Materiais Constituintes da Crosta Terrestre - Minerais e Rochas

capítulo 2 Estruturas terrestres 21 MATERIAIS CONSTITUINTES DA CROSTA TERRESTRE 211 Considerações gerais O estudo de minerais e rochas não é o tema central da Geomorfologia Nem o é também o estudo da composição da crosta terrestre Entretanto as rochas expostas na superfície fornecem o cenário para atuação dos processos geomorfológicos Assim as formas de relevo serão inevitavelmente afetadas pela mineralogia e pelas atitudes das rochas superficiais De fato para entender a eficácia dos agentes geomorfológicos ou para explicar muitas formas de relevo é conveniente ter um conhecimento básico dos materiais constituintes da crosta terrestre Isso porque nenhuma especialização pode ser alcançada por aqueles que lidam com as geociências desconsiderandose o estudo dos minerais e das rochas como partes integrantes da crosta terrestre uma vez que a estabilidade e o progresso da civilização sempre estiveram ligados aos recursos minerais da Terra Atualmente está comprovado do ponto de vista das Ciências Ambientais que a mudança global é passível de ser entendida como uma modificação antropogênica nos ciclos geológicos Dessa forma justificase a ampla necessidade e abrangência dos estudos geocientíficos para conhecimento do meio ambiente e para determinação dos impactos que os diferentes tipos de projetos empreendimentos e ações acarretam quando efetivamente imersos na realidade física Duas propriedades fundamentais das rochas que constituem a crosta terrestre são a litologia e a estrutura A litologia referese a características tais como a composição mineral o tamanho e dureza dos grãos minerais constituintes das rochas Já a estrutura referese ao grau e ao tipo de cimentação ou atitude das camadas de rochas ao grau e ao tipo de fissuração vertical e ao acamamento horizontal e à deformação interna das rochas 212 Minerais Somente uns poucos minerais tomam parte na formação das rochas da crosta terrestre quase todos da classe dos silicatos São eles os feldspatos e feldspatoides 21 CENGAGE Learning Introdução à GEOMORFOLOGIA Fillipe Tamiozzo Pereira Torres Roberto Marques Neto Sebastião de Oliveira Menezes TEXTOS BÁSICOS DE GEOGRAFIA MATERIAL DE APOIO Powerpoints para professores que comprovadamente adotam a obra Para alunos e professores anexo e figuras selecionadas para download 60 piroxênios e anfibólios 16 quartzo 12 micas 4 e os demais incluindo calcita dolomita argilas etc 8 De forma sumária ocuparseá aqui em apresentar os principais grupos minerais pertencentes aos silicatos bem como alguns não silicatos abundantes na crosta terrestre Silicatos a FELDSPATOS grupo dos Os feldspatos constituem quase a metade dos minerais da crosta terrestre São silicatos de alumínio de duas espécies principais feldspato potássico e feldspato calcosódico O feldspato potássico chamado ortoclásio monoclínico ou microclínio triclínico possui fórmula geral KAlSi3O8 Seu brilho é vítreo a nacarado e a cor varia do róseo ao cinza possui duas clivagens em ângulos retos ortoclásio ou em ângulos quase retos microclínio sua densidade varia de 254 a 257 e sua dureza é 6 Os feldspatos comuns podem ser considerados como soluções sólidas dos três componentes ortoclásio albita e anortita A albita e a anortita formam uma série de solução contínua em todas as temperaturas série do plagioclásio A anortita e o ortoclásio exibem solução sólida muito limitada e a albita e o ortoclásio formam uma série contínua em temperaturas elevadas que se torna descontínua em temperaturas mais baixas O feldspato calcosódico chamado plagioclásio triclínico é arbitrariamente dividido em seis subespécies albita NaAlSi3O8 oligoclásio andesina labradorita bitownita e anortita CaAl2Si2O8 Os vários membros da série dos plagioclásios são misturas isomorfas dos dois termos extremos albita e anortita Sua cor varia de branca até cinzaescuro brilho vítreo a de pérola dureza 65 duas clivagens quase em ângulos retos densidade 259 a 276 Os plagioclásios são geralmente reconhecidos por estriações finas linhas paralelas à superfície de clivagem que são devidas à geminação Encontramse feldspatos em quase todas as rochas eruptivas e em todas as que resultam de sua transformação metamorfismo ou destruição erosão b FELDSPATOIDES família dos Os feldspatoides são como os feldspatos silicatos de alumínio com sódio cálcio e potássio Por vezes acompanham os feldspatos ou substituemnos na constituição de certas rochas eruptivas mas são incomparavelmente menos comuns que estes últimos minerais Os feldspatoides mais importantes são a nefelina a leucita e a sodalita A nefelina Na KAlSiO4 é o mais comum dos feldspatoides Ocorre nas rochas eruptivas ricas em álcalis e relativamente pobre em sílica rochas alcalinas como os sienitos nefelínicos de que é exemplo o foiaíto A leucita KAlSi2O6 geralmente contém um pouco de sódio Importante constituinte de rochas alcalinas especialmente as vulcânicas Pseudoleucitas pseudomorfos de uma mistura de nefelina ortoclásio e analcima são encontradas com frequência em sienitos A sodalita Na4Al3Si3O12Cl geralmente de cor azul é um mineral encontrado em rochas alcalinas associado a outros feldspatoides c PIROXÊNIOS família dos Os piroxênios são silicatos complexos em cadeias simples contendo cálcio magnésio alumínio e sódio Cristalizamse nos sistemas ortorrômbico e monoclínico são de brilho fosco até vítreo dureza entre 5 e 6 e densidade de 31 a 36 clivagem em duas direções aproximadamente em ângulos retos O membro mais frequente da família dos piroxênios encontrado nas rochas é a augita CaNaMgFe2 Fe3AlSiAl2O6 que ocorre em prismas curtos cristais e massas irregulares outros membros incluem a enstatita Mg2Si2O6 o hipersênio FeMg2Si2O6 o diopsídio CaMgSi2O6 a egirina NaFeSi2O6 etc Os piroxênios são encontrados nas rochas ígneas básicas e em certas rochas metamórficas O diopsídio é um mineral característico de contato nos calcários cristalinos A egirina é encontrada principalmente em rochas ricas em sódio e pobres em sílica como o nefelinasienito e o fonolito d ANFIBÓLIOS família dos Os anfibólios são silicatos hidratados complexos em cadeias duplas contendo cálcio magnésio ferro e alumínio Cristalizamse nos sistema cristalino ortorrômbico eou monoclínico os mais raros são triclínicos São de cor verde a preta brilho vítreo dureza 5 a 6 densidade 29 a 38 e duas clivagens em ângulos oblíquos 125 Os anfibólios podem ser divididos convencionalmente em três grupos anfibólios ferromagnesianos anfibólios cálcicos e anfibólios sódicos Os principais anfibólios ferromagnesianos são antofilita Mg Fe7Si8O22OH2 gedrita Mg Fe5Al2Si6Al2O22OH2 etc Esses anfibólios estão restritos às rochas metamórficas e são os menos abundantes dos três grupos de anfibólios Os anfibólios cálcicos mais comuns são a tremolita Ca2Mg5Si8O22OH2 e a actinolita Ca2MgFe5Si8O22OH2 etc Entre os anfibólios tanto do ponto de vista de espécies distinguíveis quanto de quantidade esses são os mais abundantes Eles ocorrem em uma ampla variedade de ambientes geológicos incluindo mármores tipos metamórficos regionais de grau médio e de contato como um constituinte primário de rochas ígneas plutônicas e menos comumente em rochas vulcânicas Os anfibólios sódicos mais comuns são glaucofânio Na2Mg Fe3Al2Si8O22OH2 e a riebeckita Na2FeMg5Si8O22OH2 etc Os anfibólios sódicos ricos em alumínio estão praticamente confinados às paragêneses apropriadas da fácies metamórfica dos xistos azuis Por outro lado os anfibólios sódicos ricos em ferro ocorrem em rochas ígneas e gnaisses assim como em rochas metamórficas de baixo grau e até como minerais autigênicos e QUARTZO grupo da sílica O quartzo SiO2 é sem dúvida uma das espécies mineralógicas mais comuns Usualmente informe xenomórfico ou hipidiomórfico sendo sua forma típica a de um prisma hexagonal com extremidades de pirâmide Sua fratura é conchoidal ou irregular dureza 7 densidade 265 brilho vítreo às vezes graxo incolor branco cinza amarelo e várias outras cores Invariavelmente brilhante Mineral ubíquo O quartzo exibe formas muito diferentes umas das outras que recebem nomes distintos e podem ser grupadas em variedades cristalinas e variedades criptocristalinas São variedades cristalinas de quartzo cristalderocha ou quartz hialino ametista quartzo róseo quartzo leitoso e citrino Dentre as variedades criptocristalinas de quartzo incluemse a calcedônia e o sílex que quando se rompem apresentam fratura conchoidal nítida com arestas cortantes Existem muitas outras variedades de quartzo Constituinte das rochas eruptivas ácidas entra também na composição de certas rochas sedimentares arenito e metamórficas quartzito que podem conter o quartzo em quantidades desproporcionais em relação a outros minerais Encontrase quarto em filões e a encher cavidades ou geodos onde forma os mais belos cristais O quartzo tem muitos e variados usos Quando em cristais sem defeito é usado nas telecomunicações Também é usado como gema ou material ornamental na manufatura de vidros como fundente abrasivo fins ópticos etc f MICAS grupo das As micas são silicatos hidratados de estrutura em folhas contendo potássio magnésio ferro alumínio etc As micas formam um grupo de minerais fáceis de reconhecer pela clivagem que permite separálas em lâminas flexíveis tão delgadas quanto uma folha de papel Os principais minerais deste grupo são moscovita biotita flogopita sericita e lepidolita Os membros mais comuns do grupo são a moscovita e a biotita ambos são notados por sua clivagem extraordinariamente fácil em lâminas São comumente minerais formadores de rochas As micas encontramse sob a forma de pequenos cristais nos granitos e rochas metamórficas mas podem também formar depósitos econômicos como nos pegmatitos Não silicatos a CALCITA Carbonato de cálcio CaCO3 É um mineral muito difundido ocorrendo