.2.2. Metamorfismo Regional ...................................................................... 87<br />
6.3. Foliação ..................................................................................................... 88<br />
6.4. Classificação das Rochas Metamórficas ................................................... 88<br />
6.4.1. Ardósias .............................................................................................. 89<br />
6.4.2. Filitos ................................................................................................... 90<br />
6.4.3. Xistos .................................................................................................. 90<br />
6.4.4. Gnaisses ............................................................................................. 91<br />
6.4.5. Metaconglomerados ............................................................................ 91<br />
6.4.6. Quartzito .............................................................................................. 92<br />
6.4.7. Mármore .............................................................................................. 92<br />
6.4.8 Anfibólios .............................................................................................. 93<br />
6.4.9. Itabiritos ............................................................................................... 93<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 7 - MINERALOGIA DE <strong>SOLO</strong>S ......................................................... 95<br />
7.1. Introdução .................................................................................................. 95<br />
7.2. Minerais do Solo ........................................................................................ 97<br />
7.2.1. Cascalho e Areia ................................................................................. 99<br />
7.2.2. Silte ................................................................................................... 100<br />
7.2.3. Argila ................................................................................................. 101<br />
7.3. Relembrando outros capítulos... .............................................................. 101<br />
7.3.1. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo<br />
.................................................................................................................... 102<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 8 - MODELO DE EVOLUÇÃO DOS <strong>SOLO</strong>S ................................... 105<br />
8.1. Seqüência Cronológica ............................................................................ 105<br />
8.2. Sequência Litológica ...................................... Erro! Indicador não definido.<br />
8.3. Modelo de Evolução dos Solos ................................................................ 107<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 9 - NOÇÕES SOBRE GEOLOGIA HISTÓRICA E GEOLOGIA DO<br />
ESTADO DE SÃO PAULO. ................................................................................ 111<br />
9.1. O Tempo Geológico ................................................................................. 111<br />
9.2. Esboço Geológico do Brasil ..................................................................... 118<br />
9.3. Bacias Sedimentares ............................................................................... 119<br />
10. BIBLIOGRAFIA CONSULTADA ................................................................... 129<br />
ii
1.1. Introdução<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 1 - O <strong>SOLO</strong> E O <strong>ECOSSISTEMA</strong><br />
A agricultura é a exploração da energia solar possível pelo suprimento<br />
adequado de água e nutrientes para manter o crescimento das plantas<br />
(MONTEITH, 1958).<br />
O comportamento das plantas quer sejam pertencente à vegetação natural<br />
ou as referentes aos ecossistemas agrícolas, depende de uma série de fatores<br />
diretos ou qualidades do ambiente (Tabela 1). Estas qualidades, por sua vez,<br />
dependem de fatores indiretos.<br />
Tabela 1- Qualidades ecológicas do ambiente agrícola e seus fatores<br />
determinantes (Resende, 1988).<br />
Abióticos<br />
Agrícolas<br />
Bióticos<br />
Qualidade do ambiente Fatores determinantes<br />
quanto a fatores diretos destas qualidades (indiretos)<br />
Latitude, altitude, exposição,<br />
cobertura vegetal,<br />
R - Radiação solar<br />
nebulosidade, unidade<br />
atmosférica,<br />
atmosférica<br />
poluição<br />
A - Água<br />
Precipitação,<br />
evapotranspiração, solo, planta<br />
T - Temperatura<br />
Latitude, altitude, exposição e<br />
constituição do solo<br />
O - Oxigênio<br />
Drenagem e permeabilidade do<br />
solo<br />
G – Gás Carbônico<br />
Organismos, latitude, altitude,<br />
exposição e atividade industrial<br />
V - Vento<br />
Exposição, latitude, altitude,<br />
relevo, continentabilidade<br />
N - Nutrientes Solo, organismos, clima<br />
E - Suscetibilidade á erosão<br />
Precipitação, solo<br />
relevo), cobertura<br />
Relevo, textura,<br />
(inclui<br />
M - Impedimento à mecanização pedregosidade, drenagem, tipo<br />
de arqila<br />
P - Pragas<br />
D - Doenças<br />
H - Homem<br />
As qualidades se interdependem fortemente. Os nutrientes constituem uma<br />
destas qualidades. As inter - relações de dependência entre os nutrientes (N) e os<br />
fatores indiretos (solo, organismos, clima) e ainda as inter - relações entre<br />
nutrientes e outros fatores diretos, tais como radiação solar (R), água (A),<br />
1
temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente<br />
(a) (b)<br />
ORGANISMOS<br />
Figura 1- Esquema mostrando nutrientes como dependendo (a) genericamente do solo, clima e<br />
organismos, (b) das interações com outras qualidades do ambiente, como radiação<br />
(R), água (A), temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E) (Resende, 1988)<br />
O homem diante de seus problemas ambientais tem assumido duas<br />
atitudes: ou os enfrente tentando reduzi-los (práticas de redução), ou busca<br />
conviver com os mesmos (práticas de convivência). A adubação e a irrigação são<br />
práticas de redução dos problemas de deficiência de nutrientes e água,<br />
respectivamente. O uso de variedades tolerantes mostra o uso de práticas de<br />
convivência.<br />
NUTRIENTES<br />
<strong>SOLO</strong> CLIMA<br />
R<br />
A<br />
T<br />
NUTRIENTES<br />
2<br />
O E
Tabela 2. Classificação das práticas agrícolas, em práticas de redução e de convivência. Estão<br />
excluídos os deltas biológicos (pragas, doenças, etc), geográficos (localização, transporte etc.) e<br />
socioeconômicos.<br />
Deltas Práticas de redução Práticas de Convivência<br />
Nutrientes, ∆F Adubação, calagem, aplicação de<br />
gesso, adubação verde etc.<br />
Espécies e variedades selecionadas;<br />
agricultura nômade com pousio e<br />
queima<br />
Água, ∆A Irrigação, "mulch", terraços, sulcos Espécies e variedades selecionadas;<br />
coso lavoura seca; plantas de ciclo<br />
curto e época de plantio; culturas em<br />
faixas; "mulch".<br />
Oxigênio, ∆O Drenagem, enleiramento. Espécies (arroz) e variedades<br />
Erosão, ∆E Terraceamento, cordões em<br />
contorno, terraços em patamar,<br />
banco ou escada; banquetas<br />
individuais; cultivos alternados;<br />
enleiramentos permanentes;<br />
valetamento; coveamento e<br />
encordoamento do mato.<br />
Mecanização, ∆M Pouco usadas: nivelamento de<br />
terreno; preparo de terraços;<br />
retirada de pedras.<br />
Tempeartura, ∆T Mulch", sombreamento, combate à<br />
geada, estufa, estufim (fermen-<br />
tação de material orgânico e co-<br />
bertura plástica).<br />
Luminosidade, ∆L Estufas, sombreamento, pintar<br />
branco.<br />
Gás carbônico,∆C Direcionamento, decomposição<br />
biológica.<br />
selecionadas;<br />
Semeadura em curvas de nível;<br />
cultura em faixas; cobertura do<br />
terraço; cultivos alternados; renques<br />
de vegetação cerrada; agricultura<br />
nômade, pequenos talhões;<br />
consorciação de culturas<br />
Ajustes dos implementos cada vez<br />
mais levem até a tração animal e<br />
mesmo implementos manuais,<br />
conforme o agravametno do desvio.<br />
Ajuste do implemento (tamanho das<br />
rodas, pro exemplo).<br />
Espécies e variedades selecionadas;<br />
época de plantio; profundidade de<br />
plantio.<br />
Espécies e variedades selecionadas;<br />
época de plantio; sombreamento.<br />
Espécies, variedades e espaçamento<br />
Vento, ∆V Quebra-vento, alinhamento Espécies e variedades selecionadas;<br />
trato conforme hora do dia.<br />
3
Poder-se-ia, por exemplo, representar esses problemas em forma de um<br />
tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a<br />
base.<br />
Figura 2. Inter-relações representadas pelo tetraedro (Resende, 1982)<br />
1.2. Os Solos nos Ecossistemas<br />
A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição<br />
peculiar - Pedosfera.<br />
Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera.<br />
(Resende, 1988)<br />
Organismos<br />
Solo Clima<br />
Pedosfera<br />
Influência dos aspectos<br />
sócioeconómicos<br />
Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as<br />
relações solo-planta sem esta atenção para o funcionamento global deste<br />
sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e<br />
4
permite, por exemplo, o entendimento da ocorrência de um solo pobre e<br />
vegetação rica numa região pluviosa (Floresta Amazônica) e solo pobre numa<br />
região com deficiência de água (Cerrado).<br />
Figura 4. Esquema mostrando o ecossistema (tessela) formado de fitotessela e pedotessela. A<br />
ecotessela pode ser rica em nutrientes, estando estes praticamente só na fitotessela<br />
(floresta amazônica) ou na pedotessela (caatinga) (Resende, 1988).<br />
Os solos mais profundos permitem a existência de um ecossistema mais<br />
estável (Figura 5).<br />
5
Figura 5. Esquema simplificado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições<br />
adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior<br />
parte de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é<br />
regra, predominam espécies capazes de vencer a competição por espaço, usando<br />
maior quantidade de energia na especialização de funções. (Modificado de<br />
PASCHOAL, 1987)<br />
Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das<br />
forças bioclimáticas que transformam a rocha em solo, determina grandes<br />
variações no solo.<br />
Figura 6. Fatores de formação do solo e pedogênese.<br />
Quando as forças bioclimáticas são pouco intensas, como numa região<br />
mais seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os<br />
6
Latossolos - tendem a não existir e os imediatamente mais novos ocupam as suas<br />
posições.<br />
A heterogeneidade de ambientes é, portanto, menor nos solos mais velhos<br />
(Chapadões do Planalto Central) e maiores nos solos mais jovens. No Agreste<br />
Pernambucano, por exemplo, numa mesma propriedade existem solos que se<br />
prestam a pastagem (capim-raiz), enquanto a mandioca, muito importante na<br />
fabricação da farinha, só pode ser plantada nos solos mais profundos.<br />
Essas idéias sobre a relação do solo com o ecossistema foram extraídas<br />
da apostila: Solos Tropicais, de autoria do Prof. Mauro Resende (NEPUT-Viçosa-<br />
MG). Julgamos de extrema importância situar a litosfera no contexto global do<br />
ecossistema. O entendimento da sua interação com as demais esferas permite<br />
visualizar as complexas fases de evolução do ecossistema sintetizadas nos<br />
atributos do solo.<br />
7
2.1. Introdução<br />
<strong>CAPÍTULO</strong> 2 - ESPÉCIE MINERAL<br />
Espécie mineral é qualquer fase cristalina de natureza inorgânica. Essa<br />
definição impõe de imediato, as 3 condições necessárias e suficientes para definir<br />
espécie mineral: a - caráter inorgânico; b - ocorrência natural; c - estrutura<br />
cristalina. Qualquer parte do universo que preencha essas 3 condições é<br />
espécie mineral.<br />
As rochas e os solos são formados, na sua quase totalidade, de minerais<br />
de diferentes espécies. Todos os minerais têm em comum o fato de possuírem<br />
estrutura cristalina. As propriedades de cada mineral decorrem da sua<br />
composição química e da natureza cristalina, ou seja, da sua condição de cristal.<br />
Então, o conhecimento do estado cristalino é fundamental para o estudo de<br />
mineralogia e, portanto, dos solos.<br />
2.2. Noções de cristalografia<br />
A cristalografia é uma ciência que estuda o estado cristalino e foi<br />
desenvolvido inicialmente como um ramo da mineralogia que estuda a estrutura<br />
interna, a forma externa e as leis que governam o crescimento de cristais.<br />
Todos os minerais têm uma determinada estrutura cristalina, isto é, seus<br />
íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espécie. Isto equivale<br />
a dizer que cada espécie mineral pertence a um determinado sistema e possui<br />
uma cela unitária específica.<br />
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária<br />
A característica fundamental do estado cristalino é o arranjo regular dos<br />
átomos, moléculas ou íons nas três direções do espaço. À distância, a partir da<br />
origem comum, a cada um dos átomos situados nos eixos cristalográficos X, Y e<br />
Z definem os parâmetros ao, bo e co da cela unitária (Figura 7). Os eixos cristalo-<br />
gráficos definem os ângulos a, β e γ, que combinados com os parâmetros<br />
caracterizam as substâncias cristalinas.<br />
8
Figura 7 - Eixos cristalográficos X, Y e Z, parâmetros e cela unitária.<br />
Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara:<br />
- Estrutura cristalina: minerais de arranjo atômicos (e moleculares)<br />
regulares de grande extensão em três dimensões.<br />
- Estrutura não cristalina: não há o padrão anterior e o ordenamento dos<br />
átomos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana.<br />
- Estrutura para-cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo<br />
menos uma direção cristalográfica. Ex.: lwojolita.<br />
Cela unitária: o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal<br />
pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional,<br />
denominada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma<br />
e o tamanho da cela unitária são especificados pelo comprimento de suas arestas<br />
e os ângulos entre as mesmas (Figura 8).<br />
Figura 8 - Representação da cela unitária em cristal de goethita.<br />
9
- Distância interplanar: é a distância entre dois planos paralelos do retículo<br />
cristalino, os quais contêm átomos, moléculas ou íons e podem ser traçados<br />
arbitrariamente (Figura 9). À distância interplanar é representada pela letra d e<br />
medida em angstrom, que é igual a 10 -8 cm.<br />
Figura 9 - Representação do retículo cristalino, assinalando-se algumas famílias de planos<br />
possíveis, com as distâncias interplanares d correspondentes.<br />
- Espaçamento basal: é um certo d que separa planos do retículo perpendicular<br />
ao eixo cristalográfico Z, e que nos argilominerais é um plano de fraqueza pelo<br />
qual o mineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última<br />
propriedade denomina-se clivagem (Figura 10).<br />
Figura 10 - Planos de clivagem da mica.<br />
10
- Cristais onisotrópicos - características podem variar nas diferentes direções<br />
cristalográficas.<br />
- Desordem estrutural: a repetição infinita do padrão de átomos representa o<br />
cristal ideal teórico. De fato, o cristal real apresenta desvios em relação ao ideal,<br />
que se esboçam como defeitos estruturais, os quais são muito comuns em<br />
minerais dos solos. Algumas causas: (a) variação na composição atômica de uma<br />
cela para outra; (b) deslocamentos direcionais de camadas que produzem<br />
diferentes arranjos no seu empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de<br />
camadas formando estruturas mistas, etc.<br />
2.2.2. Sistemas Cristalinos<br />
Sistema Cristalino: dividindo-se o espaço com três planos, podemos<br />
produzir celas unitárias de vários tipos, dependendo como arranjamos esses<br />
planos. Por exemplo, se os planos nas três direções estão espaçados de igual<br />
distância e mutuamente perpendiculares, a cela unitária será cúbica. Neste caso,<br />
as dimensões a, b e c são iguais e os ângulos entre eles são retos, ou a=b=c; e<br />
a=p=y=90 o . Atribuindo valores especiais ao comprimento dos eixos e ângulos,<br />
podem-se produzir celas unitárias de vários tipos e conseqüentemente vários<br />
tipos de redes, desde que os pontos das redes estejam localizados nas arestas<br />
das celas. Utilizando critérios básicos de simetria, pode-se provar que apenas<br />
sete tipos diferentes de celas são necessários para abranger todas as redes<br />
possíveis. Estas redes correspondem aos sete sistemas cristalinos, pelos quais<br />
todos os cristais podem ser classificados.<br />
Algumas das 32 classes de cristais possuem características de simetria em<br />
comum com outras, o que permite sua transferência para grupos maiores<br />
denominados sistemas cristalinos. Os seis sistemas cristalinos estão relacionados<br />
abaixo com os eixos cristalográficos e a simetria característica de cada um.<br />
Simetria isométrico - todos os cristais deste sistema possuem quatro<br />
eixos ternários de simetria e são referidos aos três eixos perpendiculares entre si,<br />
de comprimentos iguais (Figura 11).<br />
Sistema hexagonal - todos os cristais deste sistema têm um eixo de<br />
simetria único ternário ou senário. Eles são referidos a quatro eixos<br />
11
cristalográficos, três eixos horizontais, iguais, cortam-se em ângulos de 120°, o<br />
quarto é de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três<br />
(Figura 11).<br />
Sistema tetragonal - um único eixo de simetria quaternário caracteriza os<br />
cristais deste sistema. Os cristais são referidos a três eixos mutuamente<br />
perpendiculares; os dois eixos horizontais são de comprimento igual, mas o eixo<br />
vertical é mais curto, ou mais longo, do que os outros dois (Figura 11).<br />
Sistema ortorrômbico - este sistema apresenta três elementos de<br />
simetria binária, isto é, planos de simetria ou eixos de simetria binários. São<br />
referidos aos três eixos perpendiculares entre si, todos de comprimento diferente<br />
(Figura 12).<br />
Sistema monoclínico - estes cristais são caracterizados por um eixo de<br />
simetria único, binário, ou por um plano de simetria único, ou pela combinação de<br />
um eixo binário e um plano de simetria. Os cristais são referidos aos três eixos<br />
desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo oblíquo,<br />
sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (Figura 12).<br />
Sistema triclínico - possui um eixo de simetria unitário como sua única<br />
simetria. Este pode ser um eixo simples rotatório, ou um eixo unitário de inversão<br />
rotatória (Figura 12).<br />
12
Figura 11 - Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbico ou<br />
isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos<br />
ângulos. a, 13 e y correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão<br />
representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral<br />
que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988).<br />
13
Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, que se cortam formando<br />
ângulos oblíquos (Figura 12).<br />
Figura 12 - Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (O) ortorrômbico,<br />
clínico, (F) triclínico (Popp, 1988).<br />
2.3. Princípio da coordenação<br />
A formação dos minerais não é casual, obedece a certas regras e teorias,<br />
das quais o princípio de coordenação é uma das mais importantes.<br />
Qualquer que seja o processo de gênese (solução, fusão, sublimação, etc.)<br />
ao ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os íons iguais adquirem<br />
14
vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá-se o<br />
nome de coordenação - cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior<br />
número possível de íons de carga contrária, ligando-se de modo igual a todos<br />
eles.<br />
Número de coordenação (NC) é o número de íons de carga contrária ao<br />
redor do íon coordenador, isto é, é o número de vértices do poliedro de<br />
coordenação.<br />
Na caulinita, por exemplo, o NC de Si 4+ em relação a O 2- é 4 e o NC de Al 3+<br />
em relação à OH - é 6. (Figura 13).<br />
Figura 13. Estrutura espacial da caulinita.<br />
O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos<br />
tamanhos relativos dos íons coordenadores e coordenados. Trata-se, em<br />
essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de<br />
outra, de raio diferente.<br />
Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 8 íons flúor<br />
(coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 4 íons<br />
cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro e<br />
íons flúor em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF2<br />
com as valências usuais do Ca e do F.<br />
No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das esferas em valor<br />
absoluto, mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenado<br />
15
se expressa pela relação de raios, RC/RA, onde RC é o raio do cátion e RA o raio<br />
do ânion, em unidades "angstrom". Entretanto, se o íon coordenador for Si +4 e os<br />
íons coordenados forem O 2- , a relação de raios será RSi 4+ /RO 2- = 0,42 Å/1,40 Å =<br />
0,3. Sempre que tiver esfera cujos raios estejam nessa relação, é possível a sua<br />
participação na configuração tetraédrica.<br />
Em resumo, são os seguintes tipos mais freqüentes de coordenação nos<br />
minerais e seus respectivos limites de estabilidade.<br />
NC TIPO DE COORDENAÇÃO RELAÇÃO DE RAIOS<br />
12 cúbica compactada 1<br />
8 cúbica 1 a 0,73<br />
6 octaédrica 0,73 a 0,41<br />
4 tetraédrica 0,41 a 0,22<br />
3 triangular 0,22 a 0,15<br />
2 linear < 0,15<br />
Na Figura 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de<br />
coordenação.<br />
16
Figura 14 - Esquema dos principais tipos de coordenação<br />
A Tabela 3 mostra os valores de NC calculados, observados na estrutura<br />
dos principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O 2- (RO 2- = 1,40<br />
Å).<br />
17
Tabela 3. Número de coordenação dos prinicpais cátions em relação ao O 2- (RO 2- = 1,40 Å).<br />
2.4. Substituição Iônica<br />
Na natureza, as espécies minerais formam-se a partir de sistemas de<br />
composição química muito complexa, de maneira que existe sempre a<br />
possibilidade de um íon ser substituído por outro, durante a formação de uma<br />
determinada espécie mineral. Ocorrem variações em suas composições químicas,<br />
podendo atingir grandes proporções. A análise química de olivinas (Mg, Fe)2.SiO4,<br />
mostra, nos diferentes exemplares, grande variação nos teores de Fe e Mg.<br />
Conhecem-se olivinas de composições variando desde Mg2SiO4 até Fe2SiO4, com<br />
todos os teores intermediários de Mg e Fe. Aparentemente estranhos à<br />
composição química do mineral, não são considerados como impurezas<br />