em massas granulares ou cliváveis sua forma fundamental é entretanto a do romboedro que se reconhece na clivagem perfeita de suas faces cresce em cavidades dando cristais pontiagudos sendo um carbonato efervesce em ácidos diluídos sua cor varia de incolor ao branco mas várias outras tonalidades podem ser encontradas seu brilho é vítreo e terroso dureza 30 e densidade 27 A calcita é encontrada como um mineral predominante no calcário rocha sedimentar e no mármore rocha metamórfica Ela é um mineral importante das margas e dos arenitos calcários Nas cavernas de rochas carbonatadas as águas calcárias evaporandose depositam muitas vezes a calcita sob a forma de estalactites estalagmites e incrustações b DOLOMITA Carbonato de cálcio e magnésio CaMgCO32 é um mineral semelhante à calcita mas efervesce menos prontamente a não ser quando pulverizada ou aquecida a dolomita é encontrada em massas granulares e também com cristais de faces curvas sua cor é branca cinza e rósea brilho vítreo nacarado dureza de 35 a 40 e densidade 28 Encontrada em rochas sedimentares e metamórficas c CAOLINITA grupo da A caolinita é um silicato complexo de alumínio hidratado que se cristaliza no sistema monoclínico Sua cor é branca brilho terroso opaco e nacarado é untuosa ao tato e plástica quando molhada sua dureza varia de 20 a 25 e a densidade de 26 a 263 A fórmula química da caolinita é Al4Si4O10OH8 Constituem um mineral de neoformação produtos do intemperismo químico sobretudo dos feldspatos sendo um dos principais constituintes minerais dos solos tropicais Uma descrição mais completa dos principais minerais formadores de rochas e de interesse econômico poderá ser obtida em Menezes 2007 O livro inclui também a descrição das principais propriedades físicas dos minerais a classificação dos minerais o estudo dos minerais formadores de rochas incluindo a estrutura e composição dos silicatos descreve também os principais recursos minerais metálicos não metálicos e industriais inclui ainda uma chave para classificação de minerais comuns e um glossário Para fins de reconhecimento e classificação cabe a recorrência a manuais práticos como o escrito por Leinz e Souza Campos 1986 No tocante a uma cobertura oriunda da literatura internacional devese mencionar a obra de Dana 1981 que também é referencial permanente na mineralogia 213 Rochas As rochas da crosta terrestre são aglomerados de composições minerais particulares Os minerais variam individualmente de tamanhos microscópicos até grandes cristais alguns com dezenas de centímetros Esses grãos minerais podem estar intercrescidos uns com os outros ou eles podem estar unidos uns aos outros por um cimento que preenche os espaços vazios entre as partículas minerais adjacentes Como as rochas são formadas pela associação de minerais é preciso conhecer as propriedades e características físicas inerentes a cada um dos minerais que entram em sua composição As relações entre rocha mineral e elementos químicos estão mostradas na Figura 21 Quanto à origem as rochas são classificadas em ígneas ou magmáticas sedimentares e metamórficas O estudo do ciclo das rochas ciclo litológico esclarece os processos que dão origem a cada um desses tipos de rocha e está representado na Figura 22 As rochas ígneas ou magmáticas são as que resultam da solidificação ou cristalização de material em fusão magma As rochas sedimentares são as que se depositam na superfície da Terra ou sua vizinhança devido à ação da hidrosfera atmosfera e biosfera sobre os materiais que formam essa superfície Já as rochas metamórficas englobam as rochas que sofreram a alteração de seu estado original Elementos químicos Constituem Constituída por Minerais Constituem Constituída por Rochas Constituem Constituída por Crosta terrestre Adaptado de Menezes 2007 Figura 21 Relação entre crosta terrestre rocha mineral e elemento químico Em um sentido caminhase para o infinitamente pequeno no outro para o infinitamente grande Os minerais são as unidades que podemos observar com facilidade na amplitude do nosso campo visual Os minerais se associam para formar as rochas e estas são as unidades que constituem a crosta terrestre Fonte Menezes 2010 Figura 22 Ciclo litológico das rochas O ciclo litológico começa com a erupção de material novo provindo do interior da Terra em razão da fusão parcial logo que as lavas atingem a superfície os fluidos envolventes constituintes da hidrosfera e atmosfera atuam sobre elas O ciclo hidrológico envolve intemperismo transporte dispersão e deposição de elementos das rochas ígneas no fundo das bacias oceânicas As partículas e os precipitados químicos e restos orgânicos acumulamse formando as rochas sedimentares O fundo oceânico sofre subsidência e sendo suficientemente espesso gera condições para formação das rochas metamórficas Os processos diasttróficos podem erguer cadeias de montanhas que expostas à erosão originam novos sedimentos que vão ser depositados nos oceanos por ação de pressões e temperaturas elevadas resultantes de um afundamento o que só pode acontecer onde e quando o ciclo tectônico estiver operando Analisandose a constituição litológica da crosta terrestre admitese que as rochas ígneas magmáticas e metamórficas constituem 95 do volume total da crosta e 25 das rochas de sua superfície enquanto as rochas sedimentares representariam somente 5 do volume das rochas da crosta e cobrem 95 de sua superfície As rochas sedimentares representam então uma delgada película superficial da crosta em que atuam com maior intensidade os processos geológicos externos Menções mais concisas sobre os principais tipos de rocha constituintes da crosta terrestre e acerca de sua gênese e constituição serão levadas a efeito mais adiante na apresentação das principais estruturas geológicas terrestre sua constituição e aspectos geomorfológicos 22 CONSTITUIÇÃO INTERNA DA TERRA A Terra pode ser dividida basicamente em três camadas núcleo manto e crosta Contudo com o avanço da Geofísica foram detectadas interfaces e zonas de transição mostrando que essas três camadas são domínios heterogêneos Com isso temse de acordo com a Figura 23 a seguinte divisão da Terra Dentre as rochas expostas na superfície dos continentes encontramse desde rochas sedimentares pouco ou não deformadas até as rochas metamórficas que foram submetidas a condições de temperatura e pressão da crosta a mais de 20 km Podem também ser encontradas rochas plutônicas que se cristalizaram em níveis crustais rasos ou profundos As rochas ígneas e metamórficas constituem cerca de 95 do volume total da crosta mas ocupam apenas 25 da sua superfície As rochas sedimentares contribuem apenas com 5 do volume mas recobrem 75 da superfície da crosta PENTEADO 1980 CROSTA OCEÂNICA 510 km CONTINENTAL 3080 km ZONA DE BAIXA VELOCIDADE MOHO MANTO SUPERIOR MANTO TRANSICIONAL MANTO INFERIOR D Descontinuidade de Gutemberg NÚCLEO EXTERNO NÚCLEO INTERNO Adaptado de Teixeira et al 2000 Figura 23 Estrutura interna da Terra De acordo com Teixeira et al 2000 tanto as rochas metamórficas como as plutônicas estão expostas atualmente pela ação combinada das forças geológicas internas que entre outras coisas são responsáveis pelo soerguimento das cadeias montanhosas e das forças geológicas externas como a erosão que contribui para o desgaste das montanhas com a exposição de rochas cada vez mais profundas Ainda de acordo com os autores a crosta continental ou SIAL composta predominantemente por silício e alumínio apresenta espessura muito variável desde cerca de 3040 km nas regiões mais antigas e estáveis crátons até 6080 km nas cadeias montanhosas As evidências sísmicas mostram que em algumas regiões cratônicas a crosta continental está dividida em duas partes maiores pela descontinuidade de Conrad que separa rochas com densidade menor na crosta superior e rochas com densidade maior na crosta inferior Contudo observações diretas sugerem uma divisão em três partes Figura 24 materiais km zona 0 sedimentos vulcânicos xistos granitos gnaisses anfibolitos migmatitos intrusões máficas rochas máficas ultramáficas gnaisse 0 10 20 30 SUPERIOR E P I Z O N A I N T E R M E D I Á R I A M E S O Z O N A I N F E R I O R C A T A Z O N A N Í V E L C R U S T A L Fonte Teixeira et al 2000 Figura 24 Estrutura da crosta continental A crosta oceânica ou SIMA constituída predominantemente por silício e magnésio apresenta basicamente três camadas assentadas sobre o manto Figura 25 A camada superior camada 1 mais fina é composta predominantemente por sedimentos inconsolidados A camada intermediária camada 2 inclui rochas vulcânicas máficas relativamente ricas em minerais que contém Mg e Fe no topo e diques subvulcânicos máficos na base A camada inferior camada MATERIAIS CAMADA 1 Sedimentos 100 m Vulcânicas máficas 2 km CAMADA 2 Diques máficos 15 km Intrusões superiores 06 km CAMADA 3 Série de rochas plutônicas acamadas 4 km MOHO Manto Adaptado de Teixeira et al 2000 Figura 25 Estrutura da crosta oceânica 3 parece ser composta por rochas plutônicas predominantemente máficas Há ampla variação de espessuras das camadas e consequentemente da espessura da crosta Enquanto a média oscila próxima à 75 km em alguns platôs oceânicos pode alcançar espessuras 3 a 4 vezes maior O contato entre o SIAL e o SIMA Figura 26 apresenta disposição irregular Sob as montanhas desce até 6080 km mostrando que as elevações da crosta têm raízes mais profundas sobre o manto A Descontinuidade de Mohorovicic ou MOHO marca a separação entre a crosta e o manto não estando a uma profundidade constante mas variando de acordo com a espessura do SIAL que se situa na parte superior O manto superior situase abaixo de MOHO até a primeira das descontinuidades mantélicas abruptas a uma profundidade de cerca de 400 km Nesta área a velocidade de propagação das ondas sísmicas nas regiões oceânicas e em parte das regiões continentais sofre uma ligeira diminuição com aumento da profundidade denominando esta camada de zona de baixa velocidade ou de reversão da velocidade das ondas sísmicas que se aprofundam em um crescente até então De acordo com Teixeira et al 2000 ao descer através da crosta e do topo do manto superior passase de uma parte rígida acima da zona de baixa velocidade para uma parte plástica dentro desta zona A parte rígida crosta e parte do manto é denominada litosfera enquanto a parte dúctil é denominada astenosfera Abaixo da zona de baixa velocidade graças às altas pressões a que está submetido volta a ser sólido No manto transicional entre aproximadamente 400 e 650 km de profundidade há algumas descontinuidades caracterizadas por pequenos aumentos de Adaptado de Penteado 1980 e Popp 1998 Figura 26 Corte esquemático da crosta mostrando as relações SIALSIMA densidade onde os elementos de maior peso atômico começam a substituir os de menor peso O manto inferior ainda de acordo com os autores possivelmente é composto predominantemente por silicatos ferromagnesianos com estrutura densa e em menor quantidade por silicatos cálcioaluminosos também densos bem como óxidos de magnésio ferro e alumínio A zona de contato entre o manto e o núcleo denominada Descontinuidade de Gutemberg ou camada D apresenta uma diminuição das velocidades sísmicas com o aumento da profundidade O núcleo externo da Terra de acordo com Teixeira et al 2000 é líquido enquanto o núcleo interno graças às elevadíssimas pressões é sólido O núcleo interno gira com velocidade maior que a do resto do planeta sugerindo que em uma época pretérita todo o planeta girava com maior rapidez Por estar isolado mecanicamente do resto do planeta pelo núcleo externo líquido o núcleo interno manteve sua velocidade Apesar da aparente rigidez dos materiais constituintes da Terra há uma dinâmica em que materiais que compõem as camadas estão em movimento Em determinadas partes da Terra esse movimento restringese a uma determinada camada como por exemplo o manto superior Por outro lado em outras partes os movimentos podem abranger todo o manto desde o superior até a zona D Esses movimentos têm como origem a presença de material mais frio e mais denso que tende a afundar e de material mais quente e mais leve que tende a ascender Os movimentos são lentos e as distâncias grandes Observase com isso que apesar de sólidas partes da Terra se apresentam como fluidas 23 PLACAS TECTÔNICAS A partir da Teoria da Deriva Continental de Alfred Wegener enunciada em 1914 instaurouse ao longo do século XX a perspectiva de que a litosfera não correspondia a um contínuo rochoso mas apresentavase dividida em falhas e suturas que formavam um mosaico de blocos litosféricos designados por placas tectônicas Figura 27 O limite inferior da Litosfera é marcado pela Astenosfera onde as temperaturas alcançam valores próximos da temperatura de fusão das rochas mantélicas O processo de fusão parcial iniciase produzindo uma fina película líquida em torno dos grãos minerais suficiente para diminuir a velocidade das ondas sísmicas Dessa forma o estado mais plástico desta zona permite que a litosfera rígida deslize sobre a Astenosfera tornando possível o deslocamento lateral das placas tectônicas TEIXEIRA et al 2003 As placas tectônicas podem ser de natureza oceânica ou mais comumente compostas de porções de crosta continental e crosta oceânica As características Adaptado de NASA 2002 disponível em httpdenaligsfcnasagovdtamdatahtml Acesso em 18 jun 2011 Figura 27 Distribuição geográfica das placas tectônicas da Terra das crostas oceânicas e continentais são muito distintas principalmente no que diz respeito à composição litológica e química morfologia estruturas idades espessuras e dinâmica A crosta continental tem uma composição litológica muito variada pois compreende rochas de caráter ácido até ultramáfico o que lhe confere uma composição média análoga às das rochas granodioríticas a dioríticas A crosta continental pode ser subdividida em superior e inferior sendo a superior composta por rochas sedimentares ígneas e metamórficas de baixo a médio grau e a inferior constituída predominantemente por rochas metamórficas de alto grau de natureza básica a intermediária TEIXEIRA et al 2003 A crosta continental está sendo formada há pelo menos 396 bilhões de anos como mostram as idades de gnaisses na região centronorte do Canadá Por isso apresenta estruturas complexas produzidas pelos diversos eventos geológicos que afetaram essas rochas após a sua formação Em geral a espessura média da crosta continental vai adelgaçandose à medida que se aproxima da zona de transição com a crosta oceânica A crosta oceânica tem uma composição litológica muito mais homogênea consistindo de rochas ígneas básicas basaltos cobertas em várias partes por uma fina camada de material sedimentar É bem menos espessa do que a crosta continental adelgaçandose à medida que se aproxima das dorsais mesooceânicas TEIXEIRA et al 2003 Como já dito a astenosfera e a litosfera estão intrinsecamente relacionadas Se a astenosfera se mover a litosfera será movida também Sabese ainda que a litosfera possui uma energia cinética cuja fonte é o fluxo térmico interno da Terra e que esse calor chega à superfície através das correntes de convecção do manto superior O que não se sabe com certeza é como as convecções do manto iniciam o movimento das placas A convecção no manto referese a um movimento muito lento de rocha que sob condições apropriadas de temperatura elevada se comporta como um material plásticoviscoso migrando lentamente para cima Esse fenômeno ocorre quando um foco de calor localizado começa a atuar produzindo diferenças de densidade entre o material aquecido e mais leve e o material circundante mais frio e denso A massa aquecida se expande e sobe lentamente Para compensar a ascensão dessas massas de material do manto as rochas mais frias e densas descem e preenchem o espaço deixado pelo material que subiu completando o ciclo de convecção do manto conforme ilustrado na Figura 28 O movimento de convecção das massas do manto cuja viscosidade é 1018 vezes maior do que a água ocorre a uma velocidade da ordem de alguns centímetros por ano TEIXEIRA et al 2003 Muitos cientistas acreditam que as correntes de convecção do manto por si só não seriam suficientes para movimentar as placas litosféricas mas constituiriam apenas um dentre outros fatores que em conjunto produziriam essa movimenta A Fossa Dorsal mesooceânica Dorsal Astenosfera mesooceânica Manto Núcleo Fossa B Fossa Dorsal mesooceânica Dorsal mesooceânica Núcleo Fossa Adaptado de Teixeira et al 2000 Figura 28 Modelos sugeridos para mecanismos de correntes de convecção A Correntes de convecção ocorrendo somente na astenosfera B Correntes de convecção envolvendo todo o manto ção O processo de subducção teria início quando a parte mais fria e velha da placa portanto mais distante da dorsal mesooceânica se quebra e começa a mergulhar por debaixo de outra placa menos densa e a partir daí os outros fatores ilustrados na Figura 29 começariam a atuar em conjunto com as correntes de convecção TEIXEIRA et al 2003 Esses outros fatores incluem Placa Zona da Placa Dorsal mesooceânica Placa oceânica subducção oceânica oceânica Correntes de Correntes de convecção convecção Adaptado de Teixeira et al 2000 Figura 29 Movimentação das placas tectônicas a Pressão sobre a placa provocada pela criação de nova litosfera nas zonas dorsais mesooceânicas o que praticamente empurraria a placa tectônica para os lados b Mergulho da litosfera para o interior do manto em direção à astenosfera puxada pela crosta descendente mais densa e mais fria do que a astenosfera mais quente a sua volta Portanto por causa de sua maior densidade a parte da placa mais fria e mais antiga mergulharia puxando parte da placa litosférica para baixo c A placa litosférica tornase mais fria e mais espessa à medida que se afasta da dorsal mesooceânica onde foi criada Como consequência o limite entre a litosfera e a astenosfera é uma superfície inclinada Mesmo com uma inclinação muito baixa o próprio peso da placa tectônica poderia causar uma movimentação de alguns centímetros por ano Os limites das placas tectônicas podem ser de três tipos distintos de acordo com Teixeira et al 2000 a Limites divergentes marcados pelas dorsais mesooceânicas onde as placas tectônicas afastamse umas da outras com a formação de nova crosta oceânica b Limites convergentes onde as placas tectônicas colidem com a mais densa mergulhando sob a outra gerando uma zona de intenso magmatismo a partir de processos de fusão parcial da crosta que mergulhou Nesses limites ocorrem fossas províncias vulcânicas e formação de grandes dobramentos dando origem a cadeias de montanhas como o Himalaia e os Andes c Limites conservativos onde as placas tectônicas deslizam lateralmente uma em relação à outra sem destruição ou geração de crostas ao longo de fraturas denominadas Falhas Transformantes Os limites convergentes de placas tectônicas geram formas de relevo típicas cordilheiras no encontro de placa continental com oceânica ou na colisão de duas placas continentais No primeiro caso formamse cadeias orogenéticas associadas a intensas atividades sísmicas a exemplo da cadeia andina formada a partir da colisão da Placa SulAmericana continental com a Placa de Nazca oceânica A cordilheira do Himalaia por seu turno tem sua gênese ligada à colisão de duas placas continentais no caso entre as placas Indiana e Eurasiática Nesses sistemas colisionais ocorre intenso cavalgamento de rochas siálicas acompanhado de metamorfismo de alto grau e profundas atividades sísmicas ainda que as atividades vulcânicas não sejam a tônica Quando a colisão se dá entre duas placas oceânicas as formas de relevo associadas são os