localizadas em interstícios da grade cristalina, mas fazem parte da estrutura do<br />
mineral, ocupando o lugar de outro cátion. Na olivina, Mg e Fe ocupam posições<br />
equivalentes nos centros de octaedros de coordenação. Na magnetita, Mn, Mg,<br />
Zn e Ni ocupam posições iguais às de Fe.<br />
O fenômeno é chamado substituição iônica. Ao contrário do que a palavra<br />
substituição sugere não se trata da saída de um íon do retículo cristalino e da<br />
entrada de outro no seu lugar. O fenômeno ocorre no momento da formação do<br />
mineral: ao se reunirem cátions e ânions para formar as vizinhanças, cuja<br />
18
epetição ordenada formará o mineral, um determinado sítio da estrutura pode ser<br />
ocupado por qualquer íon que preencha as condições de tamanho e carga<br />
requeridas pelo edifício cristalino e que esteja disponível no ambiente de<br />
formação.<br />
Embora a substituição iônica seja mais freqüente entre os cátions, também<br />
é comum entre ânions. Na apatita Ca5 (F, CI, OH) (PO4)3, os ânions F, OH - e Cl -<br />
substituem-se mutuamente em todas as proporções. A predominância de um<br />
ânion sobre os demais caracterizará um fluorapatita, cloroapatita ou<br />
hidroxiapatita. Ainda nos fosfatos, é comum a substituição de (PO4) 3- por (AsO4) 3-<br />
ou VO3) 3- em qualquer proporção.<br />
A substituição iônica em minerais leva à formação de soluções sólidas, que<br />
são verdadeiras soluções de um sólido em outro. O cristal é perfeitamente<br />
homogêneo e nele não se reconhecem partes de um sólido ou de outro. É,<br />
portanto, a formação de soluções sólidas e é função principalmente do tamanho<br />
dos íons envolvidos. A presença de um íon na estrutura está condicionada a uma<br />
exigência de espaço, que deve ser suficiente para comportar o seu tamanho.<br />
A substituição iônica entre íons de tamanho diferente é afetada pela<br />
temperatura e é facilitada quando os íons envolvidos têm a mesma carga elétrica<br />
(valência). Esse fator, entretanto, não é limitante quando a diferença de carga for<br />
igual a 1.<br />
Substituições entre íons de cargas diferentes ocorrem paralelamente a<br />
outras substituições compensatórias.<br />
Geralmente, diferenças de cargas superiores a 1 dificultam ou impedem<br />
substituições, possivelmente por dificuldades no restabelecimento do equilíbrio de<br />
cargas, mesmo quando o tamanho não é fator limitante.<br />
As substituições iônicas de cátions de maior valência por cátions de menor<br />
valência nem sempre são compensadas na estrutura de alguns minerais,<br />
principalmente nos minerais de argila, resultando, como conseqüência um<br />
excesso de cargas negativas.<br />
A quantidade de cargas negativas existentes no solo é medida pela<br />
Capacidade de Troca de Cátions - CTC. É expressa em equivalentes miligramas<br />
por 100 gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido à substituição<br />
iônica é chamada de CTC permanente.<br />
19
Na Tabela 4 encontram-se valores da CTC permanente de alguns minerais<br />
comuns do solo.<br />
Tabela 4 - Capacidade de Troca de Cátions - CTC - permanente de alguns minerais comuns do solo.<br />
Mineral CTC permanente (meq/100 g)<br />
MONTMORILONITA (ESMECITA) 112<br />
VERMICULlTA 85<br />
ILITA 11<br />
CAOLlNITA 1<br />
GIBBSITA 0<br />
GOETHITA 0<br />
A quantidade e o tipo de carga existente no solo são de extrema<br />
importância, pois se relaciona com inúmeras propriedades químicas e físico-<br />
químicas dos solos, principalmente relacionadas à sua fertilidade.<br />
2.5. Espécie Mineral<br />
Espécie mineral é qualquer fase cristalina da natureza inorgânica. As<br />
condições desta definição admitem as seguintes considerações:<br />
orgânicas.<br />
a) caráter inorgânico. Estão excluídas da definição todas as substâncias<br />
b) ocorrência natural. Excluem-se da definição todas as substâncias<br />
elaboradas pelo homem. Toda espécie mineral ocorre espontaneamente na<br />
natureza inorgânica.<br />
c) composição química. Toda espécie mineral tem composição química e<br />
definida, comum a todos os cristais da espécie.<br />
d) estrutura cristalina. Todos os minerais têm uma determinada estrutura<br />
cristalina, isto é, seus íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da<br />
espécie. Isto equivale a dizer que cada espécie mineral pertence a um<br />
determinado o sistema e possui uma cela unitária específica.<br />
20
PROPRIEDADES ESSENCIAIS<br />
A composição química e a natureza da estrutura cristalina são as<br />
propriedades essenciais de uma espécie mineral, uma vez que é da interação que<br />
resulta o conjunto de propriedades da espécie.<br />
Decorrem, então, os princípios básicos da Mineralogia:<br />
1) Cada espécie mineral possui um conjunto de propriedades que a<br />
distingue das demais.<br />
2) Cada cristal de uma mesma espécie mineral exibe o mesmo conjunto de<br />
"propriedades, onde quer que se encontre e independentemente do seu tamanho.<br />
2.6. Classificação das espécies minerais<br />
O critério de classificação consiste em pelo menos um atributo comum<br />
entre um dos elementos de uma mesma classe.<br />
classificação;<br />
O critério utilizado pode obedecer ao objetivo a que se destina a<br />
a) Características cristalográficas. Os minerais podem ser classificados<br />
dentro dos 6 sistemas já descritos: minerais isométricos, tetragonais, hexagonais,<br />
ortorrômbicos, monoclínicos e triclínicos .<br />
b) Propriedades físicas. Qualquer propriedade física pode ser usada como<br />
critério de classificação: densidade, cor, dureza, brilho, etc.<br />
c) Elementos presentes. Reúnem-se em uma mesma classe, minerais<br />
contendo o mesmo elemento.<br />
d) Processo genético. Agrupam seus minerais de acordo com o seu<br />
processo de gênese: magmático, metamórfico, sedimentar, pneumotolítico,<br />
hidroternal, etc.<br />
e) Composição química. As espécies são classificadas de acordo com a<br />
natureza do grupo aniônico, o que confere à classificação uma precisão e<br />
coerência que outros critérios não possuem.<br />
Na tabela 5 estão representadas as principais classes de classificação dos<br />
minerais, segundo o critério de composição química.<br />
21
Tabela 5 - Classificação dos principais minerais baseados na composição química (Popp, 1988).<br />
ELEMENTOS<br />
Metais nativos Semi metais nativos<br />
Ouro Au Arsênio As<br />
Prata Ag Bismuto Bi<br />
Cobre Cu Não metais nativos<br />
Platina Pt Enxofre S<br />
Ferro Fe Diamante C<br />
SULFETOS<br />
Grafita C<br />
Argentita Ag2S Covelina CuS<br />
Calcocita Cu2S Cinábrio HgS<br />
Borita CuSFeS4 Estibina Sb2S3<br />
Galena PbS Pirita FeS2<br />
Blenda ZnS Marcasita FeS2<br />
Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita FeAsS<br />
Pirotita Fe1_XS Molibdenita MoS2<br />
Niquelita NiAs<br />
SULFOSSAIS<br />
Polibasita (Ag, Cu)16Sb2S11<br />
ÓXIDOS HIDRÓXIDOS<br />
Óxidos anídricos Óxidos hidratados<br />
Cuprita Cu2O Diásporio AIO(OH)<br />
Gelo H2O Goethita FeO(OH)<br />
Zincita ZnO Manganita MnO(OH)<br />
Corimon AI2O3 Limonita FeO(OH)+nH2O<br />
Hematita Fe2O3 Bauxita AI(OH)3<br />
Ilmenita FeTiO3 Psilomelano (Ba,H20)4 Mn10 020<br />
Espinélio MgAI2O3<br />
Magnetita Fe3O4<br />
Franclinita (Fe, Zn, Mn) (Fe,Mg)O3<br />
Cromita FeCr2O4<br />
Crisoberilo BeAI2O4<br />
Cassiterira SnO2<br />
Rutilo TiO2<br />
Pirolusita MnO2<br />
Columbita (Fe, Mn) (Cb, Ta)2O6<br />
Uraninita UO2<br />
22
SAIS HALÓGENOS<br />
São compostos dos halógenos f1úor, cloro, bromo e iodo com metais<br />
Halita NaCI<br />
Silvita KCI<br />
Fluorita CaF2<br />
CARBONATOS<br />
Grupo da Calcita Grupo da argonita<br />
Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3<br />
Dolomita CaMg (CO3)2 Witherita BaCO3<br />
Magnesita MgCO3 Estrontianita SrCO3<br />
Siderita FeCO3 Cerussita PbCO3<br />
Rodocrosita MnCO3<br />
Smithsonita ZnCO3 Carbonatos básicos de cobre<br />
NITRATOS<br />
Nitrato de sódio NaNO3<br />
Nitro KNO3<br />
BORATOS<br />
Boracita Mg3B7O13Cl<br />
Bórax Na2B4O7.10H2O<br />
SULFATOS E CROMATOS<br />
Malaquita CU2CO3 (OH)2<br />
Azurita CU3(CO3)2 (OH)2<br />
Sulfatos anídricos Sulfatos básicos e hidratados<br />
Glauberita Na2Ca (SO4)2 Gipsita CaSO4 . 2H2O<br />
Barita BaSO4 Jarosita KFe(SO4)2(OH)6<br />
Celestita SrSO4<br />
Anglesita PbSO4<br />
Anidrita CaSO4<br />
Crocoíta PbCrSO4<br />
FOSFATOS, ARSENIATOS E<br />
VANADATOS<br />
TUNGSTATOS E MOLlBDATOS<br />
Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4<br />
Apatita Ca (F, CI, OH) (PO4)3 Seheelita CaWO4<br />
Piromorfita Pbs (PO4, AsO4)3 CI Wulfenita PbMoO4<br />
Turquesa CuAI6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O<br />
Vanadinita Pbs (VO4)3 CI<br />
Mimetita Pbs (AsO4, PO4)3 CI<br />
23
(Tectossilicatos)<br />
Grupo do quartzo<br />
Quartzo SiO2<br />
Tridimita SiO2<br />
Cristobalita SiO2<br />
Opala SiO2 . nH2O<br />
Grupo dos Feldspatos<br />
Ortoclásio KAISisOa<br />
Microclínio KAISisO8<br />
Albita * NaAlSisO8<br />
Oligoglásio * (Na, Ca) (AI, Si)4O8<br />
Andesina * (Na, Ca) (AI, Si)4O8<br />
Labrodorita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8<br />
Bytownita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8<br />
Anortita * CaAI2Si2O8<br />
Grupo dos feldspatóides<br />
Leucita KAISi2OS<br />
Nefelina (Na, K) (AI,Si)2 O4<br />
Sodalita Na4(AISiO4)3CI<br />
Família das zeolitas<br />
Heulandita (Ca,Na,K)s (AI,Si) Si29 O80 . 25 H2O<br />
Estibita (Ca,Nah Ais (AI ,Si) Si'4O4O. 15<br />
H2O<br />
Natrolita Na2 (AI2SisO10) . 2 H2O<br />
Analcima Na (AISi2O6) . H2O<br />
Filossilicatos<br />
Caulinita AI2Si2OS (OH)4<br />
Talco MgsSi4OlO (OH)2<br />
Serpentina MgsSi2OS (OH)4<br />
Clorita ** (Mg,Fe,AI)8 (Si,AI)4O10 . (OH)8<br />
Moscovita ** KAls Si3O10 (OH)2<br />
Biotita ** K (Mg, Fe)3 AISi3O10 (OH)2<br />
Lepidolita ** K2Li3AI4 Si7O21 (OH, F)3<br />
Inossilicatos<br />
Anfibólios<br />
Tremolita Ca2Mg5Si8O22 (OH)2<br />
Actinolita Ca2 (Mg, Fe)5Si8O22 (OH)2<br />
Hornblenda CaNa (Mg, Fe)4 (AI, Fe, Ti)3 Si6O22 (O, OH)2<br />
Piroxênios<br />
24
Diopsídio (Ca, Mg) Si2O6<br />
Augita Ca,Na) (Mg, Fe,AI) (Si, Al)2O6<br />
Enstatita MgSiO3<br />
Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3<br />
CICLOSSILICATOS<br />
Berílio<br />
Be3AI2 (SiSO18)<br />
Turmalin (Na, Ca) (AI, Fe, Li, Mg)sAI6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4<br />
Sorossilicatos<br />
Epidoto Ca2 (AI, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH)<br />
Vesuvianita Ca1O Mg2 Al4 (SiO4)5 (Si2O7)2 (OH)4<br />
Hemimorfita Zn4 (OH)2 Si2O7<br />
Neossilicatos<br />
Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4)<br />
Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3<br />
Zircão ZrSiO4<br />
* série dos plagiocásios<br />
** micas<br />
25
<strong>CAPÍTULO</strong> 3 - INTEMPERISMO<br />
3.1. Considerações Gerais<br />
Intemperismo é o processo geológico mais importante e próximo da vida do<br />
homem. Todos os dias o homem necessita comer para viver, se o alimento que<br />
ele ingere se cria ou no solo agrícola, ou nas águas de superfície da terra, ambos<br />
dos quais, obtém seu conteúdo de nutrientes inorgânicos por meio do processo<br />
de intemperismo. Por isto, a vida do homem e sua energia biológica são<br />
possíveis, somente por causa do intemperismo das rochas e minerais.<br />
Mas a energia biológica que o homem obtém do alimento criado sobre os<br />
produtos do intemperismo é excessivamente pequena quando comparada a<br />
outras energias, que ele também usa, e que devem sua origem ao intemperismo<br />
como um estágio intermediário. Assim é o caso da produção de carvão, petróleo,<br />
gás natural, minerais radioativos, etc.<br />
Neste capítulo abordaremos um dos aspectos mais importantes<br />
relacionados a mineralogia e formação dos solos.<br />
Por intemperismo entende-se, segundo BESOAIN (1985), a alteração,<br />
tanto em composição como em tamanho dos minerais e rochas da superfície<br />
terrestre que se encontram em contato com agentes da atmosfera, hidrosfera e<br />
biosfera.<br />
MILOVSKI e KANONOV (1985) definem intemperismo acrescentando o<br />
conceito de estabilidade: "O intemperismo é a soma de todos os processos, que<br />
atuam na destruição mecânica e decomposição química de rochas e minerais,<br />
que não são estáveis em condições superficiais."<br />
Sempre que falamos em estabilidade ou instabilidade estamos nos<br />
referindo, na realidade, com condições de equilíbrio ou não equilíbrio.<br />
Tomando essas duas definições como ponto de partida e lançando mão da<br />
idéia de equilíbrio poderíamos entender intemperismo da seguinte maneira:<br />
- O intemperismo é resultante da interação de rochas, minerais, biosfera,<br />
hidrosfera, etc. Cada um desses componentes será designado de fase: fase água,<br />
fase mineral, fase ar, etc. O conjunto de todas as fases recebe o nome de<br />
sistema.<br />
26
- Quando existe desequilíbrio entre as fases do sistema, estas se<br />
modificam através de reações que ocorrem entre elas. As reações ocorrem<br />
seguindo certos procedimentos ou processos.<br />
- O meio ambiente típico do intemperismo se localiza próximo à superfície,<br />
apresenta temperatura e pressão baixa (próximo a 25° C e 1 atm). Conta com<br />
presença de soluções aquosas e gases atmosféricos e, invariavelmente, está<br />
associada à menor ou maior atividade biótica.<br />
- As reações de intemperismo são termodinamicamente espontâneas<br />
(catalisadas ou não), se processam num sistema aberto e necessariamente<br />
envolvem perda de energia livre.<br />
O estudo do intemperismo é sempre muito complexo, pois envolve grande<br />
número de fases do sistema e exige um determinado tempo cronológico.<br />
Para se avaliar resultados de pesquisas sobre intemperismo, deve-se<br />
antes de tudo, considerar a metodologia utilizada e depois fazer afirmações<br />
acerca deste. A análise à esmo e a não observância de procedência e limite de<br />
validade levam à generalizações indevidas, errôneas e, perigosas, que são muito<br />
comuns quando se fala em intemperismo.<br />
A seguir serão apresentados dois trabalhos realizados em diferentes<br />
épocas por diferentes autores sobre o intemperismo. O primeiro é o clássico<br />
trabalho de Goldich, publicado em 1938.<br />
3.1.1. Trabalho de Goldich (1938)<br />
O autor define seu trabalho como uma tentativa de analisar as<br />
modificações químicas e mineralógicas que ocorrem durante o intemperismo de<br />
certas rochas de alguns locais diferentes que foram selecionados devido à<br />
facilidade de acesso pelo autor ou pela disponibilidade de amostras.<br />
GOLDICH analisou amostra de algumas rochas (granito-gnaisse, diabásio<br />
e anfibólio) química e mineralogicamente e seus respectivos produtos de<br />
alteração. Para a época, as análises foram muito completas e detalhadas e<br />
lançando mão das mais avançadas técnicas. Através de artifícios matemáticos<br />
simples e considerando o teor de AI2O3 constante durante o intemperismo,<br />
GOLDICH determinou as mudanças químicas que ocorrem durante o<br />
intemperismo (Figura 16 e Figura 17).<br />
27
Figura 16 – Ganhos e perdas de um granito/gnaisse durante o intemperismo (compoição<br />
mineralógica inicial: ortoclásio, microlina, quartzo, biotita e hornblenda). (Goldich,<br />
1938)<br />
Figura 17 - Ganhos e perdas de um diabásio durante o intemperismo (composição mineralógica<br />
inicial: plagioclásio, augita, magnetita, biotita, apatita e homblenda). (Goldich, 1938).<br />
28
Pelos gráficos percebe-s que durante o intemperismo há perda de certos<br />
elementos e o ganho de outros. E geral, o número e a quantidade de elementos<br />
perdidos, isto é, elementos que saíram das estruturas cristalinas dos minerais e<br />
foram removidos do sistema é bastante elevada. As bases Ca, Mg, K, Na e Mn<br />
são removidas em grande quantidade. Outros como o S e o P também<br />
diminuíram no granito-gnaisse. Para o aumento acentuado de P205 (Figura 17)<br />
não houve explicações. O Fe das rochas magmáticas se encontra principalmente<br />
na forma Fe+ 2 . Durante o intemperismo essa forma se oxida a Fe +3 , explicando-<br />
se dessa maneira o aumento de Fe2O3. A quantidade de água e CO2 também<br />
aumentou durante o intemperismo de forma bastante acentuada. As perdas em<br />
ordem decrescente para o granito-gnaisse foram: Na > Ca > Mg > K > P > Si > S ><br />
Fe 2+ > Mn.<br />
No caso do diabásio, as perdas em ordem decrescente foram: Fe 2+ > K ><br />
Mn > Mg > Ca > Si > Na.<br />
Observa-se que a ordem não é a mesma, mas que há tendências em<br />
comum entre as duas rochas.<br />
Fato semelhante observou-se em relação ao anfibolito.<br />
Figura 18. Ganhos e perdas durante o intemperismo de algumas rocha básicas de GOLDICH (1938)<br />
Além da composição química, Goldich estudou e quantificou<br />
mineralogicamente as rochas e seus produtos de alteração (Tabela 6).<br />
29
Tabela 6 - Composição mineralógica do granito-gnaisse e seu produto de alteração. Adaptada da<br />
Tabela 6 de GOLDICH (1938).<br />
Espécie<br />
Rocha Fresca<br />
(%)<br />
Rocha Intemperizada<br />
(%)<br />
Variação*<br />
(%)<br />
Quartzo 30 34 0<br />
Feldspato - K 19 12 -34<br />
Plagioclásio 40 1 -98<br />
Biotita 7,0 0,9 -88<br />
Hornblenda 1,0 0,02 -98<br />
Óxidos de Fe 1,5 4,3 +155<br />
Apatita 0,2 0,0 -100<br />
Caulinita 0,0 44 -<br />
* Variação % normalizada pelo quartzo<br />
Considerando o teor de quartzo constante, percebe-se que todos os<br />
minerais primários encontrados na rocha - feldspato-K, plagioclásio, biotita,<br />
hornblenda e apatita - apresentaram apreciável diminuição, formando-se em seu<br />
lugar minerais secundários, de tamanho muito pequeno (fração argila) como a<br />
caulinita, que não existia no material original, e os óxidos de Fe.<br />
Outra maneira de representar esses dados é através de diagramas de<br />
variação (Figura 19).<br />
Figura 19 - Diagrama de variação da alteração do granito-gnaisse (Goldich, 1938).<br />
30
Baseado nesses dados, na literatura existente na época e em observações<br />
e experiências profissionais, GOLDICH sugeriu uma série de estabilidade dos<br />
minerais mais comuns formadores de rochas magmáticas (Figura 20).<br />
Figura 20 - Série de estabilidade dos minerais em relação ao intemperismo (Goldich, 1938)<br />
O autor tece os seguintes comentários com relação á série de estabilidade:<br />
“ O arranjamento dos minerais nessa série de estabilidade é o mesmo da série de<br />
cristalização magmática apresentada por BOWEN 1 . Essa série, no entanto, não<br />
deve ser interpretada como uma série de reações. Não deve ser inferido que a<br />
olivina se intemperiza a piroxênio, mas que, numa rocha magmática normal<br />
contendo olivina e piroxênio, a taxa de decomposição da olivina deve ser maior<br />
do que a do piroxênio. Analogicamente, permanecendo todas as condições<br />
iguais, a e decomposição do gabro é maior do que a do granito.<br />
A Série de Bowen* reflete a estabilidade dos minerais sob condições de<br />
equilíbrio (composição, pressão e temperatura) de seu ambiente de formação.<br />
Estas condições são drasticamente diferentes das condições da superfície, onde<br />
ocorrem as reações de intemperismo. É por essa razão que os minerais se<br />
intemperizam. Talvez a diferença entre as condições de equilíbrio na hora da<br />
1 BOWEN (1922) apresentou uma série de cristalização ou solidificação das rochas magmáticas, a<br />
partir do magma no estado fluído, em ordem decrescente de temperatura. Essa série é a mesma<br />
encontrada por Goldich. Na Série de Bowen a olivina se solidifica nas temperaturas mais elevadas e o<br />
quartzo nas temperaturas mais baixas<br />
31
formação dos minerais e as existentes na superfície governe a seqüência de<br />
estabilidade.<br />
O princípio da série de estabilidade apresentada é uma generalização de<br />
informações acumuladas.<br />
A Série de Goldich é claramente empírica, no sentido de ter sido elaborada<br />
a partir de dados experimentais, não existindo base o explicação científica acerca<br />
dos princípios envolvidos.<br />
Não é possível, a partir da série de Goldich, compreender porque o quartzo<br />
é mais estável do que o plagioclásio - Ca ou a olivina, sabe-se apenas que tal<br />
comportamento é esperado nas condições normais de intemperismo.<br />
Ambos os autores referem-se à Série de Goldich como a série de<br />
estabilidade dos minerais da fração areia e silte, talvez pelo fato desses minerais<br />
serem normalmente encontrados na fração areia ou silte.<br />
3.1.2. Trabalho de Chesworth (1973)<br />
CHESWORTH (1973) utilizou como dados básicos para seu trabalho a<br />
composição média do granito de uma certa região e a composição das águas<br />
subterrâneas onde predomina esse granito.<br />
Foi assumido que as águas subterrâneas continham os componentes<br />
provenientes do intemperismo das rochas e dos solos dessa região. Essa água<br />
atuaria com um meio de mobilização ou remoção desses componentes do<br />
sistema.<br />
Tabela 7 - Média de análise parcial de granito e águas subterrâneas de regiões graníticas (% peso)<br />
GRANITO ÁGUA MÉDIA SUBTERRÂNEAS<br />
NORMALIZADO*<br />
SiO2 70,2 27,6 65,7<br />
Al2O3 14,5 0,4 1,0<br />
Fe(total) Fe2O3 2,6 0,6 1,4<br />
MgO 1,1 9,2 21,0<br />
CaO 1,1 24,3 65,1<br />
Na2O 3,3 13,0 31,0<br />
K2O 4,0 4,8 11,4<br />
* Normalizado com relação ao Al2O3. os valores expressos são relativos a uma taxa de lixiviação do<br />
Al2O3 = 1,0<br />
Um simples diagrama de subtração pode ser calculado, utilizando-se os<br />
valores normalizados como indicadores do coeficiente angular das retas, para<br />
32
demonstrar que vão permanecer após um período prolongado de intemperismo I<br />
lixiviação são SiO2, Al2O3 e Fe2O3 (Figura 21).<br />
Figura 21 - Perda de componentes de um granito em função do tempo.<br />
O SiO2, apesar de apresentar uma taxa de perda muito elevada aparece<br />
como produto final do intemperismo, devido a grande quantidade encontrada no<br />
material de origem (granito).<br />
Se a tendência do intemperismo é a perda total das bases (Ca, Mg, Na e<br />
K) resultando um sistema composto unicamente por Si, AI e Fe - chamado pelo<br />
autor de sistema residual de intemperismo - os minerais encontrados nesse<br />
sistema vão poder apresentar apenas Si, AI e Fe como cátions. Os minerais mais<br />
comuns que apresentam tal composição química seriam:<br />
- quartzo (SiO2) e as variações opala e calcedônea;<br />
- gibsita (AI (OH)3); - boemita (AI (OH));<br />
- goethita (FeO (OH)); - hematita (Fe2O3)<br />
- caulinita (Al4/Si4O10/(OH)) - haloisita (Al4Si4 (OH)8 O10 . 8H2O) e mais alguns<br />
outros de menor ocorrência.<br />
Anteriormente à perda de todas as bases, minerais diferentes dos que se<br />
enquadram no sistema residual podem ser formados apesar de terem existência<br />
apenas transitória (esse termo refere-se ao tempo geológico e não cronológico!).<br />
O esquema que o autor apresenta é bem geral não podendo ser utilizado para<br />
33
explicar casos específicos, mas a abordagem é interessante e possibilita um bom<br />
entendimento do processo geral de intemperismo.<br />
3.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo<br />
O intemperismo é dividido normalmente em intemperismo físico e químico.<br />