chamados arco de ilhas a exemplo do arquipélago japonês Esse tipo de limite convergente é caracterizado também pela formação de edifícios vulcânicos e terremotos conspícuos Estruturas terrestres 37 As formas de relevo associadas aos limites divergentes de placas tectônicas são as chamadas dorsais que tem na dorsal mesoatlântica sua principal referência global formada a partir do rifte que deu início à separação da Placa AfroBrasileira no Jurocretáceo O vulcanismo nesse tipo de limite é de caráter mantélico e não se caracteriza pelo aspecto explosivo e ácido ocorrendo sim um vulcanismo básico de derrame que através do preenchimento da descontinuidade crustal com a qual está associado garante a expansão do assoalho oceânico Enquanto os limites convergentes são fundamentalmente zonas de compressão litosférica nos limites divergentes em contrapartida se dá a acresção da crosta terrestre Nos limites conservativos o regime tectônico predominante é o transcorrente Para sua exemplificação é recorrentemente evocada a falha de San Andrés no Golfo da Califórnia O atrito gerado pelo deslizamento entre duas placas pode deflagrar atividades sísmicas traduzidas em terremotos e tsunamis processos que também são comuns nos limites convergentes É em torno desses limites de placas que se concentra a mais intensa atividade geológica do planeta São as chamadas margens ativas ao longo das quais estão concentrados os cinturões orogenéticos em mais franca atividade e onde os terremotos são mais copiosos Atividades geológicas semelhantes também ocorrem no interior das placas mas em menor intensidade 24 DINÂMICA DA CROSTA 241 Isostasia De acordo com Leinz e Amaral 1989 os resultados das medidas gravimétricas mostram que a gravidade apresenta valores diferentes conforme a natureza topográfica da região sendo maiores as anomalias nas regiões de grandes montanhas Nos oceanos e nos platôs continentais é homogênea e embora pareça estranho possui um valor maior que o medido nas regiões de grandes elevações Deverseiam esperar resultados contrários pela menor densidade da água e pela maior massa existente nas montanhas mesmo fazendose o desconto do efeito da maior altitude que faz aumentar a distância ao centro da Terra Além do valor de g foram verificadas diversas anomalias com o ângulo de desvio do fio do prumo próximo às montanhas Esse ângulo é menor que o calculado em função da massa da montanha Dáse o nome de isostasia do grego isos igual e stasis equilíbrio ao estado de equilíbrio dos blocos continentais síalicos que flutuam no substrato mais denso do manto obedecendo ao princípio de ARQUIMEDES É indispensável pois a existência de um substrato mais denso no qual flutuam as grandes montanhas Por essa razão de acordo com Penteado 1980 e Leinz e Amaral 1989 Airy sugeriu um mecanismo a esse equilíbrio considerou a crosta constituída de blocos da mesma densidade quanto mais alto for o bloco de SIAL maior será a sua raiz mergulhada no substrato constituído pelo SIMA Uma imagem similar fornece os blocos de gelo boiando na água Quanto mais espessos mais emergem e também mais imergem na água Deve aqui ser lembrado que o SIMA se comporta como um corpo sólido graças à pressão reinante Possui contudo a suficiente plasticidade para permitir o reajustamento isostático através do tempo geológico Nos dias de hoje podese observar diretamente os efeitos da isostasia na península da Escandinávia onde se verifica um levantamento de cerca de metro por século como consequência o alívio de grandes massas de gelo que cobriam toda aquela área há poucos milênios atrás Para Penteado 1980 a erosão generalizada do relevo resultando em diminuição do peso do SIAL teria como resposta um soerguimento isostático do SIMA ocupando a área de anomalia negativa da gravidade Inversamente uma sedimentação excessiva com acúmulo de peso pode gerar abaixamento da crosta subsidiência com afundamento do SIMA Figura 210 Ainda de acordo com a autora esses reajustes compensações isostáticas da crosta se situam em grande espaço de tempo onde o equilíbrio se faz por movimentos verticais o bloco aliviado tende a subir e o sobrecarregado a descer 242 Orogênese e Epirogênese De acordo com Guerra e Cunha 1998 entendese como orogenia os processos tectônicos pelos quais vastas regiões da crosta são deformadas e elevadas para 1 2 A A B B Astenosfera Astenosfera 1 Reação da astenosfera igual aos pesos dos blocos A e B 2 Alívio do peso do bloco A e aumento do bloco B reação da astenosfera maior que o peso do bloco A e menor que o peso do bloco B promovendo o soerguimento do bloco A e rebaixamento do bloco B Figura 210 Busca do equilibrio isostático por reação à erosão e deposição Estruturas terrestres 39 formar os grandes cinturões orogenéticos montanhosos tais como os Andes os Alpes o Himalaia entre outros É termo antigo usado antes do conhecimento da tectônica de placas em que o dobramento figurava como uma das principais características cujas causas eram desconhecidas O termo também se refere até hoje aos processos de construção de montanhas continentais e envolve também atividades associadas tais como dobramento e falhamento das rochas terremotos erupções vulcânicas intrusões de plutons e metamorfismo Um orógeno ou faixa orogênica é uma longa e relativamente estreita região próxima a uma margem continental ativa zona de colisão de placas onde existem muitos ou todos os processos formadores de montanhas Assim enunciado uma faixa orogênica orogenic belt é uma região alongada da crosta intensamente dobrada e falhada durante os processos de formação de montanhas As orogenias diferem em idade história tamanho e origem entretanto todas foram uma vez terrenos montanhosos Hoje apenas as orogenias mais jovens são terrenos montanhosos enquanto as antigas estão profundamente erodidas e sua presença e história são reveladas pelos tipos de rocha e deformações existentes Os Apalaches por exemplo foram no Paleozoico uma grande cordilheira como o Himalaia ou os Alpes de hoje embora se apresentem como morrarias destituídas do esplendor das grandes cadeias montanhosas No Brasil os terrenos que margeiam a borda meridional do Cráton do São Francisco em Minas Gerais também configuram remanescentes de cadeias dobradas no neoproterozoico durante os eventos de colagem do Gondwana Ciclo Brasiliano região atualmente emoldurada em morros e morrotes de litologia diversa seccionados por cristas monoclinais quartzíticas representativas das cimeiras na região Outra categoria de diastrofismo ainda de acordo com os autores termo genérico para todos os movimentos lentos da crosta produzidos por forças terrestres é a epirogênese que se caracteriza por movimentos verticais de vastas áreas continentais sem perturbar significativamente a disposição e estrutura geológica das formações rochosas afetadas Difere da orogênese onde os esforços são tangenciais por produzir grandes arqueamentos ou rebaixamentos da crosta localmente conjugados com sistemas de falhas devido a esforços tensionais Em domínios intraplaca ou de margem passiva os processos epirogenéticos comandam a dinâmica interna ao passo que nas margens ativas localizadas nas bordas das placas tectônicas voltamos a frisar que a orogênese é que é preponderante Variação do nível do mar em trechos de costa avanço do mar sobre porções continentais mudanças na configuração da drenagem variação do nível de base de erosão aparecimento de planos de erosão em vários níveis separados por degraus terraceamento dos vales fluviais são algumas das consequências da movimentação epirogenética na modelagem da superfície terrestre Um produto típico de movimento descendente ou epirogenético negativo é a bacia uma depressão geralmente de expressão regional preenchida por sedimentos como as bacias sedimentares intracratônicas Pilhas de rochas sedimentares muitas vezes totalizando vários quilômetros de espessura são aí encontradas como por exemplo a bacia de Michigan nos Estados Unidos ou a do Parnaíba no Brasil Nos movimentos ascendentes encontramos platôs e soerguimentos continentais como por exemplo o Platô do Colorado ou algumas formas marcantes do relevo brasileiro como a Serra do Mar e da Mantiqueira soerguidas no Terciário Inferior durante a reativação tectônica ocorrida durante a separação das placas Sul Americana e Africana com a abertura do paleogolfo sul atlântico de magmatismo alcalino pontual de extensivo derrame basáltico e de tectônica tafrogênica responsável pela geração do gräben onde se aloja o Rio Paraíba do Sul A origem do fenômeno é relacionada a distensões na crosta promovidas por variações térmicas ou de volume no manto superior Também em algumas regiões como na Europa ocidental tais movimentos são interpretados como reajustes isostáticos em virtude do degelo de massas glaciais anteriormente existentes sobre o continente 25 DEFORMAÇÕES ROCHOSAS De acordo com Teixeira et al 2000 um corpo rígido rochoso uma vez submetido à ação de esforços qualquer que seja a causa pode sofrer modificações em relação a sua posição por translação eou rotação ou em relação a sua forma por dilatação eou distorção No conjunto considerase que o corpo sofreu uma deformação resposta das rochas submetidas a esforços os quais são gerados por forças As condições físicas reinantes durante a deformação são fundamentais no comportamento do corpo submetido à ação de esforços Para um material geológico qualquer as condições físicas são a pressão hidrostáticalitostática e temperatura as quais dependem da profundidade em que ocorre a deformação b condições termodinâmicas e c esforço aplicado à rocha Nessas condições ainda de acordo com os autores as deformações podem ser rúpteis ou dúcteis ou seja podem ocorrer respectivamente quebras e descontinuidade falhas ou apenas deformação plástica sem perda de continuidade dobras As deformações podem ser realizadas em dois domínios distintos o superficial e o profundo formando estruturas distintas O domínio superficial caracterizase por uma deformação rúptil enquanto o profundo caracterizase por uma deformação dúctil Como fica latente no próprio termo a deformação ou cisalhamento rúptil implica o rompimento da massa litosférica causando formação de uma falha ou de uma junta ao passo que o cisalhamento dúctil não caracteriza ruptura É bem verdade que na escala de grandes zonas e cinturões de cisalha mento é previsível a interferência de ambas as modalidades cabendo assim o emprego dos termos dúctilrúptil ou rúptildúctil de acordo com o predomínio de um ou de outro processo 251 Dobras A gênese dos dobramentos se prende de acordo com Penteado 1980 a movimentos de compressão lateral exercida em superfície e em profundidade São caracterizadas por ondulações de dimensões variáveis e podem ser quantificadas individualmente por parâmetros como amplitude e comprimento de onda A sua formação se deve para Teixeira et al 2000 à existência de uma estrutura plana anterior que pode ser o acamamento sedimentar ou a foliação metamórfica As dobras podem ser microscópicas mesoscópicas ou macroscópicas dependendo do material e das forças atuantes As dobras podem ser atectônicas relacionadas com os processos exógenos formadas em superfície ou próxima dela sendo desencadeada pela força da gravidade Figura 211 ou tectônicas relacionadas com os processos endógenos formadas sob condições variadas de esforço temperatura e pressão sendo mais relacionada com o processo de evolução crustal Figura 212 Os elementos de uma dobra de acordo com Penteado 1980 encontramse articulados entre si na Figura 213 Fonte Teixeira et al 2000 Figura 211 Dobras atectônicas Figura 212 Dobras tectônicas bem marcadas em quartzito alterado Conceição do Ibitipoca MG Adaptado de Penteado 1980 Figura 213 Elementos da dobra 1 Anticlinais ondulações convexas para o céu 2 Sinclinais ondulações côncavas para o céu 3 Charneiras os setores fortemente encurvados do anticlinal e do sinclinal pontos mais altos e mais baixos estruturalmente 4 Plano axial a superfície ideal passando por charneiras sucessivas 5 Eixo interseção do plano axial e de uma superfície horizontal tomada como base 6 Flanco superfícies onduladas que ligam uma charneira anticlinal a uma charneira sinclinal 7 Elevação estrutural medida de uma vertical perpendicular aos dois planos horizontais que tangenciam a charneira anticlinal e a sinclinal Não deve ser confundida com a altitude atual da dobra nem com a diferença atual entre o pico do relevo anticlinal e o fundo do sinclinal 8 Direção orientação das camadas tomadas em relação ao norte magnético A direção é perpendicular ao mergulho ou inclinação Representa a linha de interseção de uma superfície de camada com um plano horizontal 9 Mergulho inclinação dos estratos geológicos em relação ao plano horizontal dado pelo nível destes Para Penteado 1980 há duas grandes categorias de dobras as harmônicas onde os afloramentos se ordenam regularmente de um lado e de outro do anticlinal e as desarmônicas que não apresentam ordenamento dos afloramentos de um lado e de outro do anticlinal Os contatos são anormais em forma de charriages formada quando o acavalamento tem grande amplitude podendo atingir várias dezenas de quilômetros Ainda de acordo com a autora as dobras também podem ser classificadas de acordo com os flancos em simétricas quando há simetria em relação ao plano axial e assimétricas quando não há esta simetria Ou de acordo com a inclinação do plano axial podendo ser com plano axial vertical ou dobra direta plano axial inclinado quando a inclinação é menor que 45º plano axial muito inclinado ou dobra reversa quando a inclinação é maior que 45º e plano axial horizontal ou dobra deitada Loczy e Ladeira 1980 apresentam ainda uma classificação das dobras baseada na atitude de seus elementos geométricos e outra baseada no seu estilo a qual será apresentada na sequência A primeira obedece à seguinte classificação A Baseadas na atitude do eixo Dobra horizontal apresenta eixo horizontal ou sub horizontal Dobra com caimento eixo inclinado obliquamente em relação à horizontal Dobra vertical caracterizada por apresentar eixo vertical Dobra com caimento duplo apresenta caimentos opostos a partir de um ponto central formando antiformes e sinformes de caimento duplo Domo flexão crustal ou dobra ampla convexa para cima caracterizada pelo mergulho das camadas em todos os sentidos de maneira relativamente uniforme a partir de seu centro B Baseadas na atitude das superfícies axiais Dobra normal apresenta superfície axial vertical Dobra invertida inversa ou deitada aquela cuja superfície axial apresenta mergulho inferior a 90 com ambos os flancos mergulhando no mesmo sentido mas com ângulos desiguais Dobra recumbente aquela cujo plano axial tende à horizontalidade Dobra em nappe caracterizase por um grande lençol de rocha estruturado em vasta rocha recumbente sobre a qual este lençol mergulha Dobra reclinada apresenta a direção de seu plano axial no sentido do eixo A classificação das dobras baseadas no estilo também apresenta cunho geométrico e desdobrase nas seguintes modalidades Dobra isoclinal possuem flancos essencialmente paralelos ou seja mergulham no mesmo sentido e com ângulos similares Pode ser do tipo isoclinal normal possui superfície axial vertical isoclinal invertida ou deitada superfície axial inclinada ou deitada ou isoclinal recumbente superfície axial horizontal Dobra em leque apresentam ambos os flancos invertidos Homoclinal caracterizamse pelo mergulho das rochas no mesmo sentido sob mesmo valor angular e com relativa uniformidade Monoclinal estrutura que configura uma flexão em forma de degrau que afeta camadas originalmente horizontais e paralelas ou levemente inclinadas Dobras em caixa dizse daquela na qual o topo amplo e chato de um antiforme ou o fundo amplo e chato de um sinforme são adjacentes ou bordejados em ambos os lados por flancos de alto mergulho Dobras em cúspide seus flancos encurvamse suavemente em arcos mas se fecham na zona axial Dobras de arrasto são formadas pelo deslizamento de uma camada sedimentar mais competente sobre uma mais friável Dobras angulares apresentam flancos retilíneos muito inclinados Dobra desarmônica são dobras nas quais as sucessivas superfícies dobradas ou unidades líticas mostram forma marcadamente diferentes sem que desapareça a identidade da dobra através da seção da rocha caso contrário seria designada por dobra harmônica Dobras convolutas dobras desarmônicas que possuem superfícies axiais encurvadas suavemente ramificadas ou espiraladas com charneiras complexas retorcidas ou convolutas Dobras intrafoliais de caráter individual plano e intensamente comprado originase eventualmente a partir de ligeiras deformações da foliação planar 252 Falhas e juntas Segundo Casseti 2005 quando as forças de compressão associadas às atividades tectônicas rompem o limite de resistência de determinada rocha sobretudo aquelas incompetentes que não resistem a esforços de dobramento temse a origem de rupturas como as caracterizadas pelas fraturas ou falhamentos Para Penteado 1980 a falha é o produto de esforços de compressão e tensão sobre material rígido da crosta traduzido no terreno por deslocamentos ou desnivelamentos As compressões geralmente se dão no sentido horizontal As forças de tensão não constituem uma força em si mas uma reação às forças de compressão Podese de acordo com a autora esquematizar a existência de três forças geradoras de uma falha Figura 214 1ª Uma força horizontal de compressão agindo sobre um bloco A resistência do bloco deverá ter valor igual à força de compressão Não seria uma força antagônica mas uma reação à compressão 2ª Uma força horizontal de sentido oposto e direção ortogonal à 1ª força gerada por esta 3ª A força da gravidade agindo no sentido vertical pela sobrecarga dos terrenos Adaptado de Penteado 1980 Figura 214 Esquema de formação de falhas segundo a intensidade dos esforços Todo bloco submetido ao jogo dessas três forças agindo em planos diferentes é sujeito a falhar Além dessas a compensação isostática sempre atua O plano de esforço de ruptura corresponde aproximadamente à bissetriz do ângulo formado pela direção da pressão mais forte e a direção da pressão mais fraca O ângulo será pouco menor em direção da pressão mais forte e será tanto menor quanto maior for o gradiente entre as duas forças extremas Dessa forma as diferenças na amplitude respectiva desses três grupos de forças podem gerar os seguintes tipos de falhas A Falha vertical com deslocamento horizontal nesse caso uma das forças horizontais 1 é a mais forte A segunda força mais forte 3 é um freio a um grande desnível vertical A força horizontal 2 sendo a mais fraca permite um esforço de extensão lateral tendo como resultante a combinação de um plano de falha vertical com deslocamento horizontal O plano de cisalhamento forma um ângulo de 45 com a direção da força mais forte B Falha inversa a força vertical 3 é a mais fraca A força horizontal 2 menos forte se opõe à extensão lateral dos blocos Nesse caso a força horizontal mais forte 1 cria um desnível vertical O plano de falha faz com a horizontal um ângulo de 45 Quando o valor da força vertical 3 se atenua próximo à superfície o valor do ângulo diminui também terminando em uma falha de plano horizontal isto é acavalamento C Falha normal com fossa a força vertical 3 é a mais forte Formase um bloco em cunha que se aprofunda A extensão longitudinal do bloco aprofundado reproduz a zona na qual a força horizontal é mais fraca 1 O plano de falha faz um ângulo de 45 em relação à vertical Além dessas forças a tensão que é uma reação às forças de compressão é geradora de falhas normais A tensão tende a ampliar a