No intemperismo físico a rocha original desintegra-se em material de<br />
granulometria menor, sem que ocorram, contudo mudanças químicas ou<br />
mineralógicas significativas. No intemperismo químico há, além das alterações<br />
granulométricas, alterações químicas ou mineralógicas. Alguns consideram ainda<br />
o intemperismo biológico, o qual atua pela ação de organismos vivos e de<br />
produtor orgânicos sobre rochas e minerais. Como estas ações se dão através de<br />
processos físicos e de reações químicas, muitos autores o incluem nos 2<br />
primeiros.<br />
Na natureza, o intemperismo físico e químico ocorrem associados e é<br />
quase sempre difícil isolar o efeito de um ou de outro.<br />
3.2.1. Intemperismo Físico<br />
O mecanismo comum a todos os processos de intemperismo físico é o<br />
surgimento de tensões internas nas rochas suficientemente fortes para fraturá-las.<br />
Tais mecanismos visam reduzir o tamanho dos minerais, não interferindo na<br />
composição química.<br />
Os processos mais comuns do intemperismo físico são:<br />
a) Alívio de pressão devido à erosão<br />
Com a erosão do material depositado acima da rocha há um alívio de<br />
pressão fazendo com que a rocha possa se expandir (Figura 22).<br />
Esse tipo de expansão causa normalmente fraturamento em ângulos retos<br />
e relação ao sentido do alívio de pressão, desenvolvendo em fendilhamento -<br />
paralelo à superfície.<br />
34
) Expansão de água ou sais<br />
Figura 22 - Alívio de pressão e fraturamento de uma rocha<br />
A água ao se converter em gelo tem seu efeito expansivo ao redor de 10<br />
%. O máximo de pressão em que a água não consegue mais se congelar é de<br />
2.130 atm a -22°C e 678 atm a -10°C.<br />
Quando a pressão for acima desses valores, há transformação da água em<br />
gelo e conseqüentemente ocorre à expansão de 10 % (Figura 23).<br />
Para que haja ruptura de fraturamento de rochas devido à esse<br />
mecanismo, as temperaturas mais eficazes variam entre -15 e -22°C.<br />
A eficiência do efeito do congelamento vai depender do ambiente, onde a<br />
temperatura ambiente flutue nos 0°C.<br />
O mesmo efeito ocorre quando há cristalização de sais a partir de soluções<br />
supersaturadas em fendas ou outros espaços vazios da rocha.<br />
Os sais normalmente apresentam um coeficiente de expansão térmico<br />
maior do que o das rochas comuns. O fraturamento devido a maior expansão dos<br />
sais é um processo importante de desintegração física em deserto, onde a<br />
oscilação térmica é acentuada.<br />
Figura 23 - Fendilhamento provocado pelo gelo<br />
35
c) Variações Térmicas<br />
Cada mineral possui um coeficiente de dilatação térmica diferente. Tome-<br />
mos como exemplo o quartzo e o feldspato que sob mesma temperatura tem<br />
diferença no aumento de volume. Em grandes amplitudes térmicas muito<br />
repetitivas, pode ocorrer devido às dilatações diferenciadas, um enfraquecimento<br />
dos pontos de união na periferia dos cristais isolados. Com isso, haverá o<br />
desprendimento desses cristais.<br />
Tal mecanismo atua na parte mais externa das rochas, principalmente em<br />
partes angulosas, levando a um arredondamento das mesmas.<br />
Um exemplo desse tipo de ação do intemperismo seriam os matacões de<br />
esfoliações da era Pré-Cambriana no Estado de São Paulo, que são grandes<br />
rochas graníticas arredondadas de ocorrência comum (Figura 24).<br />
Em locais, onde a queima de vegetação é constante, a ação do fogo pode<br />
acelerar sobremaneira a esfoliação das rochas.<br />
Figura 24 - Formação de um matacão de esfoliação.<br />
d) Ação mecânica das raízes e outros organismos vivos<br />
As ações de expansão radicular dentro de fendas ou poros da rocha<br />
podem levá-las a um acentuado fraturamento. Em muitos solos rasos é notável o<br />
desenvolvimento de raízes em camadas mais profundas onde praticamente só<br />
encontramos rochas. A ação presente de formigas térmitas (cupins) e outros<br />
seres vivos maiores pode, em alguns casos, também exercer certa ação<br />
mecânica sobre as rochas.<br />
36
Como vimos, os processos físicos de intemperismo tendem a diminuir o<br />
tamanho das partículas. Diminuindo-se o tamanho, aumenta-se a superfície<br />
específica das partículas, acelerando e facilitando dessa maneira as reações<br />
químicas do intemperismo (quanto menor o tamanho, maior é a reatividade de<br />
uma substancia sólida).<br />
3.2.2. Intemperismo Químico<br />
O intemperismo químico consiste na modificação da composição química e<br />
mineralógica do material. Os produtos são novos minerais ou acumulações<br />
residuais de alguns minerais primários pouco solúveis.<br />
O intemperismo químico ocorre porque rochas e minerais raramente estão<br />
em equilíbrio (físico químico) com a composição da água, temperatura e pressão<br />
da superfície da terra. Os produtos que se formam a partir desse intemperismo<br />
são mais estáveis no meio ambiente da superfície. Se o meio ambiente do solo<br />
sofre novas ou contínuas alterações, assim também o farão os produtos iniciais<br />
do intemperismo. Existem vários processos pelos quais as rochas minerais<br />
comuns se intemperizam quimicamente.<br />
3.2.2.1. Processos de Intemperismo Químico<br />
a) Hidrólise<br />
dos silicatos.<br />
A hidrólise é o processo de intemperismo mais importante para a maioria<br />
No caso de minerais, a hidrólise se refere especificamente à reação entre<br />
íons H + e OH - da água e elementos ou íons do mineral de rocha. A água, ou<br />
melhor, a solução do solo, contém sempre além do H + e OH - da dissociação da<br />
água, grande quantidade de outros íons que podem também, participar das<br />
reações. A hidrólise ocorre pela substituição dos íons da superfície dos minerais<br />
por íons H + ou OH - . Com isso, há a liberação desses íons para a fase líquida e um<br />
aumento do pH da solução. Para os feldspatos, pode-se representar<br />
esquematicamente a seguinte reação:<br />
KAI Si O4 + 4 H2O → AI SiO4 (OH)4 + KOH<br />
Feldspato + água Feldspato + hidróxido de potássio<br />
37
Para um aluminosilicato a equação geral seria:<br />
Aluminosilicato + H2O + H2CO3 → mineral + cátions + OH - + HCO - 3 + H4SiO4<br />
de argila<br />
O ácido mostrado aqui é o H2CO3, mas outros ácidos, tais como os ácidos<br />
originados da decomposição da matéria orgânica, são também importantes fontes<br />
de H.<br />
Equações mais detalhadas sobre hidrólise são apresentadas a seguir:<br />
2 KAlSi3O8 + 2H + + 9H2O → H4Al2SiO4 + 4H4Si04 + 2K +<br />
(ortoclásio) (caulinita)<br />
2 KAlSi3O8 + 2H + + 12H2O → KAl3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K +<br />
(ortoclásio) (ilita)<br />
2NaAlSi3O + 2H+ + 9H2O → H4Al2SiO4 + 4H4SiO4 + 2Na +<br />
(albita) (caulinita)<br />
2NaAlSi3O + 6H+ + 28H2O → 3Na0,66Al2,66Si3,33O10(OH)2+ 14H4SiO4 + 6Na +<br />
(albita) (montmorilonita)<br />
Os cátions podem permanecer no solo como integrante da grade cristalina<br />
do mineral de argila ou como íon adsorvido na superfície dos colóides do solo.<br />
Alguns cátions podem ser absorvidos pelo vegetal e retornar ao solo por um<br />
processo cíclico. Por outro lado alguns cátions podem ser removidos do sistema<br />
solo-planta juntamente com o HCO - 3 através da água de percolação (Figura 25).<br />
38
Figura 25 – Destinos dos cátions liberados pelo intemperismo<br />
Fato interessante a ser observado é o seguinte: os íons OH - juntamente<br />
com os com os cátions metálicos se concentram no oceano, que tem reação<br />
alcalina. Os íons H + por sua vez, se combinam com silicato, dando origem entre<br />
outros aos minerais de argila, os quais são pouco solúveis e somente se<br />
dissociam ligeiramente em ácidos fracos. Na terra, portanto fica a reação ácida<br />
enquanto que no mar a reação alcalina.<br />
FATORES QUE INFLUEM NA HIDRÓLlSE<br />
Para se ter uma razoável noção da intensidade da formação dos solos é<br />
interessante saber algo a respeito dos fatores que favorecem ou não a reação de<br />
hidrólise.<br />
a) Natureza da água<br />
Experimentos afirmam que uma rocha em presença de água tende a se<br />
intemperizar. Se a água saturada com sais não for removida e substituída por a<br />
39
com concentração de sais menor, a hidrólise tende a paralisar. Nestas condições<br />
o solo não se desenvolve. (Figura 26).<br />
Figura 26 - Esquema ilustrando a influência da remoção da água de hidrólise no desenvolvimento<br />
do solo. (A) Devido à remoção de água + produtos de hidrólise, o intemperismo é<br />
maior, conseqüentemente o solo é mais profundo. A remoção da água no solo é<br />
devido a sua boa drenagem; (B) Nesta posição do relevo a drenagem do solo é<br />
impedida, conseqüentemente vai haver concentração dos produtos da hidrólise e o<br />
desenvolvimento do solo é bem menor.<br />
A remoção dos sais pode ser feita por precipitação intensa com uma<br />
grande lixiviação. Nestas condições o intemperismo tende a aumentar<br />
consideravelmente.<br />
b) Efeito do pH sobre as solubilidades do Al2O3, SiO2 e Fe2O3<br />
Quando da hidrólise de minerais silicatados, o pH de suas suspensões é<br />
geralmente 7 ou maior que 7. O quartzo pulverizado, em água hidroliza-se para<br />
um pH de 6 e 7, mas os feldspatos hidrolizam-se para produzir pH 8 e 10, os<br />
piroxênios 8 a 11 e os anfibólios e feldspatos 10 e 11. Esta variação de pH é<br />
muitíssimo importante, devido aos seus efeitos sobre a solubilidade relativa do<br />
SiO2 e Al2O3, os quais são também produtos de reação de hidrólise.<br />
na Figura 27.<br />
O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 é apresentado<br />
40
Figura 27 - Solubilidade da sílica, alumina e óxido de ferro em função do pH. A um pH 5 vai haver<br />
no sistema presença de SiOz e Al2O3 (este em maior quantidade). Dependente do tipo<br />
de cátion existente no meio (H + neste caso) haverá formação de caulinita.<br />
Quando o pH é 10 - Tanto o Al2O3 como o SiO2, são relativamente solúveis<br />
e portanto, as pequenas quantidades deles que são liberados durante a hidrólise<br />
são arrastados em soluções, podendo formar depósitos de bauxita e calcedônea.<br />
Em pH 8 - A solubilidade do AI2O3 é reduzida praticamente a zero, mas a<br />
do SiO2 é reduzida apenas para ¼ daquela que era a pH 10. Espera-se portanto,<br />
que em pH 8 o AI2O3 hidratado irá precipitar-se, provavelmente, na forma de<br />
gibsita, enquanto que a maior parte do SiO2 será removida.<br />
Grave bem ! - Suponha que uma rocha que está sofrendo hidrólise seja<br />
banhada em água com pH 5 a 6 (valor comum de pH para água subterrânea). A<br />
solubilidade, tanto do AI2O3 como o SiO2, derivados da rocha, será então<br />
relativamente baixa, uma condição que pode conduzir a combinação deles para a<br />
formação da caulinita.<br />
Geralmente a sílica é relativamente solúvel na faixa normal de pH de solos<br />
e está quase sempre presente no material de origem em elevado teor, suficiente<br />
41
ara tomar parte na maioria dos minerais de argila. Parte da sílica é removida em<br />
solução. O alumínio não é muito solúvel nesta mesma faixa de pH, portanto<br />
permanece próximo a área de intemperismo, tomando parte na formação de<br />
minerais de argila ou gibsita. O ferro também permanece próximo à área de<br />
intemperismo para a maioria dos solos dando a estes ou ao material<br />
intemperizado a cor característica.<br />
A um pH 8 e aliado a uma precipitação escassa e a uma evaporação anual<br />
- excede a precipitação, os íons de SiO2, AI2O3 e M (alcali e alcalinos terrosos)<br />
permanecem em solução os quais se combinam para formarem minerais de<br />
grande atividade, por exemplo, montmorilonita.<br />
c) Ação das plantas<br />
As plantas vivas fornecem íons H + para a argila em contato com suas<br />
raízes, e tendem, portanto, a criar condições de argila ácida, a qual, por sua vez,<br />
intemperizam as rochas e minerais presentes.<br />
Diversos autores demonstraram que as radicelas das plantas conduzem<br />
cargas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no solo, por uma<br />
atmosfera iônica a qual é composta principalmente de íons H + . O pH das raízes<br />
das plantas, tais como milho, algodão, amendoim varia de 2,0 a 3,85 e a CTC<br />
dessas raízes está em torno de 14 emg/100 g (Figura 28).<br />
Figura 28 - Esquema ilustrando a ação das raízes na hidrólise. A raiz no caso fornece íons H + ao<br />
mineral de argila (troca com o I< ou outro íon) e este H+ entra na hidrólise atacando<br />
um mineral rico em I< (feldspato) ou outro mineral qualquer.<br />
d) Oxidação e Redução<br />
A oxidação é o processo pelo qual o elemento perde elétrons. Essa perda<br />
resulta num aumento da valência positiva. O ferro é o elemento que mais sofre<br />
esse tipo de processo nos ambientes de intemperismo.<br />
Nos minerais formadores de rochas o ferro se encontra<br />
predominantemente na forma reduzida Fe 2- . Quando esse ferro se oxida o Fe 3+<br />
42
dentro da estrutura cristalina dos minerais há distúrbios na neutralidade<br />
eletrostática do mineral. Esse distúrbio leva normalmente à saída de outros<br />
cátions da estrutura a fim de compensar o aumento de carga positiva. Surgem<br />
dessa maneira falhas na rede cristalina que podem levar a um colapso total da<br />
estrutura anterior ou deixar o mineral mais susceptível a outros processos<br />
químicos como a hidrólise. A alteração de biotita para vermiculita é um exemplo<br />
desse conjunto de processos.<br />
Sempre que uma substância se oxida (perde elétrons) outra reduz (recebe<br />
os elétrons perdidos). O receptor de elétrons no solo normalmente é o O2 gasoso.<br />
A reação pode ser simplificada conforme equação abaixo:<br />
2FeO + H2O2 → FeO3<br />
Fe ++ → Fe +++ + e<br />
A direção e a intensidade dessa reação dependem do potencial de oxi-<br />
redução do meio.<br />
Para que a reação ocorra da esquerda para a direita, isto é, oxidação do<br />
ferro e conseqüente redução do O2, é necessário uma boa aeração do solo. Solos<br />
bem drenados e porosos facilitam as reações de oxidação, ocorrendo redução<br />
apenas as em solos freqüentemente encharcados.<br />
As micas, biotita e muscovita, apresentam estrutura cristalina muito<br />
semelhante, porém diferem no comportamento ante o intemperismo. A biotita<br />
apresenta Fe 2+ , que tende a oxidar e desestabilizar a estrutura desta, o que não<br />
ocorre com a muscovita, que por não possuir Fe 2+ é mais resistente ao<br />
intemperismo.<br />
Outros elementos que também sofrem mudanças de valência são Cr, Ti,<br />
Cu, Mo, Mn e outros. Esses elementos ocorrem em menor quantidade nos<br />
minerais formadores de rochas, portanto, de menor importância.<br />
Qualquer mudança de valência de um elemento que faz parte da estrutura<br />
cristalina de um mineral vai desequilibrá-Ia e conseqüentemente destruí-Ia ou<br />
torná-la mais suscetível a outros processos de alteração química .<br />
43
e) Hidratação e Desidratação<br />
Hidratação e desidratação são os processos pelos quais moléculas de<br />
água são adicionadas ou removidas do mineral. O resultado é a formação de um<br />
novo mineral de estrutura bastante semelhante ao anterior. Esses processos não<br />
são muito importantes no intemperismo químico uma vez que apenas alguns<br />
poucos minerais são afetados por esses processos.<br />
A reação mais comum é a que envolve óxido e hidróxido de ferro.<br />
Fe2O3 + H2O ↔ 2 FeOH<br />
Hematita Goethita<br />
Essa reação pode se processar nas duas direções, mas em solos, bem<br />
drenados a tendência é a estabilização da hematita. Em muitos casos a<br />
hidratação precede as reações de hidrólise.<br />
f) Quelação<br />
Estudos têm demonstrado que agentes quelantes são responsáveis por<br />
uma considerável quantidade de material intemperizado, e que algumas situações<br />
pode exceder a própria hidrólise. Agentes quelantes são formados por processos<br />
biológicos normalmente excretados por líquens que crescem nas superfícies das<br />
rochas. A estrutura do agente quelante é variada e complexa. O EDTA (Ácido<br />
Cetilenordiaminotetracetico) é um dos agentes quelantes mais conhecidos e sua<br />
estrutura pode ser esquematizada da seguinte forma:<br />
Figura 29 – Molécula de EDTA (Ácido Cetilenordiaminotetracetico)<br />
44
A maioria dos íons metálicos pode ligar-se ao EDTA formando compostos<br />
bastante estáveis, ficando o íon metálico aprisionado na estrutura cíclica.<br />
A flora microbiana do solo bem como as raízes das plantas é capaz de<br />
produzir e exudar substâncias quelantes. O húmus do solo é composto de grande<br />
quantidade desses agentes. Há fortes evidências que alguns quelantes podem ter<br />
expressiva ação sobre o quartzo, que é muito resistente a outros processos de<br />
intemperismo químico. Quelatos estáveis, também são formados a partir de<br />
outros cátions polivalentes como o AI, Fe e Ti. A perda de ferro devido a<br />
quelatização já foi observada para o epídoto, goethita, hematita, magnetita, augita<br />
e biotita.<br />
g) Capacidade de troca de íons<br />
O intemperismo de um mineral pode ocorrer através da troca de íons entre<br />
a solução e o mineral. Durante a troca, a estrutura básica do mineral não é<br />
alterada, mas o espaçamento entre as camadas pode variar de acordo com<br />
cátions específicos. A transformação da biotita em vermiculita é em parte<br />
atribuída à troca do K + da biotita por íons de Ca 2+ e Mg 2+ da solução.<br />
3.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas<br />
O material liberado pelo intemperismo ou é removido do sistema por<br />
percolação profunda ou permanece no sistema formando através de diferentes<br />
reações uma série de produtos cristalinos ou amorfos.<br />
Os minerais de argila, considerados por muitos como produtos finais do<br />
intemperismo, na realidade apenas fazem parte de um sistema em equilíbrio<br />
dinâmico. As argilas também se degradam originando resíduos óxidos e<br />
hidróxidos que pedologicamente são considerados mais estáveis.<br />
3.3.1. Alguns exemplos<br />
a) Olivina (Mg, Fe)2 SiO4<br />
A estrutura cristalina da olivina consiste de tetraedros isolados unidos por<br />
Fe 2+ , Ca 2+ e principalmente Mg 2+ . A olivina é o silicato mais suscetível à erosão.<br />
Em condições de drenagem moderada, com pequena lixiviação de cátions, a<br />
olivina se transforma principalmente em montmorilonita, graças à elevada ação de<br />
45
Mg. Em ambientes de drenagem forte, onde a remoção de bases é maior, a<br />
olivina se altera, formando principalmente, a caulinita. Olivinas mais ricas em ferro<br />
podem também formar nontronita.<br />
b) Piroxênios e Anfibólios<br />
A formação de minerais de argila a partir de piroxênios e anfibólios<br />
depende das condições de drenagem e da precipitação. Como tendência geral há<br />
formação de esmectitas ou cloritas nas primeiras fases do intemperismo. O ferro<br />
se oxida formando goethita ou hematita e o titânio origina anatase. Com o<br />
aumento da intensidade de intemperismo formam-se minerais cauliníticos e o<br />
meio se enriquece de ácidos de ferro e titânio.<br />
c) Micas<br />
Há uma grande diferença de resistência ao intemperismo entre as micas<br />
muscovitas (KAl3Si3O10(OH)2) e a biotita (K(Mg, Fe 2+ )AISi3O10(OH)2). A diferença<br />
é explicada pela tendência do ferro ferroso (Fe 2+ ) da biotita oxidar-se a ferro<br />
férrico (Fe 3+ ) nos ambientes de intemperismo desequilibrando-a eletricamente. Os<br />
produtos finais do intemperismo são semelhantes, porém a muscovita altera-se<br />
mais lentamente que a biotita. Na etapa inicial as micas perdem potássio e<br />
durante a pedogênese podem entrar em seu lugar íons Mg e AI, determinando a<br />
formação de filossilicatos, particularmente a vermiculita, clorita, ilita,<br />
montmorilonita e vários interestratificados. As condições ambientais é que<br />
determinarão o tipo específico de mineral a ser formado.<br />
d) Quartzo<br />
A estrutura do quartzo não favorece as reações de hidrólise ou oxidação,<br />
sendo seu intemperismo provocado por dissolução, um processo mais lento,<br />
fazendo do quartzo um mineral resistente ao intemperismo. O quartzo não se<br />
altera diretamente em outras fases cristalinas. Ele entra lentamente em solução, e<br />
pela combinação com outros produtos origina novos silicatos. A energia de<br />
ativação para romper as ligações Si-0-Si é bastante elevada. Dessa forma<br />
catalisadores orgânicos como o ácido algínico e alguns aminoácidos têm papel<br />
decisivo na solubilização do quartzo.<br />
46
e) Feldspatos<br />
Seu intemperismo é quantitativamente mais importante, pois há predomínio<br />
dos feldspatos entre os minerais das rochas na litosfera.<br />
O intemperismo do feldspato ocorre em 2 etapas: uma lenta e outra rápida.<br />
Etapa rápida: há uma perda muito grande de potássio em relação a Si e AI.<br />
Etapa lenta: as perdas de K, AI e Si tendem a se igualar.<br />
A velocidade e o tipo de alteração são afetados sensivelmente pelas<br />
condições do meio e pelo tamanho do mineral.<br />
Os produtos de alteração dos feldspatos são argilas residuais e óxidos de<br />
alumínio hidratados.<br />
Em condições normais, os feldspatos gerarão a caulinita, mas pode ocorrer<br />
a formação de minerais 2:1 ou micas como a sericita.<br />
Os feldspatóides, componentes de rochas básicas e ultrabásicas têm<br />
menor resistência ao intemperismo do que os feldspatos.<br />
47
<strong>CAPÍTULO</strong> 4 - ROCHAS MAGMÁTICAS<br />
4.1. Introdução<br />
As rochas magmáticas ou ígneas são aquelas formadas a partir do<br />
resfriamento do magma e conseqüente consolidação do magma, no interior ou na<br />
superfície da crosta terrestre. O magma é um fluido natural muito quente<br />
predominantemente constituído por uma fusão de silicatos e mostrando<br />
proporções variadas de água, elementos voláteis ou de cristais em processo de<br />
crescimento. A composição do magma pode ser obtida pelo estudo das lavas, ou<br />
seja, magma que extravasa pelos vulcões, embora se considere que uma grande<br />
perda de elementos voláteis ocorra neste caso, pois no seu caminho até o local<br />
de resfriamento, funde ou dissolve materiais pelo qual vai passando incorporando-<br />
os à sua composição original e chegando ao seu destino com composição<br />
distinta.<br />
são:<br />
Do ponto de vista físico-químico, os componentes essenciais do magma<br />
a) fase líquida: mantida em fusão pela temperatura elevada, constituída<br />
essencialmente por uma solução mútua e altamente complexa de um grande<br />
número de componentes, a maior parte dos quais de natureza silicática;<br />
b) fase gasosa: mantida em solução por pressão, constituída<br />
predominantemente por H2O e quantidades menores de CO2, HCI, HF, SO2, etc.;<br />
c) fase sólida: formada por cristais de decomposição essencialmente silicática,<br />
em fase de crescimento ou de natureza residual, assim como de fragmentos de<br />
rochas.<br />
A composição química essencial dos magmas é, em termos de óxidos,<br />
algo situado dentro das proporções da tabela a seguir:<br />
SiO2....................................................... 30-80<br />
Al2O3...................................................... 3-25<br />