superfície da crosta Ainda de acordo com Penteado 1980 em um bloco falhado podem ser discernidos os seguintes elementos Figura 215 Traçado é a orientação na superfície em relação aos pontos cardiais Pode ser contínuo interrompido retilíneo quebrado ou sinuoso Plano de Falha P é a superfície segundo a qual se dá o deslocamento O atrito causado pelo movimento pode produzir uma superfície lisa com brilho em razão do polimento é o espelho de falha e Espelho de falha e é o escarpamento inicial voltado para o compartimento rebaixado É polido e apresenta estrias produzidas por riscos de atrito entre os blocos As estrias e a rugosidade escalonada do espelho de falha indicam o sentido do deslocamento Figura 216 Adaptado de Penteado 1980 Figura 215 Elementos de uma falha Figura 216 Sistema de encachoeiramento em espelho de falha Corumbá de Goiás GO Rejeito R é a medida do deslocamento linear resultante da falha A maneira mais simples de se medir um rejeito normal é através de uma camada guia Capa e Lapa termos aplicados quando um bloco remonta sobre o outro O bloco acima do plano de falha é a capa e o abaixo é a lapa As falhas podem ser classificadas de acordo com o plano da seguinte forma Figura 217 Falha normal o bloco deprimido acompanha a direção do mergulho do plano de falha em torno de 45 Resultam de tensões da crosta O plano oblíquo da falha pode terminar em plano vertical junto à superfície Temse então a falha vertical Falha inversa criada por compressão que tende a encurtar a crosta Um bloco é empurrado sobre o outro O plano é oblíquo Falha vertical um bloco é deprimido em relação ao outro e o plano de falha vertical Falha transcorrente o plano de falha é vertical e o deslocamento rejeito horizontal Falha de acavalamento o plano de falha é oblíquo É o caso da falha inversa na qual um bloco sobremonta o outro As figuras 218 e 219 são ilustrativas de falhas normais e transcorrentes No primeiro caso a expressão morfológica da falha é dada pela Serra de São Thomé estrutura quartzítica de orientação geral NESW que estabelece forte ruptura de declive com vale estrutural As falhas transcorrentes bastante evidentes no relevo pelo desvio de cristas e deflexão de canais fluviais são aqui ilustradas em veio de quartzo revelador de pequeno rejeito horizontal Adaptado de Penteado 1980 Figura 217 Tipos de falhas Figura 218 Falha normal recuada pela ação erosiva com formação de patamares por reativação tectônica São Thomé das Letras MG Figura 219 Falha transcorrente em litologia granitoide deslocando veio de quartzo Goiás GO Quando as forças de tensão nos corpos rochosos não implicam deslocamento de blocos temse a formação não de uma falha mas de uma junta joint ou diáclase que segundo Lockzy e Ladeira 1980 configuram planos ou superfícies de fraturas que dividem as rochas e ao longo dos quais não se deu o deslocamento das paredes rochosas paralelamente ao plano de fratura Para efeitos de diferenciação a movimentação com formação de rejeito configura uma falha ao passo que a ausência de deslocamento demora a presença de uma junta Em complemento Hasui e Costa 1991 esclarecem que cada conjunto de juntas forma uma família de juntas ao passo que as famílias entrecruzadas em diferentes direções revelam um sistema de juntas Normalmente juntas que se interceptam em diferentes direções podem estar denunciando diferentes campos de tensão que atuaram ao longo do tempo 253 Domos A estrutura em domos é resultante de arqueamentos convexos de estratos sedimentares dando origem a zonas circulares ou ovaladas podendo atingir de 100 a 300 km de diâmetro PENTEADO 1980 Podemse distinguir os seguintes tipos de domos Figura 220 1 Domo batolítico formado por intrusão de material ígneo provocando o arqueamento convexo das camadas de cobertura O arqueamento pode ser concomitante com a intrusão ou posterior Figura 220 Tipos de domos 1 Batolítico 2 Lacolítico 3 Salinos 2 Domo lacolítico produzido por intrusão ígnea entre as camadas formando uma massa lenticular convexa para cima Existe uma gradação de lacólitos até os sills ou camadas horizontais intrusivas São menores que os batolíticos 3 Domo salino pequenas estruturas salientes produzidas pela intrusão de sal no interior das camadas variando de forma circular alongada ou triangular de 1 a 5 km de diâmetro O núcleo é salino podendo possuir uma capa de anidrito gipso calcário ou dolomito 4 Intrusões menores diques e sills Diques e sills configuram focos intrusivos menores que não geram propriamente domos mas podem repercutir em elevações topográficas Em terrenos sedimentares os sills caracterizamse por preencherem concordantemente as camadas de sedimentos ao passo que os diques assumem caráter discordante São comuns nos terrenos sedimentares das depressões periféricas que bordejam a Bacia do Paraná Malgrado a ausência de registros de derrame nesses terrenos a presença de rochas hipoabissais diabásio é recorrente tanto na forma de diques Figura 221 como de sills Figura 222 onde quase sempre estão vinculados às colinas mais elevadicas ou a ressal tos topográficos geradores de encachoeiramentos e segmentos de maior encaixamento da drenagem Figura 221 Dique de diabásio da Formação Serra Geral na Depressão Periférica Paulista Santa Bárbara dOeste SP Figura 222 Intrusão de diabásio em sill pelos arenitos glaciais permocarboníferos da Formação Itararé implicando nítido arqueamento do relevo Americana SP 26 AS GRANDES UNIDADES TOPOGRÁFICAS DO GLOBO De acordo com Penteado 1980 as grandes unidades topográficas do globo Figura 223 são Áreas continentais onde dominam planaltos colinas e planícies com menos de 2000 metros de altitude que se prolongam pela plataforma continental recoberta por mares epicontinentais Bacias oceânicas que são vastas extensões compreendidas entre 3000 e 6000 metros abaixo do nível do mar formando 587 da superfície total do globo Áreas continentais limitadas cujas altitudes ultrapassam 2000 metros cadeias de montanhas sempre alongadas como os Andes o Himalaia e as Rochosas Depressões limitadas em extensão cavadas abaixo das bacias oceânicas fossas marinhas que ultrapassam 7000 metros de profundidade como as cadeias de montanhas elas são alongadas e arqueadas A divisão do relevo em bacias oceânicas e continentes cai na 1ª ordem de escala de grandeza dos fatos geomorfológicos de Tricart 1965 Cerca de 29 da superfície do globo são constituídos de terras e 71 de oceanos 1 Áreas continentais limitadas acima de 2000 m 2 Áreas continentais entre 2000 e 3000 m 3 Bacias oceânicas entre 3000 e 6000 m 4 Depressões limitadas abaixo de 6000 m Figura 223 Perfil esquemático das grandes unidades topográficas do globo 27 AS GRANDES ESTRUTURAS DO GLOBO Para Penteado 1980 as grandes unidades estruturais do globo são escudos antigos bacias sedimentares e cadeias dobradas 271 Escudos Precedendo a discussão do significado geológicogeomorfológico do termo escudo fazse necessário a definição de cráton que de acordo com Guerra e Guerra 2005 são grandes áreas continentais que sofreram pouca ou nenhuma deformação desde o précambriano há cerca de 570 milhões de anos que no contexto da cronologia dos eventos responsáveis pela evolução da Plataforma Brasileira corresponde ao Ciclo Brasiliano Podem ser subdivididos em duas grandes áreas uma central conhecida por escudo que é bastante estável e uma plataforma marginal formada por rochas sedimentares que sofreram pequena movimentação ou apresentam camadas sedimentares horizontais que recobrem o escudo précambriano Em palavras simples o cráton configura uma porção litosférica que não apresenta margem ativa No Brasil temse como exemplo o cráton do São Francisco no centroleste do país ou o cráton Amazônico que de acordo com Almeida e Hasui 1984 corresponde em sua porção norte à província geológica Rio Branco e a sul à província Tapajós Os escudos ainda de acordo com Guerra e Guerra op cit foram os primeiros núcleos de rochas emersas que afloraram desde o início da formação da crosta sendo então compostos por rochas arqueanas e proterozoicas Para Penteado 1980 constituem a porção mais rígida da crosta formada de rochas ígneas de consolidação intrusiva ou do material sedimentar dobrado em épocas que remontam ao Paleozóico e anteriores arrasado metamorfisado e incorporado aos escudos de antiga consolidação São porções da crosta correspondentes ao antigo assoalho de velhos dobramentos que foram várias vezes soerguidos e arrasados pela erosão Constituem os maciços de antiga consolidação cristalinos e cristalofilianos sedimentares ou metamórficos Um escudo pode se apresentar recoberto por sedimentos depositados sobre o continente ou sob o mar durante o período de submersão Essa cobertura é discordante em relação ao embasamento rígido pois repousa sobre uma superfície que corta as antigas dobras ou as primitivas raízes das cadeias Uma porção do escudo após ser arrasada pela erosão pode ser soerguida por falhamentos dando origem aos maciços que serão rejuvenescidos por retomada erosiva Nos maciços antigos os fatores litológicos e estruturais comandam a erosão diferencial O grau de metamorfismo é importante porque está relacionado à resistência da rocha A maior parte das rochas que constituem os escudos é cristalina e cristalofiliana uma menor parte são rochas sedimentares em processo de metamorfismo e vulcânicas O metamorfismo faz crescer a coerência das rochas e aumentar a sua resistência A erosão diferencial não diz respeito apenas aos constituintes mineralógicos da rocha mas também ao grau de metamorfismo Dentre as rochas cristalinas encontramse os seguintes tipos de estrutura intrusivas ou plutônicas efusivas ou vulcânicas metamórficas ou cristalofilianas 2711 Rochas intrusivas ou plutônicas As rochas ditas intrusivas ou plutônicas referemse ao conjunto das rochas magmáticas cujo ambiente de formação se deu