FeO-Fe2O3............................................ 0-13<br />
MgO...................................................... 0-25<br />
CaO....................................................... 0-16<br />
Na2O...................................................... 0-11<br />
K2O........................................................ 0-10<br />
48
4.2 Origens e tipos fundamentais de magmas<br />
De modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos fundamentais<br />
de magmas primários, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem formar<br />
outros tipos, por diferenciação:<br />
(a) os magmas graníticos;<br />
(b) os magmas basálticos.<br />
Os primeiros formam 95% das rochas intrusivas, plutônicas, e os segundos<br />
constituem 98% das rochas vulcânicas, efusivas. A origem destes magmas e das<br />
rochas correspondentes constitui ponto de controvérsia.<br />
Figura 30 - O granito observado ao microscópio. Os minerais claros são quartzos, os pretos<br />
representam a biotita, e os intermediários são feldspatos (Extraído de Popp, 1998).<br />
Pode-se dizer, entretanto, que o magma granítico está sempre relacionado<br />
com áreas em que houve formação de extensas cadeias de montanhas, como por<br />
exemplo os Andes e os Alpes, zonas em que a crosta sofreu fenômenos de<br />
compressão, dobramento e afundamento, com evidências de que esse magma é<br />
produzido por fusão parcial de rochas preexistentes (anatéxis) a profundidades da<br />
ordem de 7 a 75 km.<br />
Nessas regiões, as rochas originadas ocorrem sob a forma de corpos<br />
intrusivos muito grandes, intimamente relacionados com as cadeias de<br />
montanhas, e, em muitos casos, a sua formação parece não ter exigido a refusão<br />
total, associando-se a fenômenos complexos.<br />
Já o magma basáltico parece originar-se em profundidades maiores-90 a<br />
100 km, ou seja, na porção superior do manto - tal como evidenciado pelos<br />
49
sismos associados a derrames basálticos cujas origens geralmente estão 45 a 60<br />
km abaixo da superfície, onde o magma basáltico seria originado pela fusão de<br />
rochas básicas preexistentes, através de quedas bruscas de pressão, em regiões<br />
onde a crosta parece afetada por movimentos de afastamento e onde o manto<br />
parece foco de correntes convectivas ascendentes.<br />
Os magmas graníticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma<br />
composição mais rica em SiO2 (da ordem de 70%), e os basálticos, por uma<br />
proporção menor de SiO2 inferior a 50%.<br />
Viscosidade: Os magmas graníticos são mais viscosos do que os<br />
basálticos, já que a viscosidade parece aumentar com e teor de SiO2. Isto se<br />
reflete caracteristicamente na maneira pela qual ocorrem os fenômenos de<br />
vulcanismo associados a essas rochas.<br />
Além disso, a viscosidade depende da temperatura e da pressão,<br />
diminuindo com o aumento destes fatores.<br />
O magma pode se resfriar em profundidade, isto é, nas profundezas da<br />
crosta, abaixo de grande quantidade de rochas. Ele se solidifica vagarosamente<br />
porque a perda de calor é lenta. Além disso, esse resfriamento se dá sob a<br />
presença de substâncias voláteis aprisionadas, o que leva a uma cristalização<br />
mais perfeita dos minerais. Tem-se dessa forma, o aparecimento de cristais<br />
maiores, formando-se dessa maneira as rochas holocristalinas de estrutura<br />
granular. Quando o magma se resfria na superfície da crosta através do<br />
extravazamento, a temperatura e a pressão caem rapidamente, não são<br />
aprisionados voláteis e não existem então condições favoráveis à cristalização<br />
total dos minerais e formação de cristais grandes. Assim, originam-se as rochas<br />
de granulação muito pequena.<br />
De acordo com o local em que se dá a consolidação há dois tipos básicos<br />
de atividade ígnea:<br />
a) Plutonismo: a consolidação ocorre no interior da crosta, originando as<br />
rochas plutônicas ou intrusivas.<br />
b) Vulcanismo: o magma irrompe e derrama-se à superfície para formar<br />
rochas vulcânicas ou extrusivas.<br />
50
Figura 31 - Diagrama esquemático mostrando as formas de ocorrência de rochas magmáticas<br />
(derrame, sill, dique, batólito, stock, neck vulcânico, diques radiais e lacólito). (Teixeira<br />
et aI., 2000)<br />
Formas concordantes. Neste caso, a intrusão magmática intromete-se<br />
entre os planos de estratificação da rocha encaixante em concordância com eles.<br />
Entre as formas concordantes temos:<br />
(a) Sil. São corpos extensos, pouco espessos e de forma tabular quando<br />
vistos em corte. O magma deve ser pouco viscoso para poder intrometer-se entre<br />
os planos de estratificação da rocha encaixante (Figura 31). Na bacia do<br />
Maranhão há grande ocorrência de sils de diabásio.<br />
(b) Lacólito. O magma, neste caso, é mais viscoso, formando massas<br />
intrusivas de forma lenticular, plano-convexas. A rocha situada acima do corpo<br />
intrusivo (capa) é dobrada, e as rochas situadas na parte inferior (lapa) não são<br />
afetadas. Um lacólito (Figura 31) pode ter 300 m de espessura e 5 km de<br />
comprimento.<br />
Formas discordantes. Esses corpos intrusivos independem da<br />
estratificação da rocha encaixaste, pois a cortam discordantemente. São mais<br />
freqüentes perto da superfície da Terra, onde as pressões a serem vencidas são<br />
menores.<br />
Entre as formas discordantes temos:<br />
51
(a) Dique. É uma massa magmática que preenche uma fenda em rocha<br />
preexistente (Figura 32). Os diques podem ser classificados em radiais, em anel<br />
(ring dikes) ou circulares, conforme se apresente em conjunto na superfície após<br />
a erosão. Muitas vezes os diques se formam a partir de um corpo intrusivo maior.<br />
Nas bacias do Maranhão e do Paraná há grande incidência de diques de<br />
diabásico.<br />
(A) (B)<br />
Figura 32. Diques. (A) Massa magmática que preenche fendas ou falhas cortando<br />
discordantemente os estratos. (8) Pequenos diques de diabásio cortando<br />
migmatitos.<br />
(b) Veios. São massas produzidas pela injeção de magma em fraturas<br />
menores e menos regulares do que diques.<br />
(c) Neck. São corpos discordantes, cilíndricos, verticais, que cortam as<br />
rochas preexistentes. Pelo estudo da litologia formadora dos necks, vê-se que<br />
eles são condutos de antigos vulcões cuja parte superior foi erodida.<br />
(d) Batólitos e stocks. Os batólitos são massas enormes de material<br />
magmático (granítico) que afloram numa extensão de, pelo menos, 100 km 2 na<br />
superfície terrestre. Se o afloramento tiver menos de 100 km 2 , temos o stock. Os<br />
batólitos não têm, aparentemente, delimitação em profundidade, passando<br />
gradualmente à zona das rochas fundidas. Os batólitos formam grande parte dos<br />
escudos ditos Escudo Nordestino e Escudo Brasileiro, entre outros.<br />
Eles são, normalmente, de composição granítica, e sua origem é ainda<br />
bastante discutível.<br />
Deve-se notar, com respeito aos corpos acima referidos, sejam eles<br />
concordantes ou discordantes, o seguinte:<br />
(1) a classificação adotada diz respeito somente à forma geométrica do corpo, e<br />
não à litologia formadora;<br />
52
(2) normalmente, os corpos intrusivos são mais resistentes à erosão do que a<br />
rocha encaixante, donde o fato de estes corpos sobressaírem-se na topografia<br />
com respeito à rocha encaixante.<br />
4.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas<br />
Aproximadamente 99% da massa das rochas magmáticas são formadas<br />
por oito elementos: oxigênio, silício, alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio e<br />
magnésio. Sendo a maioria, parte da estrutura cristalina dos silicatos formadores<br />
das rochas corno feldspatos, olivinas, piroxênios, anfibólios, quartzo e micas.<br />
Estes seis minerais constituem 95 % do volume de todas as rochas magmáticas<br />
comuns.<br />
Magmas, chamados de máficos, são ricos em ferro, magnésio e cálcio e<br />
produzem grande quantidade de olivina, piroxênio, anfibólio e plagioclásio cálcico.<br />
Possuem coloração escura.<br />
Magmas, chamados de siálicos ou félsicos, são ricos em silício e<br />
alumínio e produzem grande quantidade quartzo, feldspatos, potássico e<br />
plagioclásio sódico. Possuem coloração clara.<br />
ígneas:<br />
Algumas características macroscópicas para identificação das rochas<br />
1. São em geral duras<br />
2. Os cristais se dispões por justa posição<br />
3. Não apresentam estruturas segundo faixas ou camadas.<br />
4. São maciças, quebram-se de forma irregular.<br />
5. Apresentam uma textura cristalina, vítrea ou vesicular.<br />
6. Não apresentam fósseis.<br />
7. Apresentam alto teor em feldspatos.<br />
Os principais critérios de classificação são os seguintes:<br />
A) Modo de ocorrência<br />
B) Texturas<br />
C) Estruturas<br />
D) Composição Mineralógica e Química<br />
53
A – O modo de ocorrência é um critério de campo, ou seja, uma vez<br />
formado, o magma pode apresentar grande mobilidade, tendendo a ascender ao<br />
longo de fissuras da crosta, deslocando ou englobando rochas vizinhas, podendo,<br />
eventualmente, extravasar à superfície ou então se solidificar no interior da crosta.<br />
B – A textura refere-se a fenômenos de escala extremamente<br />
pequena e, em geral, seu estudo é feito com auxilio de lupa e microscópio.<br />
C – As estruturas são aspectos megascópicos que podem ser<br />
observados em amostras grandes ou no campo. As mais comuns são as que<br />
seguem:<br />
a) Estruturas vesiculares e amigdalóides - apresentam pequenas<br />
cavidades esféricas. Pode se apresentar vazias (vesículas) ou preenchidas por<br />
minerais secundários (amígdalas) (Figura 33).<br />
Figura 33 - Basalto com estrutura amigdalóide caracterizado pelo preenchimento de minerais.<br />
b) Estruturas em bioco (biock lava) e brechas de fluxo (floro breccias) -<br />
apresenta-se com a forma de biocos envoltos por lava ou por materiais<br />
secundário (arenito, calcita, etc.). Rochas com tais estruturas geralmente são<br />
chamadas brechas basálticas. Lavas muito fluidas se solidificam formando<br />
superfícies e crostas mais lisas, ou então com rugas e sinais de fluxo iguais aos<br />
que se pode observar em pixe derretido derramado chamados estrutura cordadas.<br />
54
c) Estruturas fluidas - são estruturas bandeadas, originadas de diversas<br />
maneiras em lavas viscosas.<br />
d) Estruturas de fraturação primária - fraturas que se originam quando da<br />
solidificação de rochas ígneas.<br />
D - O principal parâmetro químico é o relacionado com a quantidade total<br />
de sílica da rocha. Podem ser de acordo com a Tabela 8:<br />
Tabela 8 - Acidez de uma rocha magmática<br />
Teor de SiO2 Exemplo Exemplo Teor médio<br />
(%) Intrusiva Extrusiva em SiO2 (%)<br />
Ácida > 65 Granito Riolito 70<br />
Intermediária 65 – 52 Diorito Tinguaito 60<br />
Básica 52 – 45 Gabro Basalto 50<br />
Ultrabásica < 45 Peridotito Picrito 40<br />
Na composição mineralógica, os minerais mais importantes para este fim<br />
são o quartzo, os feldspatos (alcalinos e plagioclásios); minerais claros (félsicos)<br />
e os minerais ferro-magnesianos anfibólios, piroxênios e a biotita; minerais<br />
escuros (máficos).<br />
4.4. Resfriamento do Magma<br />
A cristalização de minerais, a partir do magma, ocorre entre 1200 e 600°C.<br />
No resfriamento do magma distinguem-se dois estágios sucessivos.<br />
4.4.1. Estágios de Resfriamento<br />
Cristalizam-se os minerais que formam a massa rochosa propriamente dita.<br />
Cristalizam-se a maior parte dos silicatos, obedecendo ao grau crescente de<br />
polimerização (primeiro os nesossilicatos e por último os tectossilicatos).<br />
Nesta fase, os constituintes voláteis praticamente não interferem a não ser<br />
para manter a fluidez do magma.<br />
55
4.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico)<br />
Nesta fase, os gases aumentam em proporção e devido às altas<br />
temperaturas e pressões em que se encontram, têm sua ação dissolvente<br />
aumentada, provocando percolação através das rochas, acarretando a formação<br />
de novos minerais como a turmalina e o topázio, além de modificações estruturais<br />
nas rochas já formadas.<br />
4.4.1.2. Estágio Hidrotermal<br />
Com resfriamento já avançado, restam no magma soluções residuais<br />
contendo água, sílica e grandes números de elementos metálicos, que vão se<br />
depositando ou reagindo com as rochas presentes, dando origem às jazidas<br />
minerais de cobre, ouro, zinco, chumbo e outros elementos metálicos.<br />
4.4.2.Textura das rochas magmáticas<br />
A textura refere-se ao tamanho, forma e arranjamento dos minerais dentro<br />
das rochas. A textura das rochas magmáticas relaciona-se principalmente com a<br />
composição e velocidade de resfriamento do magma.<br />
A textura e definida por, pelo menos, três parâmetros principais:<br />
a) Grau de cristalinidade<br />
a) rochas holocristalinas ou cristalinas: constituídas exclusivamente por<br />
material cristalino. Ex: granitos, diabásio;<br />
Obsidiana;<br />
b) rochas holovítreas ou vítreas: exclusivamente por material vítreo. Ex:<br />
c) rochas hipocristalinas ou hipovitreas: mesma rocha encontra-se material<br />
cristalino e vítreo. Ex. basalto<br />
b) Grau de visibilidade<br />
nu;<br />
a) fanerítica, quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho<br />
56
) afanítica, quando os minerais formam partículas tão pequenas que não<br />
podem ser percebidos a olho nu. Neste caso, a rocha apresenta um aspecto<br />
maciço.<br />
c) Forma dos cristais<br />
a) minerais euhedrais - minerais delimitados por faces externas cristalinas.<br />
Ex. olivinas, piroxênios, feldspatos.<br />
b) minerais subhedrais - parcialmente delimitados por faces cristalinas.<br />
Ex: anfibólios, micas, plagioclásios.<br />
c) minerais anhedrais - desprovidos de faces cristalinas.<br />
Ex. quartzo, feldspatos K, fesldpatóides.<br />
d) Distribuição da dimensão dos cristais<br />
a) Granular - grânulos de minerais bem evidentes de dimensões aproximadas.<br />
Ex: Granito<br />
b) Compacta - constituintes muito pequenos não permitindo sua determinação<br />
macroscópica. Ex: basalto<br />
c) Porfirítica - caracterizado pela presença de cristais maiores em relação aos<br />
outros. Ex: Dacito<br />
e) Índice de Coloração<br />
É a porcentagem conjunta em volume de minerais fêmicos, opacos e acessórios<br />
presentes em uma rocha magmática.<br />
a) Leucocrática - (5 a 35 %) coloração claros com predominância de minerais<br />
incolores e claros (predomina quartzo, feldspatos e muscovita). Ex: Granito,<br />
Riolito<br />
b) Mesocrática - (35 a 65 %) coloração intermediária. Ex: Andesito, Diorito<br />
c) Melanocrática - (65 a 90 %) rochas escuras onde predominam os minerais<br />
ferromagnesianos (predomina piroxênio, hornblenda e biotita). Ex: Basalto, Gabro<br />
4.5. Seqüência de Cristalização<br />
A série de cristalização de BOWEN é bastante genérica, não sendo<br />
possível através dela prever ou analisar todos os casos, existindo várias exceções<br />
57
a ela. Entretanto a composição das rochas mais comuns pode ser entendida ou<br />
inferida através dela. A série de BOWEN é válida para a fase ortomagmática de<br />
resfriamento, e pode ser ilustrada por meio de um diagrama.<br />
Os minerais máficos (olivinas, piroxênio, hornblenda e biotita), formam na<br />
terminologia de BOWEN uma série de reações descontínuas, isto significa que<br />
cada substância mineral reage com o fundente formando um mineral subseqüente<br />
e a relação se dá à temperatura determinada ou num intervalo estreito de<br />
temperaturas. Tem-se, portanto, a formação da olivina que, conforme a<br />
temperatura abaixa, com o magma ainda fundido, reagiria formando um piroxênio.<br />
Este por sua vez, passaria da mesma forma em hornblenda, e a hornblenda em<br />
biotita.<br />
Em contraste, os feldspatos plagioclásicos da série contínua de reações,<br />
reagem continuamente com o líquido até a completa solidificação. A cristalização<br />
de ambas as séries ocorre simultaneamente e pode se iniciar numa série ou na<br />
outra, mas ocorrendo formação simultânea de dois tipos de cristais.<br />
Os minerais ortoclásio, muscovita e quartzo, não se relacionam como os<br />
demais. Forma-se preferencialmente do fundente residual, o chamado líquido<br />
58
esidual do magma. Outra maneira de apresentar essa seqüência de cristalização<br />
aparece na Figura 34.<br />
Figura 34 - Seqüência de cristalização e as principais rochas magmáticas<br />
4.6. Principais Rochas Magmáticas<br />
As rochas magmáticas são classificadas normalmente tomando-se como<br />
critério distintivo à composição mineralógica e a textura.<br />
4.6.1. Família Granito - Riólito<br />
A família granito - riólito é caracterizada pela seguinte composição mineralógica:<br />
Quartzo 10 – 40 %<br />
Feldspato K 30 – 60 %<br />
Plagioclásio 0 – 30 %<br />
Biotita e Anfibólio 10 – 30 %<br />
A cor clara dos granitos e dos riólitos deve-se a sua composição, ou seja,<br />
são formados a partir de magmas ricos em potássio, silício e sódio e pobres em<br />
ferro, magnésio e cálcio.<br />
59
Riólito – formado na ou próximo à superfície, possui coloração típica<br />
branca cinza ou rósea e normalmente apresenta alguns fenocristais de quartzo ou<br />
e feldspatos. Os magmas dos quais os riólitos se originam são mais viscosos e de<br />
movimentação bastante lento. Textura afanítica.<br />
Granito - mais comum dentre as rochas magmáticas, apresenta textura<br />
fanerítica e possuem coloração cinza, mas quando predomina o feldspato K e<br />
podem ter cores róseas ou avermelhadas .<br />
4.6.2. Família Diorito - Andesito<br />
A família diorito - andesito tem composição intermediária entre a família<br />
granito - riólito e gabro - basalto. Pode ser caracterizada pela seguinte composi-<br />
ção:<br />
Plagioclásio 55-70%<br />
Anfibólio e Biotita 25-40%<br />
O plagioclásio é normalmente, 50% cálcio e 50% sódio e possui em<br />
pequenas quantidades feldspato potássico e quartzo.<br />
Andesito - a variedade mais comum é o andesito pórfiro (fenocristais<br />
formam mais de 10 % do volume da rocha) e, em geral, possuem coloração cinza,<br />
esverdeada ou avermelhada. Os fenocristais são compostos de plagioclásio,<br />
anfibólio ou biotita, inseridos numa matriz afanítica de plagioclásios e algum vidro.<br />
Diorito - de textura igual ao granito, diferem apenas na composição, ou<br />
seja, o diorito é composto por plagioclásio Ca-Na e minerais ferro-magnesianos.<br />
Muitas vezes, o diorito aparece associado a granitos.<br />
4.6.3. Família Gabro-Basalto<br />
A composição dessa família é a seguinte:<br />
Plaglioclásio (maioria Ca) 45-70%<br />
Minerais ferro-magnesianos (olivina, piroxênios e anfibólio) 25-60%<br />
Com coloração preta ou verde escura, essas rochas cristalizam-se a partir<br />
de magmas ricos em ferro, magnésio e cálcio e pobres em sílica.<br />
Basalto - é a variedade extrusiva do diabásio e recobre extensas áreas da<br />
Região Sul do Brasil, onde representa a rocha ígnea mais importante. Apresenta<br />
60
cristalização fina a afanítica e cores escuras que podem variar do vermelho-<br />
escuro ao preto, os cristais individuais só podem ser vistos através do<br />
microscópio. Apresentam vesículas, e amígdalas preenchidas, onde, os que<br />
apresentam grande quantidade destas ultimas chama-se basalto amigdaloidal. As<br />
variedades de basalto pórfiro são comuns, sendo os fenocristais formados por<br />
piroxênios e olivinas, normalmente.<br />
Muitas ilhas marítimas e regiões costeiras são formadas por basaltos, bem<br />
como extensas áreas continentais.<br />
Gabro – equivalentes intrusivos do basalto, os gabros possuem granulação<br />
de média a grosseira. Não possui quartzo. Sendo formada predominantemente<br />
por plagioclásio Ca e piroxênio. O diabásio é uma rocha intermediária entre o<br />
basalto e o gabro.<br />
Figura 35.<br />
A chave para a classificação das principais rochas magmáticas estão na<br />
K, Na, Si<br />
TONALIDADE ESCURECE<br />
Figura 35 - Classificação das rochas magmáticas ou ígneas<br />
61<br />
Ca, Fe, Mg
<strong>CAPÍTULO</strong> 5 - ROCHAS SEDIMENTARES<br />
5.1. Introdução<br />
As rochas sedimentares são originadas a partir dos detritos de outras<br />
rochas e acumulam-se na superfície da terra em condições normais de<br />
temperatura e pressão. Sua formação tem origem no momento em que<br />
fragmentos dessas rochas primitivas são desalojados por algum processo de<br />
desagregação, passando pelas seguintes fases: intemperismo - erosão -<br />
transporte - deposição – diagênese (consolidação). Estas fases formam um<br />
processo denominado ciclo sedimentar e a sucessão de eventos é contínua e<br />
interdependente.<br />
Figura 36 - A formação de rochas sedimentares (Popp, 1988).<br />
O intemperismo consiste da transformação das rochas em materias mais<br />
estáveis em condições físico-químicas diferentes daquelas em que se originara.<br />
Esta transformação ou alteração pode ser física (desgaste e/ou desagregação da<br />
rocha) ou química (decomposição química da rocha). Durante o intemperismo, os<br />
62
minerais sofrem transformações químicas importantes: (a) parte de seus<br />
constituintes é dissolvida e carregada pelas águas de infiltração (Ca, Mg, K, Na e<br />
Fe, principalmente), de modo que esses minerais só vão reprecipitar-se sob a<br />
forma de sedimentos químicos; (b) parte dos minerais, como os feldspatos,<br />
anfibólios, micas etc. é transformada em argilo-minerais, ou seja, minerais moles,<br />
terrosos, formados por cristais ínfimos; (c) o quartzo e uns poucos minerais, colilo<br />
a ilmenita, granada e monazita, não se alteram e permanecem nos solos sob a<br />
forma de grânulos duros e areia; (d) quando o intemperismo é incompleto, restam<br />
ainda no solo fragmentos mais resistentes de rocha. Assim, o intemperismo<br />
transforma as rochas em solos residuais formados por uma mistura de argila,<br />
areia e fragmentos de rocha. Ao longo dos processos de transportes e deposição<br />
há uma expressiva seleção física e química de materiais. Sendo que, materiais de<br />
tamanho semelhante acumulam-se em ambientes de deposição específicos e os<br />
materiais mais solúveis tendem a se perder na solução.<br />
Os materiais transportados pelas chuvas, rios, ventos etc., são<br />
redepositados formando depósitos denominados sedimentos clásticos ou<br />
detriticos.<br />
Durante o transporte esses materiais são separados uns dos outros pelos<br />
agentes de transporte em função do tamanho e da dureza das partículas, onde os<br />
sedimentos formados são constituídos (mais ou menos separadamente) por<br />
argila, areia ou cascalho.<br />
Dessa forma, os dois tipos principais de sedimentos que resultam do ciclo<br />
exógeno são os sedimentos químicos e os sedimentos clásticos.<br />
Uma terceira categoria de sedimentos pode ser adicionada às duas<br />
primeiras: os sedimentos orgânicos, os quais, em princípio, também são<br />
sedimentos químicos ou clásticos, mas apresentam a particularidade de terem<br />
sido originados da intervenção ou da acumulação de restos de esqueletos e<br />