em profundidade De acordo com Penteado 1980 quanto ao jazimento podese distinguir rochas de maciços e rochas de filões Dentre as rochas de maciços destacamse a Batólitos bem delimitados essencialmente graníticos atravessando as rochas encaixantes Figura 224 Os batólitos de granito podem ter várias idades e ser mais antigos ou mais novos do que as rochas encaixantes sendo geralmente resistentes à erosão b Maciços de bordas difusas onde as rochas encaixantes são injetadas ou embebidas pelo magma granítico por processos de granitização transformação dos cristais das rochas adjacentes pela proximidade do magma granítico Essa estrutura é muito importante nos escudos antigos e por vezes é difícil estabelecer a passagem dos batólitos para as rochas metamórficas Os filões são anexos emitidos pelos batólitos principais Frequentemente são constituídos de granito granulito ou outras variedades microgranulares aplitos ou pegmatitos Os filões podem também ser constituídos de gabro ou diabásio A estrutura intrusiva pode se apresentar maciça ou falhada e é muito compacta Porém a compactação que dá resistência à rocha é compensada pela rede de diaclasamento ou fissuras que pode afetar até os minerais diminuindo a resistência da rocha ao intemperismo e à erosão A heterogeneidade estrutural está ligada à intensidade e à direção dos esforços tectônicos que afetaram o conjunto As estruturas cristalinas advindas de esforços tectônicos como os granitos de anatexía sinctectônicos são as mais fissuradas e mais falhadas As estruturas póstectônicas possuem em geral menos fraturas É o caso dos batólitos superficiais Entre as rochas intrusivas mais comuns estão os granitos dioritos sienitos pegmatitos gabros etc Destacamse ainda rochas formadas por intrusões que atingem níveis próximos aos superficiais mas que não chegam a extravasar em superfície são as chamadas rochas hipoabissais tipicamente representadas pelo Adaptado de Teixeira et al 2000 Figura 224 Estruturas rochosas encontradas nos maciços antigos diabásio As figuras 225 e 226 ilustram conhecidas intrusões magmáticas alcalinas em nefelinasienitos rochas plutônicas mesocráticas que ocorrem no domo vulcânico de Poços de Caldas e nos maciços alcalinos de Itatiaia e Passa Quatro duas das maiores proeminências altimétricas de todo o setor oriental da Plataforma Brasileira 2712 Rochas vulcânicas As chamadas rochas vulcânicas efusivas ou eruptivas pertencem ao grupo de rochas magmáticas cuja consolidação se dá em ambientes superficiais configurandose assim um derrame a exemplo dos basaltos Figura 227 tinguaitos e riolitos A característica dominante das rochas vulcânicas decorre de sua gênese por efusão e projeção do que resultam tipos originais de jazimento uma textura peculiar e tipos diferentes de estrutura ligados às construções vulcânicas As rochas vulcânicas não são inteiramente cristalizadas Após um início de resfriamento em profundidade o contato com a superfície paralisa a cristalização As rochas vulcânicas são pois rochas de dois tempos de cristalização As rochas formadas em derrames são microlíticas isto é formadas de cristais microscópicos em virtude do brusco resfriamento Os cristais visíveis a olho nu fenocristais são raros ou ausentes Algumas rochas vulcânicas têm a estrutura do vidro São as escórias projetadas pelos vulcões ou as obsidianas que formam corridas PENTEADO 1980 Figura 225 Blocos de foiáito empilhados no domo vulcânico de Poços de Caldas MG Figura 226 Afloramento de nefelinasienito na parte baixa do maciço alcalino de Passa Quatro Passa Quatro MG Figura 227 Afloramento de basalto da Formação Serra Geral na região das cuestas basálticas do Estado de São Paulo São Pedro SP Há dois grandes tipos de jazimento a Derrames que ocorrem em níveis superficiais São emitidos pelas zonas de fraqueza da crosta a partir de pontos de emissão ou de fissuras lineares O material emitido não solidificado ocupa posições mais ou menos afastadas da zona de emissão segundo o grau de fluidez As rochas básicas consolidamse lentamente e constituem as corridas As rochas ácidas consolidamse mais depressa constituindo cúpulas domos ou agulhas b Interestratificações nem sempre os materiais vulcânicos atingem a superfície o magma fluido pode se insinuar entre os planos de estratificação das rochas sedimentares encaixantes ou zonas de diáclases e fraturas no caso de rochas cristalinas Massas lenticulares em forma de cogumelo ou de cúpula podem provocar o soerguimento das camadas sobrejacentes São os lacólitos Comumente destacamse apófises a partir da massa principal Tais estruturas recebem o nome de filões Se esses filões se dispõem ao longo dos planos de estratificação constituem os sills já descritos anteriormente Segundo a natureza dos materiais emitidos pelos vulcões distinguemse quatro tipos mais elementares de erupção Tipo havaiano caracterizado por derrames de lavas muito fluidas a partir de crateras As corridas se espraiam bastante e o vulcão tem pouca altura Tipo stromboliano produz emissões frequentes de projeções e efusões de lavas fluidas a partir de cratera borbulhante Sobre os flancos abruptos assentamse escórias e lavas Tipo vulcânico de lava bastante viscosa que solidifica no orifício de emissão e explode dando grande quantidade de cinza e pedrapome que acumulam para formar cones de forte declive Nesse tipo as corridas são raras e curtas Tipo peleano possui lava muito viscosa que forma agulhas que se projetam para fora no decurso da erupção A erupção é precedida de nuvens ardentes blocos cinza e vapordágua que formam turbilhões nos flancos do vulcão 2713 Rochas metamórficas As chamadas rochas metamórficas são aquelas que sofreram algum tipo de esforço que repercutiu em deformação seja em uma rocha ígnea sedimentar ou mesmo uma rocha metamórfica preexistente As rochas sedimentares quando constituem um pacote muito espesso aprofundamse por subsidência e passam por transformações Sofrem metamorfismos ligados a fenômenos térmicos ou dinâmicos pressão com ou sem contribuição de material sob ação de agentes mineralizadores As rochas se transformam mas a origem sedimentar nesses casos ainda pode ser reconhecida na estrutura O modo de jazimento é variado Bigarella et al 1994 enfatizam que os principais agentes de metamorfismo constituem as altas temperaturas e pressões associadas ao ambiente químico reinante no interior da crosta terrestre sendo que a mudança em um ou mais desses fatores faz que sobrevenha alguma ordem de desequilíbrio físico e químico de sua associação mineral o estabelecimento de novo equilíbrio resulta no metamorfismo da rocha em que os constituintes minerais originais são transformados em outros mais estáveis sob novas condições Os autores explicam a natureza dos três tipos de metamorfismo conhecidos a saber 1 Metamorfismo de contato Tem sua ocorrência nas adjacências de grandes massas ígneas sendo tanto mais intenso quanto mais próximo da zona de contato entre o magma e a rocha encaixante intensidade esta que diminui à medida que se distancia do corpo ígneo 2 Metamorfismo dinâmico Ocorre em ambientes de profundidade moderado por apelo de altas pressões e temperaturas onde as rochas sofrem deslocamentos em função das movimentações crustais 3 Metamorfismo regional O tipo de metamorfismo em questão está relacionado aos grandes movimentos da crosta ocorrendo em condições de alta pressão e temperatura e grandes profundidades Diferentemente dos dois anteriores apresenta significativa expressão espacial formando grande parte dos escudos cristalinos As rochas metamórficas podem apresentar estrutura xistosa gnáissica ou granulosa A primeira apresenta associações mineralógicas formadas por minerais tabulares de boa clivagem como as micas do tipo muscovita que partilha da constituição acessoriamente ao quartzo de importantes rochas metamórficas como os xistos micaxistos e quartzitos finos muscovitaquartzitos A estrutura gnáissica por sua vez é caracterizada pela alternância de bandas máficas e félsicas em bandamento bem marcado comum nos gnaisses Comumente as bandas máficas escuras são constituídas predominantemente por biotita e as bandas claras designadas félsicas por faixas quartzosas A presença de cristais de tamanho semelhante formando pequenos grânulos incrustados na rocha caracterizam a textura granular Os gnaisses constituem as rochas metamórficas mais comuns nos terrenos cristalinos Na maior parte dos casos está associado ao metamorfismo do granito Nesses casos quando diretamente derivados de rochas ígneas são designados ortognaisses ou gnaisses ortoderivados Tais rochas também podem ser formar pelo metamorfismo de materiais argilosos sendo que quando sua origem é sedimentar chamamse paragnaisses A Figura 228 mostra um afloramento de gnaisse bandado alternando faixas claras e escuras deformadas por metamorfismo póstectônico Entre as rochas metamórficas também são comuns os quartzitos formados a partir do metamorfismo do arenito Ocorrem em extensas faixas nos remanescentes de dobramentos como no Planalto do Alto Rio Grande e na Serra do Espinhaço que baliza uma destacada faixa quartzítica da parte central de Minas Gerais até a Bahia Costumam apresentar bandamento bem definido como aqueles do Espinhaço e das cristas da região do alto Rio Grande em Carrancas Minduri Cruzília e São Thomé das Letras estendendose em residuais mais para o norte em Itutinga Itumirim e São João Del Rey e também na região de Ouro Preto Aparecem em outras regiões do Planalto Atlântico como em ramificações da Serra da Mantiqueira a exemplo da Serra do Ibitipoca na Zona da Mata Mineira onde assumem aspecto mais grosseiro e do Pico do Jaraguá nas proximidades da bacia terciária de São Paulo Significativamente ricos em quartzo são bastante Figura 228 Biotitagnaisse ortoderivado intercalando bandas máficas e félsicas Baependi MG