carcaças de seres vivos.<br />
O fato das rochas sedimentares serem formadas por agentes da superfície<br />
da terra (água, vento, gelo) e em condições de temperatura e pressões baixas,<br />
confere-lhes um estado de equilíbrio físico-químico-mineralógico maior em<br />
relação ao meio ambiente da superfície da terra quando comparadas às rochas<br />
magmáticas ou metamórficas que, em seu processo de formação, sofrem a<br />
influência de elevadas pressões e temperaturas. Uma distinção deve ser feita<br />
63
entre rocha sedimentar e sedimento. Sedimento é considerado um depósito de<br />
material sólido na superfície da terra, formado por algum meio natural (água,<br />
vento, geleira), sob condições normais de temperatura e pressão. Rocha<br />
sedimentar é por sua vez, o sedimento consolidado, endurecido por processos<br />
físicos (compactação) e/ou químicos (cimentação).<br />
Segundo POPP (1998) os principais processos de litificação ou diagênese<br />
são os seguintes:<br />
Compactação: Redução volumétrica causada principalmente pelo peso das<br />
camadas superpostas e relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de<br />
líquidos e aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos<br />
finos, argilosos.<br />
Cimentação. Deposição de minerais nos interstícios do sedimento,<br />
produzindo a colagem das partículas constituintes. É o processo de agregação<br />
mais comum nos sedimentos grosseiros e arenosos.<br />
Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de<br />
crescimento dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de<br />
um agregado de cristais maiores. E um fenômeno mais comum nos sedimentos<br />
químicos.<br />
Os sedimentos argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou<br />
seja, as partículas de argila que no início da sedimentação se dispõem segundo<br />
uma estrutura cheia de vazios, sob a ação do peso das camadas superiores, são<br />
compactadas umas contra as outras, de modo a formarem uma rocha dura como<br />
o tijolo prensado. Já a areia de praia endurece principalmente pela introdução de<br />
substâncias cimentantes: carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc.<br />
Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos<br />
de cristalização que dão origem a rochas muito duras.<br />
5.2. Ciclo Sedimentar<br />
O processo de formação das rochas sedimentares, ciclo sedimentar, pode<br />
ser esquematizado conforme a Figura 37.<br />
64
Figura 37 - Esquema simplificado do ciclo sedimentar<br />
O intemperismo resulta de um conjunto de processos que, agindo sobre<br />
minerais de rochas da superfície terrestre, ocasionam sua degradação graças à<br />
ação de agentes atmosféricos e biológicos. É, pois, o fenômeno pelo qual a rocha<br />
se desagrega sob a ação de agentes físicos, químicos e biológicos, fornecendo<br />
material para o sedimento. Em resumo, o intemperismo causa a troca de um<br />
estado maciço por um estado elástico, com a conseqüente formação do<br />
sedimento.<br />
É importante observar que a desintegração física e a decomposição<br />
química não são processos isolados, ao contrário, ocorre sempre conjuntamente,<br />
um complementando a ação do outro.<br />
A erosão refere-se à remoção de detritos que serão transportados do local<br />
e posteriormente depositados numa bacia sedimentar. É causada por quatro<br />
agentes principais: gravidade, ação glacial, água corrente e vento.<br />
A gravidade envolve tanto o lento e gradual rastejo de partículas<br />
sedimentares e fragmentos de rochas pelas encostas montanhosas, como as<br />
avalanches. A erosão glacial ocorre onde geleiras causam abrasão na superfície<br />
terrestre. A água corrente é um poderoso agente de erosão em várias situações<br />
geomorfológicas (geomorfologia é a ciência que se ocupa com o estudo das<br />
formas do relevo e paisagem). A ação erosiva do vento é muito pequena, mas<br />
65
quando o vento carrega partículas como acontece em regiões desérticas, torna-se<br />
um poderoso agente erosivo.<br />
Os produtos do intemperismo removido pela erosão são constituídos de<br />
solutos e resíduos sólidos. Os solutos são a fração solúvel em água e por este<br />
meio são carregados. O resíduo insolúvel tem dimensões que vão desde<br />
matacões (Ø 250 mm) a partículas coloidais (< 0,002 mm). Serão transportados e<br />
segregados pelos diferentes meios de transporte de acordo com a competência<br />
ou seletividade desses meios.<br />
A competência se refere ao tamanho de partículas que um determinado<br />
meio de transporte consegue transportar, isto é, um meio de transporte qualquer<br />
pode ser capaz de transportar apenas partículas muito pequenas, outro já pode<br />
ser competente para transportar desde partículas muito grandes até muito<br />
pequenas.<br />
A seletividade indica a maneira com que é feito o transporte. Por exemplo,<br />
um meio de transporte competente pode transportar partículas grandes e<br />
pequenas, fazendo de maneira seletiva, transportando, ou só as pequenas ou só<br />
as grandes.<br />
A gravidade e o gelo são meios de transporte muito competentes, podem<br />
transportar desde partículas da fração argila (< 0,002 mm) até seixos e matacões<br />
de vários metros de diâmetro. Sua seletividade é pequena e o depósito por eles<br />
formados tem partículas de composição e tamanho bastante variados.<br />
A competência da água corrente é bem menor em relação aos dos<br />
anteriores, porém transporta desde partículas em suspensão ou solução até<br />
partículas e alguns centímetros de diâmetro. A seletividade é bastante elevada.<br />
Os depósitos formados teriam granulometria variável de pequenos seixos até<br />
partículas coloidais, mas de grande uniformidade de tamanho.<br />
O vento é o mais seletivo e menos competente meio de transporte e sua<br />
ação marcante sempre está associada a climas mais áridos.<br />
Tanto a água corrente como o vento, levam as partículas maiores a um<br />
crescente arredondamento durante o transporte.<br />
66
Figura 38. Grau crescente de arredondamento durante o transporte<br />
Com o aumento da esfericidade há também, em ambos os casos, um<br />
polimento maior das superfícies.<br />
O material intemperizado, transportado ou não por qualquer dos meios<br />
mencionados é depositado em algum local, que recebe o nome genérico de bacia<br />
de sedimentação, dos quais o oceano é a principal, recebendo cerca de 90% do<br />
material. Estes depósitos são marcados pelos meios de transporte e apresentam<br />
características próprias de cada um, objetos de estudo da geomorfologia.<br />
A diagênese ou litificação refere-se ás mudanças que ocorrem no material<br />
após ter sido depositado. Normalmente a diagênese implica numa maior<br />
organização dos materiais levando-os a uma maior estabilidade no novo meio.<br />
Os depósitos sedimentares recentes são constituídos de minerais e<br />
fragmentos de rochas que, sob ação continua de agentes geológicos, tendem a<br />
sofrer consolidação, transformando-se em rochas sedimentares, como por<br />
exemplo, a consolidação das areias formando arenitos, de argilas formando<br />
folhelhos.<br />
O endurecimento e a aglutinação desses minerais e fragmentos podem ser<br />
devidos a vários fatores, tendo maior destaque a ação de agentes cimentantes,<br />
depositados durante ou posteriormente a formação do sedimento. Estes agentes<br />
adquirem particular importância nos sedimentos detríticos, sendo freqüentemente<br />
de natureza diversa do material intemperizado. Nos sedimentos resultantes de<br />
precipitação química ou orgânica o cimento é geralmente de mesma natureza dos<br />
minerais formados, como por exemplo, nos calcários, onde os minerais (calcita,<br />
dolomita, etc.) são cimentados pelo próprio carbonato.<br />
Algumas características das rochas sedimentares, como dureza, cor, são<br />
conseqüências do cimento presente, que pode ser de diversos tipos. Os mais<br />
freqüentes são:<br />
67
a) Sílica - confere cor branca e alta dureza à rocha; geralmente é colorido<br />
por óxidos de ferro.<br />
b) Carbonato - calcítico ou dolomítico, de cor branca, é facilmente<br />
reconhecido pela reação com ácidos, provocando efervescência.<br />
c) Óxidos de ferro - freqüentemente atuam como cimento, conferindo cor<br />
vermelha ou amarela à rocha, conforme seu grau de hidratação.<br />
d) Matéria orgânica - de cor escura (cinza a preto), é facilmente destruída<br />
por água oxigenada.<br />
Além destes mais comuns, outros também são freqüentes, como cimento<br />
cloritoso, micaceo, piritoso, feldspático, etc.<br />
É importante observar que a diagênese é um processo superficial de<br />
endurecimento dos sedimentos, realizado em condições normais de temperatura<br />
e pressão.<br />
Figura 39 – Ciclo das Rochas ou ciclo petrogênico<br />
O levantamento que pode ou não fazer parte do ciclo, é a exposição à<br />
superfície do material litificado ficando assim novamente sujeito ao intemperismo,<br />
erosão, transporte, fechando assim o ciclo sedimentar. O levantamento é<br />
suprimido caso a rocha sedimentar esteja se formando diretamente sobre a<br />
superfície.<br />
68
Deve-se lembrar que o ciclo sedimentar é um processo ativo e contínuo,<br />
estando suas diferentes fases interligadas e podendo estar ocorrendo<br />
concomitantemente.<br />
5.3. Composição<br />
Sendo as rochas sedimentares são derivadas de um material preexistente,<br />
poderíamos esperar que sua composição fosse extremamente variável e<br />
complexa. Isso de fato ocorre quando o sedimento é depositado próximo à área<br />
de origem, mas quando o intemperismo e a erosão são prolongados. A<br />
diferenciação sedimentar vai concentrar materiais semelhantes em tamanho,<br />
forma e composição em depósitos distintos (Figura 40).<br />
Figura 40 - Seleção de material durante o transporte<br />
A maioria das rochas sedimentares é composta de materiais que são<br />
abundantes em outras rochas ou seus respectivos produtos de intemperismo, e<br />
que são estáveis sob condições de pressão de temperatura da superfície. A<br />
grande parte das rochas sedimentares é na sua maior parte composta de apenas<br />
de apenas quatro constituintes: quartzo, calcita, argila e fragmentos de rochas.<br />
Quartzo (SiO2) - o quartzo é o mineral clástico 2 mais abundante em rochas<br />
sedimentares. A razão para isso é a grande abundância do quartzo na maioria na<br />
2 O material clástico é aquele herdado de uma rocha pré-existente sem que tenha sofrido significativa alteração.<br />
Um sedimento clástico é formado por fragmento ou detritos de uma rocha pré existente.<br />
69
maioria das rochas e sua elevada dureza, resistência ao intemperismo e<br />
estabilidade química nos mais diversos ambientes. Os processos do ciclo<br />
sedimentar tendem a desintegrar, e decompor, os minerais menos estáveis<br />
concentrando o quartzo nos depósitos de areia. A sílica amorfa em solução ou do<br />
tamanho coloidal também é um produto de intemperismo de várias rochas<br />
magmáticas e pode se precipitar em depósitos de granulação mais grosseira.<br />
Calcita (CaCO3) - a calcita é constituinte principal das rochas calcárias e é<br />
o agente cimentante mais freqüente de depósitos arenosos ou argilosos. O cálcio<br />
é originado a partir do intemperismo de rochas magmáticas que contêm minerais<br />
como os plagioclásios cálcicos. O carbonato é derivado da água e do ar<br />
atmosférico. O cálcio é precipitado diretamente na forma de CaCO3 (calcita) ou<br />
extraído da água do mar por organismos e concentrado em conchas. Quando<br />
esses organismos morrem, as conchas e seus fragmentos acumulam-se como<br />
material clástico, formando assim a maioria das rochas calcárias.<br />
Argilas - os minerais de argila se originam do intemperismo dos silicatos,<br />
principalmente dos feldspatos. A granulometria desses minerais é muito pequena<br />
e eles se concentram em argilitos e folhelhos. A abundância dos feldspatos na<br />
crosta terrestre, associado ao fato de que eles se decompõem com facilidade sob<br />
condições atmosféricas, explicam a ocorrência generalizada desses minerais nos<br />
sedimentos.<br />
Fragmentos de Rocha - fragmentos de rocha, nos quais os constituintes<br />
minerais não estão decompostos ou desagregados são de ocorrência comum nas<br />
rochas clásticas de granulação mais grosseira. Os fragmentos de rocha também<br />
podem ser parte predominante de rochas arenosas.<br />
OUTROS MINERAIS<br />
Depósitos de quartzo, calcita e argila isolados ou em várias combinações<br />
representam o maior volume de rochas sedimentares, outros minerais, no<br />
entanto, muitas vezes aparece em quantidade suficiente para formar estratos<br />
isolados. A dolomita, CaMg (CO3)2 pode substituir a calcita nos calcários. O<br />
feldspa o e a mica podem aparecer em grande quantidade em rochas arenosas<br />
se o intemperismo químico for pouco intenso. A halita e o gipso precipitaram-se<br />
por evaporação de águas marinhas e podem acumular grossas camadas em<br />
certos ambientes. Os óxidos de ferro podem se precipitar de soluções formando<br />
70
depósitos ou cimentando materiais elásticos mais grosseiros. A matéria orgânica<br />
geralmente de pequena ocorrência em rochas sedimentares, mas seu acúmulo,<br />
na forma de material vegetal, pode em alguns casos originar grandes depósitos.<br />
5.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares<br />
Existem estruturas que são típicas das rochas sedimentares e são feições<br />
importantes na sua identificação.<br />
A mais importante é a estratificação, que é o desenvolvimento de camadas<br />
que ocorre nas rochas sedimentares produzido por mudanças físico-químicas<br />
durante o transporte e deposição do ciclo sedimentar que os origina. A espessura<br />
dessas camadas varia de alguns milímetros a vários metros, por ter desenvolvido<br />
horizontalmente ou inclinado e é um forte indicativo do tipo de ambiente de<br />
sedimentação e da direção do transporte.<br />
A textura das rochas sedimentares relaciona-se de maneira muito estreita<br />
com a distância e o tipo de transporte das partículas e com o ambiente de<br />
deposição.<br />
Temos basicamente dois grandes grupos de sedimentos: os detríticos<br />
(fragmentos) e os químicos (compostos químicos solúveis), que originam dois<br />
tipos básicos de textura: textura c1ástica constituída de fragmentos e detritos de<br />
rochas e a textura cristalina composta de cristais que cresceram a partir de<br />
soluções. A textura clástica origina as rochas sedimentares elásticas<br />
(fragmentárias ou detríticas) enquanto que a textura cristalina origina rochas<br />
sedimentares químicas e orgânicas.<br />
Textura clástica - o critério básico para classificar texturas clásticas é o<br />
tamanho das partículas. As duas escalas mais seguidas estão representadas na<br />
Tabela 9.<br />
As classes de tamanho podem posteriormente ser subdivididas de acordo<br />
com arredondamento e esfericidade e tipo de cimentação. As partículas<br />
transportadas menos arredondadas do que as transportadas por água corrente ou<br />
vento.<br />
O grau de seleção do material é também um critério importante. Materiais<br />
bem selecionados tem pouca variação granulométrica e homogeneidade<br />
mineralógica.<br />
71
Tabela 9 – Escalas de tamanho de partículas.<br />
WENTWORTH ATTERBERG<br />
DIÂMETRO (mm)<br />
Argila < 1/256 < 0,002<br />
Silte 1/256 – 1/16 0,002 – 0,02<br />
Areia fina 1/16 – 1/14 0,02 – 0,2<br />
Areia grossa 1/14 – 2 0,2 – 2<br />
Cascalho fino 2 – 64 2 – 20<br />
Cascalho grosso 64 – 256 20 – 200<br />
Matacão > 256 > 200<br />
Textura cristalina - Os minerais precipitados a partir de águas marinhas<br />
ou lagos desenvolvem uma textura semelhante a uma rede emaranhada de<br />
cristais. Essa textura é semelhante à de algumas rochas magmáticas, mas<br />
geralmente é composto por um único mineral dominante. Os cristais individuais<br />
têm aproximadamente o mesmo tamanho e formam um denso empacotamento.<br />
5.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem<br />
Em regiões tropicais, o melhor ambiente de deposição de sedimentos é o<br />
fluvial. Os ambientes desértico, lacustre e glacial também são ou foram<br />
importantes em nossas condições.<br />
5.5.1. Ambientes Deposicionais<br />
I. Ambiente Fluvial<br />
Em áreas continentais, os rios são os principais meios de transporte de<br />
sedimentos formados pelo intemperismo. Os materiais sólidos transportados<br />
pelos rios podem ser divididos em 2 grupos: carga do fundo, que é o material que<br />
se move ao longo do leito por processos de saltação e rolamentos, e a carga de<br />
suspensão.<br />
Além disso, os rios carregam grande quantidade de materiais inorgânicos e<br />
orgânicos dissolvidos.<br />
72
Figura 41. Depósitos formados pela ação fluvial<br />
Os depósitos de canal constituem o maior volume depositado pelos rios.<br />
Os depósitos marginais são originados nas margens dos canais durante as<br />
enchentes e compreendem os depósitos de diques marginais ou diques naturais e<br />
de rompimento de diques. Os depósitos de planície de inundação são constituídos<br />
essencialmente por sedimentos finos depositados durante grandes enchentes,<br />
quando as águas ultrapassam os diques naturais e inundam as planícies. Muitas<br />
vezes esses depósitos são responsáveis pela alta fertilidade de algumas várzeas.<br />
O depósito residual de canal, formado por seixos grandes que o rio teve<br />
pouca competência para carregar, constitui forte evidência do tipo de transporte<br />
sofrido pelos sedimentos.<br />
Os depósitos formados por ação fluvial geralmente são bem relacionados e<br />
boa estratificação.<br />
II Ambiente Desértico<br />
Deserto é uma área onde a taxa de evaporação potencial excede a taxa de<br />
precipitação pluviométrica e o vento é o agente geológico mais importante nos<br />
processos de erosão e sedimentação. Nos ambientes desérticos predominam o<br />
intemperismo físico das rochas envolvendo processos de fraturamento e<br />
esfoliação.<br />
Os arenitos da Formação Botucatu na Bacia do Paraná foram originados<br />
de um ambiente com depósitos grosseiros de areia ou arenitos com estratificação<br />
73
cruzada bem desenvolvida e fortes ângulos de mergulho apresentando<br />
localmente camadas horizontais. Isso há 135 milhões de anos aproximadamente.<br />
III. Ambiente Lacustre<br />
Refere-se à deposição em lagos, que são corpos de água parada, em geral<br />
água doce. Seus sedimentos têm normalmente um aumento de granulometria<br />
rumo ao topo, sendo os sedimentos mais profundos argilosos.<br />
São também características do ambiente as estratificações perfeitamente<br />
paralelas e de espessura muito pequena.<br />
IV. Ambiente Glacial<br />
Estão praticamente limitado ao pólo norte e sul e às altas montanhas. As<br />
geleiras são os agentes principais nos processos geológicos que atuam nesse<br />
ambiente. Os depósitos não estratificados ou tilitos, originados pela atividade das<br />
geleiras, possuem materiais de granulometria bastante variável, contendo siltes,<br />
argilas, seixos e matacões de diversos materiais encontrados no caminho<br />
percorrido pela geleira. No Brasil, o Grupo Tubarão contém fortes evidências de<br />
períodos glaciais.<br />
5.5.2. Formação da Paisagem<br />
A ciência que se ocupa da formação de paisagens é a geomorfologia. A<br />
formação da paisagem está fortemente relacionada com o material geológico<br />
superficial e com os agentes erosivos e transporte que atuam em determinada<br />
região. Portanto, feições de paisagem onde predomina uma intensa atividade<br />
glacial serão totalmente diferentes daquela devido à ação fluvial. Os mesmos<br />
agentes formarão paisagens diferentes dependendo das rochas ou material<br />
geológico encontrado.<br />
As formas e formação da paisagem tem por isso estreita ligação com a<br />
geologia e com os processos dinâmicos que atuam num local, consequentemente<br />
tem excelente correlação com o tipo de solo formado nas diferentes feições ou<br />
posições da paisagem.<br />
A paisagem é o retrato ou reflexo de todas as características e processos<br />
dinâmicos que atuam durante o tempo numa área e deve sempre ser estudada ou<br />
analisada quando interferências ou observações da geologia de superfície ou<br />
74
eferentes aos solos (pedológicas) forem feitos.<br />
Na Figura 42 vemos a evolução da paisagem considerando agentes e<br />
materiais geológicos distintos.<br />
Figura 42 – Evolução da paisagem<br />
5.6. Classificação<br />
As rochas sedimentares clásticas resultam de processos completamente<br />
diferentes daquelas formadas por precipitação química ou sedimentação de<br />
compostos orgânicos. Por isso, as rochas sedimentares são divididas em 2<br />
grupos: rochas clásticas e de origem químico-orgânica. A subdivisão de cada um<br />
dos grupos é feita com base na textura, composição ou outra característica<br />
relevante. Cerca de 90 % das rochas sedimentares podem ser classificadas como<br />
variedade de argilito, siltito ou arenito.<br />
As rochas clásticas são classificadas de acordo com o tamanho das<br />
partículas com posterior subdivisão por composição.<br />
75
As rochas de origem química são primeiramente subdivididas de acordo<br />
com sua composição.<br />
CLÁSTICAS<br />
QUÍMICAS<br />
Tabela 10. Classificação das rochas clásticas, químicas e orgânicas<br />
ORGÂNICAS<br />
Residuais Psefitos<br />
Psamitos<br />
Epiclasticas Pelitos<br />
Piroglasticas Brecha Vulcânica<br />
Tufo Vulcânico<br />
Evaporitos de atividade<br />
bioquímica<br />
Caustobiolitos<br />
Carbonatadas<br />
Acaustobiólitos Silicosas<br />
Fosfatadas<br />
5.6.1. Rochas Clásticas<br />
As rochas clásticas são compostas principalmente de fragmentos ou<br />
detritos de outros materiais rochosos. Tais depósitos são denominados de<br />
cascalhos, areias ou argilas, quando não estão consolidados e conglomerados,<br />
arenitos ou argilitos quando consolidados e endurecidos. A maior parte do<br />
material é selecionado, estratificado e mostra sinais de abrasão. A classificação<br />
das rochas clásticas é baseada na textura e composição (Tabela 11).<br />
76
Tabela 11. Classificação das rochas clásticas (Popp,1998).<br />
Grupos Principais<br />
Granulometria<br />
(Wentworth)<br />
(mm)<br />
Nomes dos sedimentos ou rochas sedimentares<br />
Sedimentos não Rochas sedimentares<br />
consolidados correspondentes<br />
Outras características<br />
SEDIMENTOS<br />
DE GRANULA-<br />
ÇÃO GROSSEI-<br />
RA OU PSEFI-<br />
TOS<br />
SEDIMENTOS<br />
DE GRANULA-<br />
ÇÃOMÉDIAOU<br />
PSAMITOS<br />
SEDIMENTOS<br />
DE GRANULA-<br />
ÇÃOFINAOU<br />
PELITOS<br />
I. Conglomerado<br />
256 MATACÕES<br />
Blocos ou CAS-<br />
64-256 CALHO GROS-<br />
SO<br />
4-64<br />
Seixos ou CAS-<br />
CALHO FINO<br />
2-4 GRÂNULOS<br />
CONGLOMERADOS<br />
E BRECHA<br />
AREIA GROS- ARENITOS GROS-<br />
1/4-2 SA<br />
SEIROS<br />
1/16-1/4 AREIA FINA<br />
1/256-1/16<br />
SILTE<br />
1/256 ARGILA<br />
ARENITOS FINOS<br />
SIL TITOS E FOLHE-<br />
LHOS<br />
ARGILITOS E FO-<br />
LHELHOS<br />
São geralmente forma-<br />
dos por fragmentos de<br />
rocha ou matriz<br />
arenosa ou síltica. As<br />
varieda-des com<br />
partículas<br />
arredondadas são os<br />
CONGLOMERADOS.<br />
Quando as partículas<br />
são irregulares, tem-se<br />
a brecha.<br />
As areias são predomi-<br />
nantemente formadas<br />
por quartzo. Por cimen-<br />
tação, formam os areni-<br />
tos. Arenitos com 25%<br />
ou mais de feldspato<br />
denominam-se<br />
arcósios.<br />
Os siltes são formados<br />
por minerais finalmente<br />
moídos (pode de rocha)<br />
e a compactação forma<br />
os siltitos.<br />
As argilas são predomi-<br />
nantemente composta<br />
por argilo minerais e<br />
são plásticas. Os argili-<br />
tos são mais maciços e<br />
os folhelhos<br />
apresentam<br />
foliação<br />
Consistem de fragmentos de rochas grandes (> 2 mm), os chamados<br />
clastos. Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha, podendo<br />
indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os c1astos sofrem arredondamento,<br />
em geral estão associados a uma matriz arenosa, e o depósito constitui um<br />
ortoconglomerado.<br />
Os fragmentos que formam o conglomerado são unidos por matriz<br />
arenosa, argilosa e agentes cimentantes (sílica, óxidos de ferro, carbonatos). Os<br />
seixos individuais são bem selecionados e arredondados. Os seixos do<br />
conglomerado podem ser de qualquer mineral ou rocha, sendo mais comum<br />
serem constituídos de materiais resistentes como o quartzo ou fragmentos de<br />
77
quartzito. Fragmentos de calcários ou granitos podem predominar em alguns<br />
casos.<br />
Águas correntes muito fortes, gelo ou a gravidade são os únicos agentes<br />
competentes para o transporte de seixos grandes. Os ambientes comuns de<br />
ocorrência de conglomerados são terraços aluvionares, canais de rios ou praias.<br />
II. Brecha<br />
FOTO – CONGLOEMRADO EM MATRIZ DE ARENITO GROSSO<br />
Brechas são rochas elásticas de granulação grosseira nas quais os<br />
fragmentos são angulares e apresentam poucas evidências de abrasão. O<br />
material normalmente é pouco selecionado e apresenta matriz fina. As brechas<br />
mais comuns se originam da atividade glacial ou outros fenômenos de movimento<br />
de massas.<br />
FOTO – BRECHA<br />
78
III. Arcósio<br />
São rochas clásticas que contém no mínimo 25 % de feldspatos. O quartzo<br />
é o outro constituinte principal. A rocha tem geralmente coloração rósea e lembra<br />
muito o granito. Normalmente tem granulação grosseira, pouco arredondamento e<br />
seleção- moderada .<br />
IV. Arenitos<br />
Sedimentos clásticos nos quais a maioria das partículas tem diâmetro entre<br />
1/6 a 2 mm. Os grãos individuais são geralmente arredondados e mostram<br />
claramente os efeitos da abrasão. O quartzo normalmente é o mineral dominante,<br />
mas, feldspatos, granadas, micas e outros minerais podem estar presentes em<br />
quantidades variáveis.<br />
Arenitos pouco selecionados e com grande quantidade de argila associada<br />
(mais que 20%) são chamados de grauvacas.<br />
79
Os agentes cimentantes comuns são carbonatos, sílica e óxidos de ferro.<br />
Os arenitos normalmente são estratificados e de coloração variável dependendo<br />
do cimentante. A sua distribuição é generalizada, sendo encontrados nos mais<br />
diversos ambientes.<br />
V. Siltitos<br />
Os siltitos são rochas clásticas de granulação fina com mais da metade de<br />
suas partículas com diâmetro entre 1/16 a 1/256 mm. A estratificação é bem<br />
evidente e sua composição mineralógica comum é o quartzo associado em menor<br />
quantidade com micas e minerais de argila.<br />
Aparecem nos deltas ou planícies de inundação dos rios. Dificilmente<br />
formam depósitos espessos, ocorrendo normalmente estratos intercalando<br />
argilitos ou arenitos.<br />
VI. Argilitos<br />
FOTO – Amostra de Argilito, aspecto untuoso e coloração escura<br />
80
Rochas clásticas de granulação fina cujas partículas são menores que<br />
1/256 mm. Apresentam estratificação muito fina recebendo a denominação de<br />
folhelho.<br />
Os minerais de argila, micas e algumas vezes o quartzo constituem a<br />
maioria d as rochas. A calcita pode estar presente atuando como cimentante.<br />
5.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas<br />
As rochas sedimentares são formadas a partir de minerais percipitados,<br />
como a calcita e dolomita, a sílica, a halita e silvita, já as rocgas sedimentares<br />
orgânicas são originadas pela precipitação e/ou acúmulo de materiais orgânicos<br />
animais e vegetais, como esqueleto (diatomito), conchas, carapaças (recifes de<br />
corais), restos vegetais (carvão).<br />
5.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química<br />
I. Calcários<br />
São rochas sedimentares que contém mais de 50 % de carbonato de<br />
cálcio. Podem aparecer algumas impurezas tais como argilas, quartzo, óxidos de<br />
ferro e fragmentos de rocha. A calcita e o CaCO3 podem ter origem de<br />
precipitação química, orgânica ou ser formados por detritos. São classificadas<br />
com base em sua textura ou outra propriedade relevante. Todos os calcários são<br />
semelhantes em composição e apresentam efervescência em HCI a frio. A calcita<br />
pode aparecer associadas à dolomita CaMg(CO3)2 .<br />
81
II. Laterita<br />
A laterita é formada pelo acúmulo secundário de óxidos de ferro como a<br />
hematita e a goetita. Apresenta coloração vermelha ou bruna intensa, dureza<br />
elevada e alta densidade. Forma-se normalmente na região de oscilação do<br />
lençol freático próximo à superfície. A fase pouco endurecida da laterita é<br />
chamada de plintita, que ora secando, ora umedecendo, sofre endurecimento<br />
irreversível e transforma-se em laterita.<br />
III. Evaporitos<br />
São depósitos de cloreto de sódio, potássio, sulfatos, carbonatos, boratos e<br />
outros sais comumente relacionados com a evaporação exagerada do solvente.<br />
Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc. É exemplo o<br />
sal em Cotiguiba, Sergipe e Nova Olinda, Amazonas.<br />
5.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas<br />
De acordo com POPP (1998), são sedimentos formados pela acumulação<br />
bioquímica de carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e<br />
transformação da própria matéria orgânica. O acúmulo de carbonato ou<br />
sedimentos acaustobiolitos, ou seja, não-combustíveis, merecem destaque os<br />
calcários formados pela acumulação de conchas, corais etc. ou originados pela<br />
intervenção de certas algas, assim como sedimentos formados pela acumulação<br />
de estruturas silicosas de foraminíferos e diatomáceos (diatomitos). A sílica e<br />
outras substâncias são denominadas caustobiolitos, ou seja, biolitos<br />
combustíveis, e se formam pela acumulação de maior ou menor quantidade de<br />
matéria orgânica juntamente com uma certa porção dos sedimentos argilosos ou<br />
calcários.<br />
O tipo de material acumulado é predominantemente formado por restos<br />
orgânicos com um dado teor de carbono. Esses sedimentos (acumulo de restos<br />
vegetais, por exemplo) se formam em um ambiente redutor (anaeróbico) com<br />
maior ou menor teor de argila. O sedimento assim formado chama-se turfa. Com<br />
a evolução diagenética (incrementação de carbono), a turfa passa a outras formas<br />
cada vez mais ricas em carbono chamadas linhito, hulha e antracito.<br />
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente<br />
constituída por seres aquáticos como algas, plâncton, e a deposição ocorre em<br />
82
lagunas costeiras ou mares rasos semifechados como o Mar Negro, por exemplo,<br />
os sedimentos que se formam são denomina sapropélicos, e de sua diagênese e<br />
evolução se formam os folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos e o<br />
petróleo.<br />
I. Fosforitos<br />
São rochas de origem orgânica resultante do acúmulo de detritos de<br />
peixes, répteis e mamíferos. Também são conhecidos por fosfatos de rocha. Sua<br />
constituição principal é fosfato e carbonato de cálcio. O aspecto e textura dessas<br />
rochas são muito variáveis.<br />
83
<strong>CAPÍTULO</strong> 6 - ROCHAS METAMÓRFICAS<br />
6.1. Introdução<br />
As rochas sedimentares são formadas, de modo geral, pela desintegração<br />
e/ou decomposição de rochas pré-existentes, com posterior transporte dos<br />
detritos ou fragmentos, culminando o processo com a deposição ou sedimentação<br />
dos produtos da erosão, perto ou longe da área fonte que forneceu o material.<br />
Desse modo, as condições de pressão e temperatura em que se formam<br />
as rochas sedimentares conseqüentemente aproximam-se ou são idênticas às da<br />
superfície terrestre.<br />
Por outro lado, as rochas ígneas derivam-se da solidificação de um magma<br />
e se cristalizam a temperaturas no geral desde 1100º C até 600º C, sob condições<br />
de pressão variando desde atmosféricas (caso das lavas) até alguns milhares de<br />
bárias (condições de profundidades de até 20 km; caso das rochas plutônicas).<br />
Figura 42. Metamorfismo regional em área da crosta instável sujeita a fortes compressões. A<br />
intensidade do metamorfismo decresce nas rochas no sentido de (C) para (A);<br />
(Extraído de Popp, 1998).<br />
As rochas sedimentares bem como as magmáticas, quando soterradas a<br />
84
profundidades de 3 a 20 km em determinados ambientes geológicos onde atuam<br />
altas pressões (dos tipos hidrostáticos e cisalhantes) e temperaturas (que oscilam<br />
desde 100 até 600º C), tornam-se instáveis, transformando-se e constituindo<br />
assim uma rocha metamórfica. Tais transformações são mineralógicas e/ou<br />
texturais, de modo que a rocha passa a ter uma nova composição mineralógica e<br />
novas texturas e estruturas.<br />
A classificação das rochas metamórficas não obedece a critérios<br />
determinados como nos casos anteriores, dada a sua grande variabilidade. Os<br />
mais diversos tipos de rochas são passíveis de se metamorfizarem, de modo que<br />
não existem parâmetros distintivos de aplicação ampla.<br />
As rochas metamórficas são aquelas que sofreram fundamentais<br />
modificações devido à ação do calor, pressão e ação química de fluídos e gases.<br />
Essas novas rochas, consequentemente, chamadas de metamórficas formaram-<br />
se a partir do fenômeno metamorfismo, ou seja, transformação.<br />
As fontes de calor durante os processos metamórficos são corpos<br />
magmáticos em resfriamento, desintegração radioativa de elementos e devido ao<br />
gradiente geotérmico. Os fluídos e gases podem vir da porção volátil do magma<br />
ou da atmosfera e hidrosfera superficiais.<br />
Os principais efeitos do metamorfismo são:<br />
1- recombinação química e crescimento de novos minerais com ou sem a adição<br />
de elementos de fluídos ou gases percolantes;<br />
2- deformação e rotação dos grãos minerais constituintes;<br />
3- recristalização de minerais em grãos maiores.<br />
O resultado final é uma rocha de maior cristalinidade e dureza, adquirindo<br />
novas feições estruturais como dobras ou outras expressões de deformação<br />
(Tabela 12).<br />
Tabela 12 – exemplos de rochas metamórficas de acordo com as classes químicas<br />
MATERIAL DE ORIGEM CLASSES QUÍMICAS<br />
Granitos, Arenitos, quartizitos etc Rochas Quartzo-feldspáticas<br />
Argilitos, Folhelhos Rochas Aluminosas<br />
Calcários e Dolomitos Rochas Carbonatadas<br />
Rochas de Magma Gábrico, Dioritos Rochas Básicas<br />
Peridotios e Serpentinitos Rochas Magnesianas<br />
Sedimentos Ferruginosos Rochas Ferruginosas<br />
85
Cada uma destas classes químicas mencionadas anteriormente possui<br />
exemplos característicos como:<br />
CLASSES QUÍMICAS EXEMPLOS<br />
Rochas Quartzo-feldspáticas Gnaisses e Quartzito<br />
Rochas Aluminosas Ardósia, Filito e Micaxisto<br />
Rochas Carbonatadas Mármore e Escarmito<br />
Rochas Básicas Anfibolitos e Metabasitos<br />
Rochas Magnesianas Talcoxisto e Talcito<br />
Rochas Ferruginosas Itabiritos<br />
6.2. Tipos de Metamorfismo<br />
6.2.1. Metamorfismo de Contato<br />
Desenvolve-se ao redor de corpos ígneos intrusivos (como batólitos), que<br />
cedem parte de sua energia térmica às rochas vizinhas encaixantes (Figura 43 e<br />
44). Em conseqüência, as rochas assim metamorfisadas apresentam-se em<br />
auréolas envolvendo o corpo ígneo. Essas auréolas possuem no máximo algumas<br />
centenas de metros de espessura. O fator dominante na sua formação é a<br />
temperatura e as soluções gasosas que emanam do corpo ígneo, enquanto a<br />
pressão tem um papel secundário.<br />
Figura 43. Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas sofrem<br />
diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e baixo em<br />
(A).<br />
86
Figura 44 - Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas<br />
sofrem diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e<br />
baixo em (A).<br />
6.2.2. Metamorfismo Regional<br />
Desenvolve-se em regiões que sofrem tectonismo intensivo, isto é,<br />
compressões e dobramentos de extensas áreas da crosta com atuação de<br />
pressões orientadas e temperaturas muito elevadas (Figura 45). Em geral, as<br />
rochas que sofrem este tipo de metamorfismo ocorrem em áreas onde existem ou<br />
existiram grandes cadeias montanhosas, fazendo parte dos chamados escudos<br />
cristalinos.<br />
Figura 45. Metamorfismo regional em área da costa instável, sujeita a fortes compressões.<br />
87
6.3. Foliação<br />
Foliação - habilidade da rocha de se separar ao longo de superfícies<br />
aproximadamente paralelas, devido à distribuição paralela das camadas ou linhas<br />
de uma ou vários minerais na rocha. Pode ser expressa por: fratura paralela de<br />
pequena espessura (ardósias), arranjamento paralelo de minerais alongados<br />
(xistosidade) ou por camadas alternadas de composição mineralógica distinta<br />
(gnaisse).<br />
A foliação desenvolve-se durante o metamorfismo por stress orientado e,<br />
característica fundamental das rochas metamórficas, serve como critério de<br />
classificação.<br />
Rochas metamórficas que não apresentam foliação são, aparentemente,<br />
desprovidas de estrutura e constituídas de apenas um mineral.<br />
6.4. Classificação das Rochas Metamórficas<br />
A identificação das rochas metamórficas é muito complexa e é difícil<br />
formular um sistema de classificação satisfatório na sua composição mineralógica<br />
ou modo de origem. O modo mais conveniente de classificar as rochas<br />
metamórficas é agrupa-Ias de acordo com suas feições estruturais com posterior<br />
subdivisão, de acordo com sua composição. Dessa forma, dividem-se as rochas<br />
naquelas que apresentarem foliação e naquelas que não apresentam foliação. As<br />
que apresentam foliação são posteriormente agrupadas de acordo com o tipo de<br />
foliação. Os tipos mais importantes são os da relação que segue na Tabela 13.<br />
88
Tabela 13 - Classificação das rochas metamórficas<br />
6.4.1. Ardósias<br />
89
São rochas de granulação muito fina de minerais praticamente<br />
imperceptíveis a olho nu e apresentam foliação na forma de fraturas paralelas de<br />
pequena espessura e excelente xistosidade. As ardósias são densas, de<br />
coloração escura, cinza, vermelha, verde ou preta. Rochas de baixo grau<br />
metamórfico (incipiente, derivadas de rochas do tio argilito/siltito.<br />
6.4.2. Filitos<br />
São rochas xistosas, de granulação fina, apresentam um brilho sedoso<br />
típico devido à presença de pequenos cristais de serecita. As cores são variadas,<br />
sendo comuns os tons castanhos claro, esverdeado, cinza, esbranquiçado, etc.<br />
são rochas com boa xistosidade e os planos de xistosidade metamórficos (fraco)<br />
originados de argilito/siltito.<br />
6.4.3. Xistos<br />
São rochas de xistosidade bastante acentuada onde os cristais<br />
constituintes são bem visíveis e apresenta-se em folhas ou placas delgadas. A<br />
composição predominante é de biotita, moscovita, clorita, quartzo, etc. (Figura 46)<br />
90
Figura 46 - Xistosidade vista ao microscópio<br />
6.4.4. Gnaisses<br />
Os gnaisses apresentam granulação mais grosseira e foliação resultando<br />
camadas de constituição mineralógica distinta (minerais agrupam formando as ou<br />
faixas alternadas em tons claros e escuros). (Figura 47)<br />
Figura 47 - Camadas mineralogicamente distintas do gnaisse.<br />
Essa rocha origina-se do metamorfismo intenso de rochas da família dos<br />
granitos - riólitos ou a partir de rochas sedimentares arenosas ou metamórficas de<br />
pequena intensidade. São rochas constituídas por micas, anfibólios, quartzo e<br />
feldspato.<br />
6.4.5. Metaconglomerados<br />
O metaconglomerado é um conglomerado que foi alterado pelo calor e<br />
pressão de uma forma que os seixos estão deformados, quebrados e fundidos<br />
uns aos outros. Os seixos podem apresentar certa orientação dentro da rocha.<br />
91
São rochas normalmente muito endurecidas. A matriz areno-siltosa também<br />
apresenta deformações estruturais.<br />
6.4.6. Quartzito<br />
Os quartzitos puros são originados de arenitos quartzíferos, os menos<br />
puros normalmente apresentam micas associadas, compostas por mais de 80 %<br />
de quartzo. Possuem em geral coloração clara, dureza muito elevada e aspecto<br />
maciço. Não apresentam foliação.<br />
6.4.7. Mármore<br />
Rocha metamórfica sem foliação, o mármore é constituído principalmente<br />
de calcita e dolomita. As cores variam do branco, róseo ao cinza, marrom e preto.<br />
Apresentam dureza baixa, alta compacidade e efervescência com ácido clorídrico<br />
a frio.<br />
92
6.4.8 Anfibólios<br />
Rochas compostas de anfibólios e feldspatos (plagioglásios). Apresentam<br />
orientação de minerais e provem de rochas ígneas básicas.<br />
6.4.9. Itabiritos<br />
É um tipo essencial de quartizito, provavelmente de rocha sedimentar<br />
química, que se caracteriza por uma alternância de bandas de quartzo e bandas<br />
de hematita (geralemente especularita).<br />
93
Tabela 14 – Identificação das rochas metamórficas<br />
94
<strong>CAPÍTULO</strong> 7 - MINERALOGIA DE <strong>SOLO</strong>S<br />
7.1. Introdução<br />
As rochas são o substrato do qual se originam praticamente todos os solos.<br />
É a partir da desagregação destas, que o clima, relevo, organismos e tempo<br />
(fatores de formação) exercem sua influência no processo de evolução dos solos.<br />
As características das rochas, principalmente a composição química e<br />
mineralógica, sua resistência mecânica e a sua textura vão influir sobre o teor de<br />
elementos químicos colocados em disponibilidade para as plantas, sobre as<br />
reservas minerais do solo, sobre a coloração que o solo pode apresentar, sobre a<br />
textura e também sobre a profundidade do perfil do solo.<br />
Como as rochas são formadas de minerais, é indispensável o<br />
conhecimento das propriedades dos minerais que entram na composição das<br />
principais rochas. Na análise desses minerais obtêm-se muitas informações como<br />
a capacidade potencial do solo de fornecer nutrientes às plantas, no entanto, a<br />
simples presença do nutriente na composição do mineral não é indicativo da sua<br />
presença no solo. Isso dependerá da maior ou menor facilidade com que esse<br />
nutriente será liberado para o solo, o que é função da sua maior ou menor<br />
susceptibilidade à decomposição química provocada pelo intemperismo.<br />
Muitos minerais têm sua composição química definida. Outros têm uma<br />
série de compostos onde elemento metálico pode ser total ou parcialmente<br />
substituído por outro. Assim têm-se dois minerais muito similares quimicamente e<br />
em muitas de suas propriedades físicas, mas diferem na cor e em outras<br />
propriedades físicas. Raramente, uma propriedade física ou química identifica um<br />
mineral, em geral necessita-se de muitas características como clivagem, fratura,<br />
cor, etc.<br />
Com essas observações conclui-se que é relevante o conhecimento básico<br />
dos minerais dentro do estudo da origem e formação dos solos. Entretanto, o solo<br />
não é apenas função do seu material de origem. Sendo assim, a análise da<br />
influência dos fatores de formação do solo não poderá ser feita de maneira<br />
isolada, mas de forma conjunta.<br />
95
COMPOSIÇÃO DO <strong>SOLO</strong><br />
TEMPO<br />
Figura 48 - Formação do solo a partir de uma rocha<br />
Os solos minerais contêm 4 componentes principais:<br />
1) substâncias minerais;<br />
2) matéria orgânica;<br />
3) água;<br />
4) ar.<br />
Estes se encontram geralmente em estado adiantado de subdivisão e<br />
muito bem misturados, sendo difícil de serem separados. A Figura 49 representa<br />
a composição em volume de um solo.<br />
Neste capitulo, será abordado a porção inorgânica da fase sólida do solo.<br />
96
Figura 49. Composição volumétrica de um solo, quando apresenta boas condições para o<br />
crescimento vegetal. O aumento de água no solo é extremamente variável e suas<br />
proporções determinam em grau elevado sua adequabilidade para o crescimento<br />
vegetal.<br />
7.2. Minerais do Solo<br />
A parcela inorgânica da fase sólida do solo é variável em tamanho e<br />
composição, sendo composta geralmente de pequenos fragmentos de rocha e de<br />
minerais de várias espécies.<br />
Os fragmentos de rocha são remanescentes de rochas maciças, da qual se<br />
formam por intemperismo, no regolito (manto de alteração) e por sua vez, no solo<br />
apresentando geralmente granulação grosseira (Tabela 15). Os minerais, pelo<br />
contrário, são extremamente variáveis em tamanho. Alguns são tão grandes como<br />
os fragmentos menores de rochas; outros, como as partículas coloidais da argila,<br />
são tão pequenos que só podem ser vistos com o auxílio de um microscópio<br />
eletrônico.<br />
GRAVE BEM !<br />
Minerais primários - são aqueles herdados de rochas metamórficas ou<br />
magmáticas e que não sofreram alteração em sua estrutura e composição. Ex.:<br />
quartzo. Geralmente os minerais primários dominam as frações maiores do solo,<br />
especialmente nas areias.<br />
97
Minerais secundários - são aqueles formados pela desintegração de<br />
minerais menos resistentes, à medida que se desenvolve a alteração da rocha<br />
(regolito) e progrediu a formação do solo. Ex.: argilas silicatadas (filossilicatos) e<br />
os óxidos de ferro e alumínio.<br />
Geralmente os minerais primários dominam as frações maiores do solo,<br />
especialemnte areias.<br />
Tabela 15 - Quadro classes de tamanhos principais de partículas inorgânicas.<br />
Tamanho da Diâmetro das<br />
Meios de Composição<br />
Fração partículas (mm)<br />
Nome<br />
Observação dominante<br />
Muito Grosso > 2,0<br />
98<br />
Seixos e<br />
Fragmentos de<br />
Cascalho<br />
Olho nu<br />
rocha<br />
Grosso 0,02 a 2,0 Areia Olho nu Minerais<br />
Fino 0,002 a 0,02 Silte Microscópico<br />
Muito Fino < 0,002 Argila<br />
primários<br />
Minerais<br />
primários e<br />
secundários<br />
Microscópico Minerais<br />
Eletrônico secundários<br />
As partículas mais grossas de areia são com freqüência, fragmentos de<br />
rocha e minerais. Concreções e nódulos são de ocorrência comum nas frações<br />
grosseiras de solos tropicais.<br />
Há geralmente, predominância de quartzo nas granulações mais finas de<br />
areia, como também nas frações granulométricas de silte (Figura 50).
Figura 50 - Relações gerais entre o tamanho da partícula e os tipos de minerais presentes.<br />
Quartzo predomina sobre frações grosseiras. Silicatos primários, como feldspatos, hornblenda e<br />
micas, acham-se presentes nas areias, porém tendem a desaparecer à medida que se caminha<br />
para as frações mais finas. Silicatos secundários predominam na fração argila. Outros minerais<br />
secundários como óxidos e ferro e de alumínio predominam nas frações silte fino e argila grossa<br />
7.2.1. Cascalho e Areia<br />
Os fatores formadores do solo determinam ações físicas, químicas e<br />
biológicas que transformam a rocha original. As primeiras desintegram o material,<br />
dando origem às frações grosseiras do solo chamadas cascalho e areia. Tais<br />
partículas possuem tamanho maior que 0,05 mm de diâmetro e mantém as<br />
características da rocha mãe.<br />
A areia grossa é constituída por fragmentos de rochas nos quais persistem<br />
uma boa parte dos minerais originais. A areia fina, por sofrer ação mais intensa do<br />
intemperismo, apresenta os constituintes separados ou individualizados da rocha<br />
mãe.<br />
Com o prosseguimento da ação do intemperismo físico e químico, surgem<br />
partículas cada vez menores como o silte e a argila (Figura 51).<br />
99
Figura 51 - Ação do intemperismo físico e químico<br />
7.2.2. Silte<br />
Na mineralogia, a fração silte é a menos definida que a areia e a argila,<br />
pois se constitui de produto proveniente da desintegração física e da alteração<br />
química. Encontra-se então no silte minerais primários, medianos a altamente<br />
resistentes ao intemperismo e uma quantidade significativa de minerais<br />
secundários, porém em menor proporção. Também encontramos freqüentemente<br />
produtos intermediários de alteração dos minerais primários originais.<br />
O fato de existir minerais primários, produtos intermediários e minerais<br />
secundários na fração silte, demonstra a instabilidade destas partículas no solo e<br />
seu caráter dinâmico no que tange à alteração dos minerais do solo.<br />
Façamos uma analogia entre a fração silte e as prateleiras de um<br />
supermercado. A fração silte seria o depósito do supermercado, de onde são<br />
retirados os produtos para serem expostos na prateleira, sendo desenfardados e<br />
individualizados. A retirada dos produtos nas prateleiras é responsabilidade do<br />
intemperismo, e a parte dos produtos do intemperismo serão formados os<br />
minerais da fração argila e serão liberados elementos nutrientes essenciais ao<br />
desenvolvimento da vida vegetal, assim como outros elementos que em níveis<br />
elevados na solução do solo, podem ser tóxicos às plantas como o AI e o Mn.<br />
100
Mineralogicamente, areia e silte representam a reserva mineral de um solo<br />
se neles existirem minerais facilmente decomponíveis. O intemperismo, através<br />
de reações de hidrólise principalmente, será capaz de liberar elementos que<br />
poderão servir de nutrientes para as plantas, poderão se recombinar com outros<br />
componentes de meio, dando origem a minerais secundários na fração argila do<br />
solo, e também poderão ser perdidos por lixiviação.<br />
7.2.3. Argila<br />
Na fração argila há um predomínio absoluto de minerais secundários<br />
enquanto que nas frações mais grosseiros encontramos minerais primários<br />
dominando. As partículas mais grossas da fração argila (2,0 a 0,2 mm.)<br />
comumente apresentaram alguns minerais primários.<br />
Alguns minerais contidos na fração argila poderão ser herdados<br />
diretamente da rocha, como é o caso de solos desenvolvidos de rochas<br />
sedimentares, havendo pequenas alterações apenas.<br />
As partículas de argila têm alta "atividade" nas propriedades químicas,<br />
físicas e também biológicas do solo. A areia e o silte possuem muito pouca<br />
atividade de superfície e pouco contribuem no balanço total das propriedades do<br />
solo. Havendo uma redução no tamanho das partículas, maior é a superfície<br />
específica provocando na expressão das propriedades. A argila é muito mais ativa<br />
que a areia e silte.<br />
7.3. Relembrando outros capítulos...<br />
Até agora você já aprendeu os o que são minerais e sua classificação, o<br />
que é uma rocha e os critérios para caracterizá-lo como Magmáticas,<br />
Metamórficas e Sedimentares e Intemperismo.<br />
Veremos agora como relacionar material de origem (rocha) com a<br />
composição mineralógica das frações areia e silte, onde encontramos os minerais<br />
primários.<br />
Relembrem os capítulos das Rochas Magmáticas, Metamórficas e<br />
Sedimentares.<br />
101
7.3.1. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do<br />
solo<br />
Para analisar a composição mineralógica de um solo, existem vários<br />
métodos, entre eles, difratometria de raio “X" ou ATD (análise térmica diferencial).<br />
Porém, são métodos caros e requerem especialização no uso. Por isso, foram<br />
desenvolvidos métodos de química que apresentam como resultado os teores de<br />
componentes totais do solo, uma vez que é feito um ataque ácido para dissolver<br />
os minerais.<br />
A partir deste ataque ácido são obtidos as porcentagens de silício, alumínio<br />
e ferro (%SiO2; %Al2O3 e % Fe2O3).<br />
Sendo os minerais da fração argila, predominantemente, filossilicatos<br />
secundários e óxidos de ferro e alumínio, poder-se-ia avaliar a composição<br />
mineralógica de um solo a partir da análise química total?<br />
Veja a composição química destes minerais:<br />
Tabela 16 - Composição química de alguns minerais da fração argila<br />
MINERAIS SiO2 % Al2O3 %<br />
Gibsita AI(OH)3 0 65,40<br />
Caulinita (1:1) 45,80 39,55<br />
Vermiculita (2:1) 34,04 14,37<br />
Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76<br />
llita (2:1) 56,91 18,55<br />
Estabelecendo-se uma relação molecular entre SiO2 e Al2O3, obtém-se um<br />
número chamado de "razão Ki", e que serve como índice de intemperismo do<br />
solo, pois é possível avaliar indiretamente a composição mineralógica da fração<br />
argila do solo.<br />
Veja como é:<br />
Ki = mol SiO2 = 60 = 1,7 x SiO2 %<br />
---------------- -------- -----------<br />
mol Al2O3 Al2O3 Al2O3 %<br />
----------<br />
102<br />
A Tabela 17 mostra o teor de sílica e de alumínio e o índice Ki de alguns<br />
minerais de argila.<br />
102
Tabela 17 - Composição química e índice Ki de alguns minerais da fração argila<br />
MINERAIS SiO2 % AI2O3 % Ki<br />
Gibsita AI (OH)2 0 65,40 0<br />
Caulinita (1:1) 45,80 39,55 1,97 = 2<br />
Vermiculita (2:1) 34,04 14,37 3,78 = 4<br />
Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76 4,41<br />
lIita (2:1) 56,91 18,55 5,24<br />
Observa-se que a caulinita possui Ki = 2, enquanto que nos minerais de<br />
argila 2:1 Ki = 4 a 5. Com base nesses dados é que se faz a interpretação do Ki<br />
da fração argila do solo, ou seja:<br />
Valor Ki MINERALOGIA DA FRAÇÃO ARGILA DO <strong>SOLO</strong><br />
Ki = 2 há predominância de caulinita cujo Ki é 2<br />
Ki < 2 indica que junto à caulinita há presença de gibbsita<br />
103<br />
(hidróxidos de alumínio), que faz baixar o valor do<br />
Ki tanto mais quanto maior for sua quantidade na<br />
mistura; a condição extrema seria Ki = O, o que<br />
indicaria total ausência de minerais silicatos, como<br />
minerais de argila e presença exclusiva de gibbsita.<br />
Ki entre 2 e 4 indica que junto à caulinita há presença de minerais<br />
de argila do tipo 2:1, que fazem elevar o valor de Ki<br />
tanto mais quanto maior for sua participação na<br />
mistura.<br />
Ki > 4 há predominância de argila do tipo 2:1.<br />
Portanto, o índice Ki revela as quantidades relativas de caulinita, gibbsita e<br />
minerais de argila do tipo 2:1 na fração argila do solo, porém não informa<br />
presença de hematita e goetita. Esses óxidos de ferro, encontrados em solos<br />
tropicais, é dado pelo próprio teor de Fe2O3 provenientes do mesmo ataque<br />
sulfúrico mencionado.
Tabela 18 - índice Ki de alguns solos do Brasil<br />
Solo Ki Mineralogia da fração argila<br />
Podzólico Vermelho Amarelo (DF) 2,0 Predomina caulinita<br />
104<br />
Latossolo Vermelho Escuro (DF) 1,3 Caulinita + sequióxidos de AI e Fe<br />
Latossolo Vermelho Amarelo (DF) 0,3 Gibsítico<br />
Latossolo Roxo (SP) 0,7 Gibsita + 1:1<br />
Latossolo Roxo (SP) 1,4 1:1 + óxidos de Fe e AI<br />
Latossolo Amarelo (PA) 1,6 1:1 + óxidos de Fe e AI<br />
Terra Roxa Estruturada (PR 1,9 1:1 + óxidos de Fe e AI<br />
Podzólico Vermelho Amarelo (SP) 1,9 1:1 + óxidos de Fe e AI<br />
Cambissolo Substrato Basalto (SP 2,7 1:1+2:1<br />
Litossolo Substrato Basalto (SP 3,0 1:1+2:1<br />
Brunizem Avermelhado (PR) 3,2 2:1+1:1<br />
Vertissolo (PE) 4,0 2:1<br />
Para simplificar a interpretação dos índices Ki é apresentado a seguinte<br />
tabela.<br />
Tabela 19 - Interpretação dos valores de índice Ki para mineralogia da fração argila<br />
Ki Interpretação<br />
0 Gibsita<br />
< 0,8 Predomina gibsita sobre caulinita (1:1)<br />
0,8 – 1,9 Predomina caulinita sobre gibsita<br />
2 Caulinita<br />
2,1 – 3,0 Predomina caulinita sobre minerais 2:1<br />
3,1 – 4,0 Predominam 2:1 sobre caulinita<br />
> 4,1 Minerais 2: 1<br />
Sabendo quais os possíveis constituintes das diferentes frações<br />
granulométricas do solo, silte e argila, isto é, como os minerais primários e<br />
secundários se distribuem no solo, será discutida um pouco mais detalhada a<br />
fração argila, ainda não abordada.
<strong>CAPÍTULO</strong> 8 - MODELO DE EVOLUÇÃO DOS <strong>SOLO</strong>S<br />
8.1. Seqüência Cronológica<br />
A seqüência básica de solos de idade (cronosseqüência). Por exemplo:<br />
(Figura 93):<br />
Litossolos - Cambissolos - Solos com B textural – Latossolos<br />
Figura 52 - Ocorrência de solos de diferentes idades, de acordo com o relevo. As setas<br />
indicam o aumento da erosão e da pedogênese.<br />
Os solos são mais novos (menos intemperizados) em (a) e mais velhos<br />
(mais intemperizados) em (d).<br />
Se atividade bioclimática (ação dos organismos e do clima) for menos<br />
intensa, desde que a topografia seja a mesma, o solo será mais novo em cada<br />
umas das posições a, b, c, d, conforme a Tabela 28. O quadro exemplifica as<br />
tendências de ocorrência dos solos nos vários segmentos de paisagem, conforme<br />
a intensidade maior ou menor (em relação ao nível de referência) dos agentes<br />
bioclimáticos.<br />
105<br />
No Nordeste brasileiro, por exemplo, onde a condição bioclimática é menos
ativa, pode inexistir o Latossolo mesmo que, topograficamente, a paisagem seja<br />
suave, favorecendo, neste aspecto, um envelhecimento maior do solo. O grau de<br />
intemperismo ai não é pronunciado em razão da baixa intensidade dos fatores<br />
bioclimáticos, em relação ao intenso processo erosivo.<br />
Da mesma forma que a intensidade da atividade bioclimática pode<br />
modificar a idade relativa ou o grau de intemperismo de um solo, os outros fatores<br />
de formação do solo, como material de origem e tempo, também agem da mesma<br />
forma.<br />
Tabela 20 - Influência da variação da atividade bioclimática na idade relativa do solo<br />
Bioclima<br />
Bioclima de<br />
referência<br />
Bioclima<br />
menos ativo<br />
Bioclima mais<br />
ativo<br />
Segmentos da Paisagem<br />
a b c d<br />
Litossolos Cambissolos<br />
Afloramento de<br />
rochas<br />
Cambissolos<br />
Solos com B<br />
textural<br />
Litossolos Cambissolos<br />
Solos com B<br />
textural<br />
Latossolos<br />
106<br />
Solos com B<br />
textural<br />
Latossolo I Latossolo II<br />
WHITESIDE (1953), por exemplo, distingue três parâmetros relativos à<br />
rocha de origem que interessam a intemperização. São eles:<br />
a) composição química ou mineralógica;<br />
b) estrutura ou fábrica;<br />
c) granulometria.<br />
As rochas ricas em minerais máficos são, em princípio, mais facilmente<br />
intemperizáveis do que as ricas em minerais félsicos, mas, mesmo ai, a estrutura<br />
ou fábrica pode inverter esta ordem.<br />
Minerais máficos são os minerais mais comuns nas rochas escuras como<br />
basalto, diabásio etc., tais como: olivinas, anfibólios, piroxênios e biotita. Estes<br />
minerais têm altos teores de Fe, Mg.<br />
Assim, no Planalto de Viçosa e em outras regiões do Brasil, os solos<br />
originados de intrusões máficas (anfibolitos e diabásios) são mais novos (Terra<br />
Roxa Estruturada), apresentando até blocos de rocha, enquanto o gnaisse<br />
encaixante apresenta um profundo manto de intemperismo com material<br />
latossólico. A estrutura gnáissica aparentemente favorece a maior intemperização
do gnaisse, apesar de os teores de minerais máficos serem maiores nas rochas<br />
máficas.<br />
Outro exemplo, talvez, mais interessante, é o que envolve o basalto e<br />
tufito. Ambas são rochas ricas em minerais máficos, mas o tufito (originado da<br />
consolidação de cinzas vulcânicas) não apresenta o aspecto massivo do basalto.<br />
O tufito intemperiza-se mais rapidamente. Para a mesma pedoforma, os solos de<br />
tufito são mais intemperizados que os originados de basalto.<br />
8.2. Modelo de Evolução dos Solos<br />
Parece que os solos, como todas as coisas, modificam-se tendendo a um<br />
equilíbrio mais estável. Um solo novo, à semelhança de uma sucessão vegetal<br />
jovem (ecossistema imaturo), tem uma alta taxa de modificação por unidade de<br />
tempo. Os solos mais velhos modificam-se mais vagarosamente até atingirem<br />
talvez um estado de quase equilíbrio.<br />
Tendência à homogeneidade<br />
O solo é originado da rocha que sofreu modificações quando colocada sob<br />
novas condições energéticas - diferentes das presentes quando da sua formação.<br />
Isto é, intemperismo ou pedogênese.<br />
Os minerais que compõem as rochas têm resistência diferente às<br />
modificações. Na série de cristalização de Bowen - que representa também uma<br />
seqüência de resistência ao intemperismo temos:<br />
Plagioclásio Ca<br />
c<br />
Quartzo<br />
107
Este sistema está sendo dividido arbitrariamente em três regiões a, b e c,<br />
representando cada qual um conjunto de minerais com resistência muito<br />
semelhante entre si, para facilitar o entendimento do modelo.<br />
Os minerais do conjunto a são facilmente intemperizáveis. O do b têm<br />
resistência intermediária e os de c são muito resistentes.<br />
A taxa de modificação/tempo ou pedogênese por unidade de tempo, isto é<br />
∆P/∆t vai ser variável conforme o conjunto de minerais (a, b ou c) envolvidos. Se<br />
for assumido que cada conjunto se modifica de uma só vez, isto é, os minerais de<br />
um conjunto só começam a se intemperizar quando os minerais do conjunto<br />
anterior menos resistente já desapareceram, observa-se:<br />
I- ROCHAS MAGMÁTlCAS<br />
a) Rochas: Diorito, riolito e granito.<br />
t1, t2 e t3 - solos em 3 tempos de evolução diferentes<br />
a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao<br />
intemperismo.<br />
tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes.<br />
O observador tx observa dois solos: t1 e t2.<br />
O solo t1 sofreu maior pedogênese que o solo t2, pois já foi intemperizado<br />
todos os minerais do grupo a, metade do grupo b intemperizados e o grupo c<br />
ainda está na rocha.<br />
108
ocha.<br />
No solo t2, 1/3 do grupo a está intemperizado, os grupos b e c estão na<br />
O observador ty observa três solos - t1, t2 e t3.<br />
Nesta observação os solos:<br />
t1 - os grupos a e b totalmente intemperizados, o grupo c início do<br />
intemperismo;<br />
t2 - o grupo a totalmente intemperizado, 1/2 do grupo b intemperizado e o<br />
grupo c na rocha;<br />
t3 - 1/3 do grupo a intemperizado, os grupos b e c na rocha.<br />
O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3.<br />
Nesta observação os solos:<br />
t1 - todos os grupos totalmente intemperizados;<br />
t2 - os grupos a e b totalmente intemperizados e 1/2 do grupo c<br />
intemperizado;<br />
t3 - O grupo a totalmente intemperizados, 1/2 do grupo b intemperizado e o<br />
grupo c na rocha.<br />
II - ROCHAS SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS<br />
a) Rochas: Filito, Migmatito e Arenito.<br />
t1, t2 e t3 - solos em 3 tempos de evolução diferentes<br />
a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao<br />
intemperismo. Os minerais a, b e c são respectivaemtne: plagioclásio, biotita e<br />
quartzo.<br />
109
tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes.<br />
O solo t1 sofreu maior pedogênese que o solo t2, pois já foi intemperizado<br />
todos os minerais do grupo a, metade do grupo b intemperizados e o grupo c<br />
ainda está na rocha.<br />
rocha.<br />
No solo t2, 1/3 do grupo a está intemperizado, os grupos b e c estão na<br />
O observador ty observa três solos - t1, t2 e t3.<br />
Nesta observação os solos:<br />
t1 - os grupos a e b totalmente intemperizados, o grupo c início do<br />
intemperismo;<br />
t2 - o grupo a totalmente intemperizado, 1/2 do grupo b intemperizado e o<br />
grupo c na rocha;<br />
t3 - 1/3 do grupo a intemperizado, os grupos b e c na rocha.<br />
O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3.<br />
Nesta observação os solos:<br />
t1 e t2- todos os grupos totalmente intemperizados;<br />
t3 - o grupo a totalmente intemperizados, 1/2 do grupo b intemperizado e o<br />
grupo c na rocha.<br />
110
<strong>CAPÍTULO</strong> 9 - NOÇÕES SOBRE GEOLOGIA HISTÓRICA E GEOLOGIA<br />
DO ESTADO DE SÃO PAULO.<br />
9.1. O Tempo Geológico<br />
O nosso planeta é incrivelmente velho para os padrões de tempo humanos,<br />
tem cerca de quatro mil e seiscentos milhões de anos. Para a maioria de nós, a<br />
paisagem natural não se altera, é estática. Exceto quando ocorrem calamidades<br />
como erupções vulcânicas ou grandes tremores de terra, a paisagem geológica<br />
não muda de forma perceptível durante o tempo de várias gerações humanas.<br />
Mas a Terra, durante o seu tempo de "vida" é altamente dinâmica, tendo<br />
testemunhado transformações extraordinárias. "Viu" formarem-se e<br />
desaparecerem oceanos e cadeias montanhosas, "observou" a ascensão e a<br />
queda de inúmeras espécies de seres vivos. O registo destes eventos está nas<br />
rochas.<br />
A evolução biológica há mais de 3.000 milhões de anos que nos vem<br />
apresentando uma sucessão ordenada de organismos que nos permite, através<br />
de estudos laboratoriais, simulações matemáticas dos processos geológicos e<br />
especulações inteligentes, fazer a reconstituição de uma história diretamente<br />
ligada à passagem do tempo geológico.<br />
Estabeleceu-se uma escala baseada na existência de sucessivas faunas e<br />
floras fósseis. Graças à evolução, a história da vida fornece-nos um "cronômetro"<br />
que permite situar acontecimentos inter-relacionados no eixo dos tempos, isto é,<br />
construir uma cronologia relativa, a biocronologia.<br />
A Estratigrafia é a parte da Geologia que estuda os estratos (um estrato é<br />
uma camada rochosa delimitada por duas superfícies ou planos de estratificação,<br />
que o separam dos estratos superiores e inferiores), isto é, as camadas de rochas<br />
sedimentares formadas na superfície terrestre. Em conjunto com a Paleontologia,<br />
constitui a base da Geologia Histórica. Através das características e conteúdos<br />
dos estratos podem-se reconstituir as condições em que aqueles se formaram e<br />
situá-los no tempo, conseguindo-se assim reconstruir a história da Terra ao longo<br />
de grandes períodos geológicos.<br />
O aparecimento e o desaparecimento de determinadas formas vivas<br />
(espécies, gêneros, famílias, ...), a sucessão e a diversificação das mesmas são<br />
111
pontos de referência que servem para definir e limitar as unidades<br />
biocronológicas, cujo conjunto constitui uma escala biostratigráfica.<br />
Historicamente, foram as grandes unidades biostratigráficas que primeiro se<br />
definiram e delimitaram. Só mais tarde, graças ao permanente progresso da<br />
paleontologia, estratigrafia e sedimentologia, foram subdivididos em unidades<br />
bioestratigráficas cada vez mais precisas.<br />
Figura 53 - Fósseis característicos ou estratigráficos, os quais permitiram a edificação de uma<br />
escala (biostratigráfica) de tempo relativo (as duas colunas da esquerda - Era e Período). Os<br />
fósseis característicos ou estratigráficos são espécies do passado, animais ou vegetais, que<br />
existiram durante períodos limitados de tempo geológico tendo-se expandido por grandes áreas<br />
geográficas, e que são usados como guias da idade das rochas que os contêm preservados.<br />
As grandes unidades biostratigráficas (andares, séries=épocas e<br />
sistemas=períodos) assentam quase sempre em mudanças mais ou menos<br />
rápidas no seio das populações fósseis. São materializadas por crises evolutivas,<br />
112
freqüentemente em ligação com fenômenos físicos (movimentos dos continentes -<br />
Tectónica de Placas-, avanço (transgressão) ou recuo (regressão) dos mares,<br />
glaciações ...). Estas descontinuidades na história da vida serviram de base a<br />
Alcide d'Orbigny para estabelecer, em meados do século passado, a divisão do<br />
tempo relativo em 27 andares (1849-1852). Embora tenha perdido os<br />
fundamentos catastróficos introduzidos por D'Orbigny, o andar continua a ser uma<br />
unidade tempo-estratigráfica fundamental, com uma referência marcadamente<br />
paleontológica, uma vez que se baseia num dado conteúdo orgânico. Um andar é<br />
uma unidade tempo-estratigráfica e baseia-se numa sucessão de zonas<br />
biostratigráficas.<br />
Figura 54 - A antiguidade, a perenidade e a importância dos artrópodes (que têm pés articulados)<br />
sobressaem nitidamente tanto nos tempos passados como na época atual. Os principais grupos<br />
existem desde o Câmbrico (-530 milhões de anos), e os mais tardios aparecem no Devônico, entre<br />
-400 e -360 milhões de anos, bem como no Carbônico (-300 milhões de anos). Poucos grupos se<br />
extinguem, à exceção dos trilobitóides, no Câmbrico, e das trilobites e artropleurides, no fim do<br />
Primário ou Paleozóico. A largura dos ramos da árvore genealógica é proporcional à abundância<br />
de representantes de cada grupo e mostra a importância e o lugar de cada um nas várias eras<br />
geológicas até à atualidade.<br />
A história da terra é subdividida em eons, que são subdivididos nas eras, que<br />
são subdivididas em períodos ou sistemas, etc. As subdivisões sucedem-se até<br />
113
ao horizonte, de acordo com o desenvolvimento dos conhecimentos<br />
paleontológicos e estratigráficos. Os nomes de subdivisões, como paleozóico ou<br />
cenozóico, podem causar estranheza, mas se decompusermos os termos já se<br />
tornam compreensivos. Por exemplo, zóico diz respeito à vida animal, e o paleo<br />
significa antigo, o meso significa o meio, e ceno significa mais recente. Assim a<br />
ordem relativa das três eras no sentido das mais antigas para as mais recentes<br />
recebe os nomes com terminação zóico de Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico,<br />
conforme visto na coluna estratigráfica (Figura 55). Os nomes da maioria dos<br />
eons terminam em zóico, porque estes intervalos de tempo são reconhecidos,<br />
frequentemente, com base na vida animal. As rochas formadas durante o Eon<br />
Proterozóico contêm fósseis de organismos muito simples, tais como bactérias,<br />
algas, e de animais vermiformes. As rochas formadas durante o Eon Fanerozóico<br />
apresentam fósseis de organismos complexos de animais e de plantas tais como<br />
os répteis, mamíferos e árvores.<br />
O andar é designado por um nome, muitas vezes o de uma localidade ou<br />
região geográfica onde pela primeira vez foi estudado e definido, acrescido do<br />
sufixo “iano” por exemplo, Oxfordiano para Oxford, em Inglaterra, e Albiano no<br />
caso de Albe, em França. O estratótipo é o padrão que serviu para definir o andar;<br />
corresponde a uma dada sucessão de camadas geológicas num afloramento e<br />
lugares precisos: por exemplo as bancadas de calcários azuis com moluscos em<br />
Semuren-Auxois, no caso do andar Sinemuriano.<br />
Vários andares sucessivos constituem uma série ou um sistema=período<br />
cujo nome é decalcado a partir de uma região natural (Jurássico, por ter sido<br />
estudado e definido pela primeira vez nos montes do Jura, localizados entre a<br />
França e a Suiça) ou a partir das características da época que representa<br />
(Carbônico em virtude do grande desenvolvimento de camadas de carvão, ou<br />
Cretácico pela abundância de camadas de cré - calcário branco poroso, formado<br />
por conchas de forminíferos). Muitas vezes, um acontecimento biológico<br />
importante e global delimita um sistema: início do Câmbrico - aparecimento dos<br />
orgãos esqueléticos; fim do Cretácico - desaparecimento dos dinossauros, das<br />
amonites, das belemnites e dos rudistas.<br />
114
Figura 55 - Este quadro mostra, de uma forma simplificada. a origem dos nomes (designações)<br />
dos Períodos=Sistemas, pertencentes às respectivas Eras, e à Escala de tempo bioestratigráfica.<br />
que está construída por ordem cronológica do mais antigo na base para o mais recente no topo.<br />
Os sistemas=períodos são agrupados em eras, cujos limites estão igualmente<br />
relacionados com a história da vida: fim do Primário ou Paleozóico - desaparecimento<br />
das trilobites. As eras, tal como já referimos, podem ser agrupadas em eons.<br />
115
Figura 56 - Quadro apresentando as divisões bioestratigráficas maiores - Eon -, da mais antiga na<br />
base para a mais recente no topo e. de uma forma breve, os grandes acontecimentos<br />
relacionados com as principais formas de vida, encontradas no registro fóssil e que conduziram às<br />
grandes divisões bioestratigráficas.<br />
Os métodos de datação podem ser de dois tipos: relativos e radiométricos<br />
(absolutos). Os métodos relativos, já foram descritos, e fixam os acontecimentos<br />
numa escala de "antes e depois", de tal maneira que os possamos ordenar.<br />
Contudo, não permitem estabelecer a duração desses acontecimentos. Através<br />
do método radiométrico calcula-se o número real de unidades de tempo (anos)<br />
decorridas desde a ocorrência de um acontecimento. De uma maneira geral, esse<br />
cálculo é feito por métodos radioativos.<br />
Os métodos de datação radiométrica, radioisotópica ou isotópica permitem-<br />
nos datar as formações rochosas com uma margem de erro pequena, à escala do<br />
tempo geológico, e devem o seu progresso ao estudo da química isotópica, que,<br />
com a espectrografia de massa, consegue a valoração quantitativa dos isótopos<br />
de uma determinada substância em função da sua massa atômica. Em 1896,<br />
Becquerel observou que o urânio contido nos minerais era capaz de impressionar<br />
as películas fotográficas. Associou este fenômeno com as propriedades dos raios<br />
X. Mais tarde demonstrou-se que o urânio se desintegra espontaneamente e<br />
emite energia na forma de partículas e radioatividade. As partículas emitidas são<br />
núcleos de hélio (raios alfa) e elétrons (raios beta). A radiação magnética realiza-<br />
se sob a forma de raios gama. Em 1905, o físico inglês Rutherford, após ter<br />
definido a estrutura do átomo, fez a primeira sugestão para usar a radioatividade<br />
como uma ferramenta para medir diretamente o tempo geológico; logo depois<br />
disso, em 1907, o professor B. B. Boltwood, radioquímico da Universidade de<br />
116
Yale, publicou uma lista das idades geológicas baseadas na radioatividade.<br />
Embora as idades de Boltwood tivessem sido corrigidas, mostraram corretamente<br />
que a Du ração do tempo geológico deveria ser medida nos valores da ordem das<br />
centenas de milhares de milhões de anos.<br />
Os 40 anos seguintes foram um período da pesquisa sobre a natureza e o<br />
comportamento dos átomos, conduzindo ao desenvolvimento da fissão e da fusão<br />
nuclear como fontes de energia. Um dos resultados desta pesquisa atômica foi o<br />
desenvolvimento e o refinamento continuado dos vários métodos e técnicas<br />
usados para medir a idade dos materiais da terra. A datação radiométrica com<br />
grau de precisão aceitável (2 a 5% da idade real) foi realizada a partir de 1950,<br />
quando o espectrômetro de massa foi desenvolvido.<br />
A ciência que faz a datação radiométrica das rochas denomina-se<br />
Geocronologia. Um elemento químico consiste em átomos com um número<br />
específico de prótons nos seus núcleos mas com pesos atómicos diferentes<br />
devido às variações do número de nêutrons. Os átomos do mesmo elemento<br />
químico com pesos atómicos diferentes são chamados isótopos. A desintegração<br />
(decaimento) radioativa é um processo espontâneo em que um isótopo de um<br />
elemento (pai) perde partículas de seu núcleo para dar origem a um isótopo de<br />
um elemento novo (filho). A taxa de decaimento é expressa em termos de meia-<br />
vida (semivida) de um isótopo, isto é, o tempo necessário para que a<br />
radioatividade de uma determinada quantidade de um radionúcleo decaia para<br />
metade do séu valor inicial. A diferença de 32 unidades de massa atômica entre o<br />
urânio 238 e o chumbo 206 representa 8 átomos de hélio (constituídos por 2<br />
protões e 2 neutrões) ou partículas, que foram emitidos por sucessivos<br />
decaimentos. A maioria dos isótopos radioativos têm taxas rápidas de decaimento<br />
(isto é, meias-vidas curtas) e perdem a sua radioatividade dentro de alguns dias<br />
ou anos. Alguns isótopos, entretanto, decaem lentamente, e alguns destes são<br />
usados na datação radiométrica das rochas. Os isótopos pai e os filhos estáveis<br />
correspondentes, mais usados para determinar as idades das rochas antigas são<br />
listados no quadro abaixo:<br />
117
118<br />
Isótopo Pai Isótopo Filho Estável Valores atualmente aceitos da meia vida<br />
Urânio – 238 Chumbo - 206 4,5 (giga –ano = Ga) bilhões de ano<br />
Urânio – 235 Chumbo – 207 704 milhoes de ano<br />
Tório – 232 Chumbo – 208 14 (Ga) bilhões de ano<br />
Rubídio – 87 Estrôncio – 87 48 (Ga) bilhões de ano<br />
Potássio – 40 Argônio - 40 1,25 (Ga) bilhões de ano<br />
Samário – 147 Neodímio - 143 106 (Ga) bilhões de ano<br />
Um outro método radioisotópico importante, usado com determinadas<br />
finalidades, é baseado no decaimento radiativo do isótopo carbono-14, que tem<br />
uma meia-vida de 5.730 anos. Este método do radiocarbono transformou-se<br />
numa ferramenta extremamente útil e eficiente para datar os episódios<br />
importantes da Pré-história e História do Homem. Por causa da meia-vida<br />
relativamente curta do carbono-14, o método só pode ser usado para datar os<br />
eventos que ocorreram dentro dos últimos 50.000 anos passados. O decaimento<br />
radioativo do isótopo do carbono-14, apresenta uma meia-vida de 5.730 anos.<br />
9.2. Esboço Geológico do Brasil<br />
Geralmente, reconhecem-se três tipos principais de estruturas geológicas<br />
no globo terrestre:<br />
Escudos cristalinos ou maciços antigos: são compostos por rochas<br />
cristalinas (ígneas ou magmáticas e metamórficas), constituindo estruturas<br />
bastante resistentes e rígidas. De idades geológicas bem antigas, da era Pré-<br />
Cambriana (Arqueozóico e Proterozóico) e da Paleozóica, dão origem a relevos<br />
planálticos.<br />
Bacias Sedimentares: são mais recentes que os escudos, datando das<br />
eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica. Constituídas por detritos que aí se<br />
acumularam, compondo-se, assim, de rochas sedimentares, dão origem a<br />
planícies ou planaltos sedimentares. Exemplo: Bacia Sedimentar do Paraná.<br />
Dobramentos modernos: são áreas que no período Terciário (era<br />
Cenozóica) sofreram grandes dobramentos (elevações do terreno, em<br />
conseqüência de pressões vindas do interior do planeta). Dão origem a relevo<br />
montanhoso, constituindo as grandes cadeias de montanhas jovens ou terciárias<br />
do globo: os Alpes, os Andes, o Himalaia, as Rochosas, etc.
No Brasil, como não existem os dobramentos modernos, a estrutura<br />
geológica é constituída por escudos cristalinos, que abrangem cerca de 1/3 ou<br />
36% do território nacional, e por bacias sedimentares, que ocupam cerca de 2/3<br />
ou 64% do total do país.<br />
9.3. Bacias Sedimentares<br />
Origem das bacias: o embasamento consolidado, de estrutura siálica,<br />
começou sua lenta declinação em fins de Ordoviciano, após o ciclo tectônico-<br />
orogênico-taconiano.<br />
É muito provável que no Ordoviciano Superior, o mar procedente da porção<br />
andina tenha invadido a plataforma, propiciando depósitos sedimentares com as<br />
mesmas características daqueles existentes na Bolívia e Paraguai. Tais depósitos<br />
constituem a Formação Trombetas na Bacia Amazônica. Na Bacia do Maranhão,<br />
o Siluriano é representado por arenitos cauliníticos continentais e folhelhos<br />
esparsos da Formação Serra Grande e, na Bacia do Paraná, está representado<br />
pela Formação Vila Maria, constituída de pelitos e arenitos marinhos, contendo<br />
pelecipodas, gasterópodos e branquiópodos entre outros fósseis.<br />
No Devoniano, as três bacias (Amazonas, Paraná e Parnaíba) foram<br />
invadidas pelo mar, depositando partículas de areia (arenitos) e de argila e silte<br />
(folhelhos, siltitos) com fauna marinha características.<br />
Na Bacia do Paraná, a Formação Furnas, com espessura entre 200 e 300<br />
m é formada de arenitos esbranquiçados médios a grosseiros, quartzo com matriz<br />
caulinítica. No Estado de Goiás, a Formação Vila Maria, passa transicionalmente<br />
para os arenitos da Formação Furnas, enquanto, no restante da Bacia, este<br />
assenta diretamente sobre o embasamento a partir de um conglomerado basal. É<br />
recoberta, na maior parte da bacia, pela Formação Ponta Grossa, que consiste<br />
num folhelho síltico, cinza-escura, micáceo, com eventuais intercalações<br />
arenosas. Enquanto a Formação Furnas é afossilífera, a Formação Ponta Grossa<br />
é rica em branquiópodos, moluscos equinodermes, trilobitas, e outros<br />
invertebrados marinhos.<br />
Na Bacia do Amazonas, o Devoniano está representado pelos folhelhos,<br />
siltitos e arenitos fluviais deltaicos da Formação Maecuru e pelos pelitos cinza<br />
esverdeados marinhos de Formação Ererê. A Formação Aruá está representada<br />
119
por arenitos, folhelhos e diamictitos. A Formação Ererê apresenta uma fauna bem<br />
diversificada de tribolitas, branquiópodos, erinóides, gasterópodos, microfósseis e<br />
restos vegetais. Os ambientes deposicionais são considerados planícies de marés<br />
e deltaicos.<br />
A Formação Arurá, com tilitos de textura heterogênea, expressa a<br />
glaciação paleozóica naquela área. Os arenitos são de ambientes fluvial e<br />
marinho pós-glaciais.<br />
Na Bacia do Maranhão, ocorrem três Formações: Cabeça, Longá e Poti,<br />
representadas por folhelhos, arenitos e siltitos marinhos litorãneos, passando no<br />
topo para deltaicos e, finalmente, para continentais.<br />
Período Carbonífero<br />
Na Bacia do Paraná, o Carbonifero é representado pelo Grupo Tubarão,<br />
cujos principais componentes litológicos são os arenitos, siltitos, folhelhos<br />
argilosos e síltico-arenoso-argilosos, ritmitos, diamietitos e tilitos. A parte inferior<br />
deste grupo é abrangida pelo Subgrupo Itararé que é, em grande parte, de origem<br />
glacial e periglacial.<br />
Nas áreas do Baixo e Médio Amazonas depositaram-se durante o<br />
Carbonífero Inferior os arenitos da Formação Faro. No final do Carbonifero<br />
originaram-se dolomitos e anidritos intercalados por folhelhos e arenitos da<br />
Formação Itaituba e arenitos cinza-esverdeados da Formação Monte Alegre.<br />
Na Bacia do Maranhão, a Formação Poti, com arenitos conglomeráticos,<br />
anidrita e folhelhos marinhos, é sobreposta discordantemente por arenitos<br />
vermelhos da Formação Piauí.<br />
Período Permiano<br />
A sedimentação permiana tem caráter predominantemente pelítico com<br />
sittitos, folhelhos e calcários tectonicamente calma. No final do período<br />
começaram a se depositar camadas vermelhas de origem continental no Sul e<br />
evaporitos nas bacias do norte.<br />
A sedimentação do Subgrupo Itararé na Bacia do Paraná prossegue e<br />
compõe-se de arenitos amarelos siltitos e folhelhos intercalados por diamietitos e<br />
representa a parte média e superior da unidade.<br />
120
Depositou-se na Bacia do Amazonas, durante o Permiano, uma sucessão<br />
de folhelhos, siltitos e calcários intercalados com halita, anidrita e gipsita. O<br />
Permiano Superior compreende siltitos, folhelhos e arenitos intercalados com<br />
calcários e sílex predominantemente vermelho.<br />
Já na Bacia do Maranhão, o Permiano é caracterizado por siltitos, folhelhos<br />
cinza-esverdeados com finos níveis de sílex, além de camadas vermelhas e<br />
evaporitos.<br />
Mezosóico - Cenozóico<br />
Desde os primórdios do Mezosóico iniciaram-se as atividades ígneas na<br />
Bacia do Amazonas que, descontinuamente, prosseguiram até o fim do Cretáceo,<br />
quando recomeça a deposição clástica.<br />
Na Bacia do Maranhão, depositam-se inicialmente arenitos avermelhados e<br />
brancos, friáveis, com estratificação cruzada. Sobre esta seqüência, ao sul,<br />
segue-se uma fase de atividade ígnea básica com intrusões denominada<br />
Formação Mosquito. Esse derrame de lavas foi coberto por arenitos cinza-<br />
esverdeados com argilitos, folhelhos e calcários.<br />
A deposição Mezosóica na Bacia do Paraná é iniciada com sedimentação<br />
de natureza lacustre fluvial no sul - Formação Rosário do Sul, a qual consiste de<br />
lamitos e arenitos vermelhos. Na porção central e norte da Bacia seguem-se<br />
arenitos fluviais da Formação Pirambóia superpostos pela Formação Botucatu,<br />
esta última já em ambiente eólico. No inícío do Jurássico toda a bacia é um<br />
imenso deserto, propiciando deposição de arenitos eólicos e outros depósitos<br />
típicos. Já no Jurássico iniciam-se as atividades ígneas básicas da Formação<br />
Serra Geral, com espessos derrames basálticos, perdurando até o final do<br />
Cretáceo. Localmente, sobrepostos aos derrames de basaltos, ocorrem depósitos<br />
arenosos e sílticos-arenosos do Grupo Bauru.<br />
São geralmente depósitos subaquáticos e parcialmente eólicos,<br />
distribuídos no noroeste do Paraná, sudoeste de São Paulo e Rio Grande do Sul.<br />
Durante o Cretáceo Inferior, com o desenvolvimento dos processos tectônicos<br />
que resultariam na separação entre África e Brasil, foram definidas outras bacias<br />
de pequeno porte como Marajó, Potiguar, Pernambuco, Paraíba, Bahia, Espírito<br />
Santo, Rio de Janeiro e outras.<br />
121
9.4. Geologia do Estado de São Paulo<br />
No entendimento geral da sucessão estratigráfica da geologia do Estado<br />
de São Paulo, sempre foi utilizada uma divisão geral em Embasamento Cristalino<br />
Pré-Cambriano (Proterozóico) e os sedimentos Fanerozóicos da Bacia<br />
Sedimentar do Paraná. A essa sucessão estratigráfica aflorante de leste para<br />
oeste, relacionam-se os grandes traços geomorfológicos do Estado, derivados,<br />
primordialmente, por erosão diferencial, onde as principais divisões representam<br />
rochas agrupadas em determinados intervalos do tempo geológico (Tabela 21).<br />
Dessa maneira, verifica-se que o Planalto Atlântico está na área das rochas<br />
cristalinas no Proterozóico, a Depressão Periférica nas rochas sedimentares do<br />
Paleozóico (Carbonifero-Permiano), e ínicio do Mesozóico (Triássico) a Cuesta<br />
Basáltica, nos sedimentos e vulcânicas do Triássico-Cretáceo inferior e o Planalto<br />
Ocidental sobre os sedimentos do Cretáceo superior-Terciário.<br />
Aproximadamente 80% (aproximadamente) do Estado de São Paulo está<br />
inserido dentro da Bacia Sedimentar do Paraná, uma bacia cratônica, que se<br />
encontra preenchida por rochas sedimentares e vulcânicas, perfazendo uma<br />
espessura máxima conhecida de 6.000 metros (na região de Cuiabá Paulista, SP,<br />
no Pontal do Paranapanema), cujas idades variam do Paleozóico Inferior até o<br />
Cenozóico. Sua área total no Brasil e paises vizinhos do cone sul abrange<br />
1.700.000 km 2 . O Estado de São Paulo ocupa posição vizinha à sua margem<br />
nordeste perfazendo mais da metade da área total do Estado e todo interior do<br />
mesmo (Figura 57).<br />
A área da Bacia do Paraná no Estado pertence a três das cinco divisões<br />
geomorfológicas, a saber: Depressão Periférica, Cuestas Basálticas e Planalto<br />
Ocidental (Figura 58).<br />
Esta área envolve os Grupos Tubarão (Formação Itararé), Grupo Passa<br />
Dois (Formação Iratí e Corumbataí), Grupo São Bento (Formação Serra Geral) e<br />
o Grupo Bauru (Formação Adamantina e Marília).<br />
122
Figura 57 - Distribuição das unidades litoestratigráficas no Estado de São Paulo (Adaptado de IPT,<br />
1981 a).<br />
Figura 58 - Divisão Geomorfológica do Estado de São Paulo (Adaptado de IPT, 1981b).<br />
123
Figura 59 – Perfil Geológico-Geomorfológico de E-W do Estado de São Paulo (Modificado do IPT, 1981 b)<br />
124
Figura 60 - Coluna Estratigráfica da Bacia do Paraná no estado de São Paulo<br />
125
Grupo Tubarão<br />
As rochas dessa unidade assentam-se em discordância erosiva tanto sobre<br />
os sedimentos da Formação Furnas como sobre as rochas cristalinas do<br />
embasamento, atravessando o Estado em forma de arco com concavidade<br />
voltada para E-SE. Sua sedimentação é predominantemente marinha ou glácio-<br />
marinha, tem início no Carbonífero Superior e estende-se até o Permiano. No<br />
Estado de São Paulo, a classificação litoestratigráfica mais prática para o<br />
reconhecimento de campo, admite a divisão deste grupo em três formações, da<br />
base para o topo: Aquidauana, Tatuí e Itararé. A Formação Itararé apresenta<br />
litologias predominantemente psamíticas como: arenitos mal selecionados,<br />
freqüentemente arcosianos, conglomerados e arenitos conglomeráticos. Siltitos<br />
arenosos, siltitos e até argilitos e folhelhos com níveis de vários metros de<br />
espessura podem aparecer nas camadas tipicamente marinhas. Os diamictitos,<br />
de conotações genética glacial, são os termos mais característico desta formação.<br />
Compõem-se de clastos em matriz arenosa a síltico-argilosa de diversas litologias<br />
e apresentam espessuras variadas, de cor primária cinza. A litologia de clastos é<br />
variada representando predominantemente, tipos de rochas do embasamento<br />
cristalino e secundariamente, arenitos e siltitos. Os produtos de alteração destas<br />
rochas originam predominantemente classes de: Latossolos e Argissolos, que<br />
herdam muitas propriedades destas formações rochosas.<br />
Grupo Passa Dois<br />
Os sedimentos desse grupo sucedem as rochas do pós-glacial do Grupo<br />
Tubarão transicionalmente sem discordância significativa exceto hiatos<br />
localizados. O grupo é constituído, no Estado, pelas Formações Iratí e<br />
Corumbataí. A Formação Irati é adotada como limite basal do grupo. É<br />
predominantemente constituída por folhelhos pirobetuminosos, ou não, e<br />
calcários, freqüentemente, dolomitizados. Os calcários, seu banco basal,<br />
constituem a marca registrada dessa formação no centro do Estado de São<br />
Paulo, onde é explorado comercialmente para produção de corretivo da acidez do<br />
solo. Subordinamente ocorrem siltitos, folhelhos e arenitos finos. Sua<br />
característica mais distinta é a presença de concreções de sílex, popularmente<br />
denominada de "bonecas", que permitem o seu reconhecimento. Estes materiais<br />
deram origem aos solos Nitossolos Vermelhos, Argissolos Verrmelhos,<br />
126
Chernossolos Argilúvicos e Neossolos Litólicos. A Formação Corumbataí aflora<br />
continuamente no Estado justapondo-se à faixa de afloramentos do Grupo<br />
Tubarão e é freqüentemente interrompido por diques e extensos sills de díabásio,<br />
como na região de Limeira-Piracicaba e Laranjal Paulista. Sua litologia é<br />
representada por siltitos, argilitos e folhelhos todos com conteúdo significativo de<br />
micas secundárias. Tem como característica marcante à cor fortemente variegada<br />
onde predomina o vermelho-arroxeado. Níveis de siltitos e de arenítos<br />
carbonátícos, calcários e níveis oolíticos são freqüentes na seqüência. Os solos<br />
originados destes materiais são Argissolos Vermelhos Amarelos, Alissolos,<br />
Cambissolos Háplicos e Neossolos Litólicos.<br />
Grupo São Bento<br />
É constituído pelas formações Pirambóia, Botucatu e Serra Geral. As<br />
formações Pirambóia e Botucatu ocorrem interdigitadas. Composto por um pacote<br />
de sedimentos arenosos, vermelhos, recobertos pelas eruptivas da Serra Geral. A<br />
Formação Serra Geral compreende um conjunto de derrames de basaltos,<br />
reconhecido atualmente, como uma cobertura basáltica de natureza variada de<br />
termos ácidos e básicos. Afloram essas vulcânicas na parte superior da Cuesta<br />
Basáltica, em sua crista e em seu reverso. Nos morros testemunhos existentes na<br />
Depressão Periférica, em frente à Cuesta, nem sempre a cobertura vulcânica é<br />
constituída por basaltos como amplamente aceito, mas por intrusivas a eles<br />
associados. No Planalto Ocidental afloram, em alguns pontos, junto aos vales dos<br />
grandes rios como o Grande, Mogi-Guaçu, Tietê, Paranapanema e Paraná. A<br />
espessura máxima desses derrames é de 1528 metros. A composição<br />
mineralógica dos basaltos é piroxênios e plagioclásios (Iabradorita) como minerais<br />
essenciais, olivina, magnetita como minerais assessórios. Os basaltos<br />
amigdaloidais ocorrem nas zonas de topos dos derrames, apresentam uma<br />
estrutura amígdaloidal, com preenchimento total ou parcial das bolhas gasosas<br />
por material secundário, tal como zeólitas, cloritas, calcita, quartzo, calcedônia,<br />
etc. Os solos oriundos destes são os Latossolos; Nitossolos e Neossolos.<br />
Grupo Bauru<br />
Os sedimentos desse grupo, de idade Cretáceo Superior assentam-se em<br />
visível discordância erosiva sobre as rochas do Grupo São Bento. Ocupam todo o<br />
127
Planalto Ocidental Paulista onde se assentam sobre os basaltos da Formação<br />
Serra Geral. A seqüência estratigráfica desta unidade está subdividida nas<br />
Formações Caiuá, Santo Anastácio, Adamantina e Marília. Posteriomente foi<br />
adicionado a Formação Itaqueri. Os sedimentos da Formação Marília ocorrem no<br />
reverso da cuesta arenitico-basáltica, formando espigões na região entre os rios<br />
Tietê e Paranapanema no Planalto Ocidental e em áreas isoladas, como em<br />
Monte Alto a nordeste do Estado. É constituída por arenitos grosseiros e<br />
conglomeráticos, mal selecionados, pobre em matriz e estruturas sedimentares.<br />
Camadas de lamitos (pelítica), com intensa bioturbação, separam os bancos de<br />
arenitos. Em certas áreas apresentam forte cimentação carbonática podendo<br />
essa matriz representar até 40% da rocha. Sua característica é a presença de<br />
abundantes nódulos carbonáticos, às vezes concentrados em determinados<br />
níveis. Estas rochas deram origem à única classe de solos arenosos com<br />
excelentes qualidades químicas. São eles Latossolos, Argissolos e Neossolos.<br />
A Formação Adamantina é a unidade de maior importância geográfica do<br />
grupo, ocorrendo em grandes áreas no Planalto Ocidental Paulista. Seu contato<br />
basal demonstra grande transgressividade estratigráfica, transicional com o Santo<br />
Anastácio, discordante sobre os basaltos da Formação Serra Geral. A unidade é<br />
caracterizada por bancos de arenitos de granulação fina, coloração rósea a<br />
creme, com estratificação cruzada ocasional e cimentação carbonática localizada,<br />
com intercalações de lamitos, siltitos e arenitos lamíticos de cores avermelhadas<br />
a cinza esverdeadas. Os principais solos originados dessas rochas são os<br />
Latossolos e Argissolos.<br />
128
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