Roberto Marques Neto resistentes ao intemperismo químico e por isso estão sempre associados à anomalias positivas no relevo A Figura 229 ilustra de forma bastante didática o aspecto acamado dos quartzitos aqui em disposição planoparalela e suaves mergulhos indicando o ambiente sedimentar litorâneo de origem na margem passiva do Cráton do São Francisco Outras rochas sedimentares comuns são os xistos e filitos que podem ser derivados de rochas ígneas granitos e sedimentares folhelhos os anfibolitos eclogitos e granulitos normalmente com origem vinculada a rochas ígneas ou ainda o mármore produto do metamorfismo do calcário Copiosos nos terrenos cristalinos também são os migmatitos originados a partir de processos ígneos e metamórficos conjuntos 272 Bacias sedimentares Bacias Sedimentares de acordo com Penteado 1980 e Guerra e Guerra 2005 são depressões enchidas com detritos carregados das áreas circunjacentes deprimidas e recobertas pelo mar e posteriormente exodadas A estrutura dessas áreas é geralmente composta de estratos concordantes ou quase concordantes que mergulham normalmente da periferia para o centro da bacia As camadas Figura 229 Quartzitos em acamamento plano paralelo aflorando em topo anguloso a aplanado de crista monoclinal São Thomé das Letras MG se dispõem umas sobre as outras O resultado é um pacote de sedimentos em camadas empilhadas As grandes bacias sedimentares estão portanto vinculadas à transgressão marinha Sem o avanço do mar a sedimentação tende a ser mais restrita formando bacias menores Chamase diagênese o conjunto de processos físicoquímicos que transforma os sedimentos em rochas sedimentares em condições de alta pressão e temperatura Os sedimentos uma vez depositados são compactados pelo próprio peso dos materiais sedimentares sobrejacentes deflagrando interações entre as águas intersticiais e as subterrâneas pelas suas migrações o que pode levar à geração de uma série de materiais autígenos SUGUIO 1973 Para Penteado 1980 em uma verdadeira bacia de sedimentação sentido topográfico e geológico entram em jogo fenômenos de compensação isostática pela sobrecarga de sedimentos Sua evolução se faz grosso modo segundo as fases a seguir 1 Sedimentação rítmica no assoalho de mar endocontinental em disposição horizontal 2 Subsidiência central por sobrecarga de sedimentos e soerguimento das bordas 3 O levantamento marginal ativa a erosão que contribui para alimentar a sedimentação no centro da bacia 4 Formase uma superfície de erosão nas bordas da bacia em função de um nível de base central 5 A continuidade do processo tende a limitar cada vez mais a área central da sedimentação e os depósitos em direção ao centro são cada vez mais recentes 6 No final da fase o centro da bacia tornase um lago e a sedimentação marinha é substituída por sedimentação lacustre e finalmente por sedimentação continental Esse esquema de acordo com a autora é simplista Na realidade os fenômenos são mais complexos Tanto a subsidência como o soerguimento das bordas não se fazem regularmente quer no tempo ou no espaço Conforme a posição das camadas em uma bacia a estrutura será concordante horizontal inclinada ou discordante Figura 230 Estrutura concordante horizontal formada em bacias sedimentares de estrutura calma constituída de camadas horizontais ou quase horizontais empilhadas Corresponde à parte central da bacia Estrutura concordante inclinada monoclinal ou homoclinal é constituída de camadas superpostas levemente inclinadas 2º a 10º em uma direção Horizontal Concordante inclinada Discordante Adaptado de Penteado 1980 Figura 230 Tipos de estruturas em bacia sedimentar constante Esse tipo de disposição normalmente corresponde à porção que circunda a zona central plana da bacia O mergulho pode entretanto atingir valores bem superiores à 10º Esse caso é frequente no contato de bacias sedimentares com cadeias dobradas Estrutura discordante chamase discordância o contato correspondente ao plano estratigráfico inferior da série geológica superior cortando mais ou menos obliquamente o mergulho da série inferior Esse tipo de contato pode ter causa tectônica ou uma transgressão marinha A discordância mais comum supõe o desenvolvimento de uma superfície de erosão e em seguida uma transgressão Nesse caso toda a bacia comporta uma discordância no contato de seus depósitos basais com o escudo previamente arrasado As grandes bacias sedimentares brasileiras são de idade paleomesozoica e correspondem às porções sedimentares das bacias Amazônica do Paraná e do Parnaíba Bacias de idade terciária se formaram também por ocasião da tectônica tafrogênica instalada com a abertura do AtlânticoSul como aquelas do Vale do Paraíba do Sul Taubaté Rezende Volta Redonda AbSáber 1969 explana que à medida que se pronunciou a compartimentação tectônica responsável pela geração da fossa do Paraíba acompanhouse uma acentuação da agressividade erosiva nos mantos de alteração das rochas graníticas expostas nas vertentes da Serra da Mantiqueira legando significativa carga detrítica para os compartimentos rebaixados dando margem à sedimentação terciária e quaternária no Vale do Paraíba Destacamse também as bacias plataformais de Campos e Santos que armazenam grandes reservas petrolíferas em franca prospecção São ainda dignas de menção as bacias terciárias que se formaram na parte interior com a denudação promovida pela drenagem endorreica então invertida a exemplo da bacia de São Paulo e de Curitiba AbSáber 1969 enfatiza o caráter tectônico responsável pela geração da bacia de São Paulo que impôs uma barragem ao paleo Tietê que armazenou os materiais desnudados a partir de mantos regolíticos espessos formados em clima úmido A classificação dos materiais sedimentares pode se dar conforme sua granulometria dispondose na seguinte sequência das menores para as maiores frações argila 1256 mm silte de 1256 a 116 mm areia 116 a 2 mm grânulo 2 a 4 mm seixo 4 a 64 mm calhau 64 a 256 mm e matacão 256 cm Os processos diagenéticos em materiais argilosos geram os argilitos e folhelhos ao passo que em constituições sedimentares siltosas a rocha que se origina é o siltito As areias dão origem a rochas sedimentares muito comuns designadas arenitos Rochas sedimentares formadas por variadas frações granulométricas maiores e mal selecionadas vem a ser os conglomerados ou mesmo os tilitos depósitos formados a partir de atividade geológica glacial De acordo com Suguio 2003 cabe uma classificação geral das rochas sedimentares em alóctones compostas de fragmentos minerais provenientes de fora da bacia de sedimentação ou autóctones formadas por materiais formados no próprio ambiente sedimentar Entre o grupo das rochas alóctones temse as chamadas rochas rudáceas formadas por fragmentos grosseiros materiais detríticos principalmente seixos como os conglomerados as rochas arenáceas formadas predominantemente pela fração areia arenitos e as rochas lutáceas formadas a partir de materiais finos siltes e argilas sendo os folhelhos as mais abundantes Entre as rochas alóctones enquadramse ainda as rochas piroclásticas ou vulcanoclásticas compostas por fragmentos expelidos a partir de atividades vulcânicas No grupo das rochas sedimentares autóctones adequamse as rochas carbonáticas calcários e dolomitos as carbonosas às quais pertencem toda a série do carvão Na bacia do Paraná são comuns os folhelhos de idade permiana altamente fossilíferos Formação Irati ou mesmo conglomerados Formação Corumbataí também do Permiano ambas de transgressão marinha Entre os sedimentos terrígenos paleozoicos enquadramse os depósitos glaciais da Formação Itararé que afloram em uma série de fácies desde diamictitos até lamitos e arenitos finos e grosseiros Figu Figura 231 Fácie arenítica do Grupo Itararé na borda da Bacia Sedimentar do Paraná com presença de marcas onduladas que lembram arenito eólico Campinas SP ra 231 Também são conhecidos os depósitos rítmicos do tipo varvito em paleolago glacial edificados por sucessivas deposições de areias intercaladas a materiais finos as lâminas arenosas estão associadas ao degelo parcial de verão enquanto os finos correspondem à massa sedimentar decantada durante congelamento no inverno Figura 232 Os arenitos são essencialmente mesozóicos e compõem as conhecidas formações Botucatu e Piramboia de caráter eólico configurando paleodunas formadas em sistema desértico Acrescentase ainda as sequências areníticas cretáceas pósderrame pertencentes ao Grupo Bauru mapeadas pelo IPT nas formações Caiuá Santo Anastácio Adamantina e Marília 273 Cadeias dobradas As cadeias dobradas constituem a zona de terrenos sedimentares e metamórficos de geossinclinal dobradas por orogênese recente e incorporadas às bordas dos velhos continentes Para Popp 1998 as cadeias de montanhas no seu sentido técnico são aquelas geradas principalmente por dobramentos ligados diretamente a forças orogenéticas de grande intensidade e raio de ação São exemplos de cadeias de montanhas os Alpes o Himalaia os Andes e as Montanhas Rochosas Essas cadeias de montanhas estão ligadas ao tectonismo orogenético do Cenozoico Anteriormente ao Figura 232 Depósito rítmico varvito em paleolago glacial carbonífero Itu SP Cenozoico sobretudo durante o précambriano a orografia da Terra teve outras cadeias de montanhas agora já aplainadas pela erosão As grandes cadeias montanhosas atualmente ativas são portanto de idade terciária Sua gênese depende da colisão entre placas tectônicas sendo assim feições geomorfológicas ligadas a limites convergentes tanto entre duas placas continentais como entre uma placa oceânica e uma continental No Brasil os dobramentos ocorrentes são bastante antigos ainda do précambriano e aparecem na forma de remanescentes arrasados como a Serra do Espinhaço ou as faixas remobilizadas no Sul de Minas Gerais Todas as cadeias de montanhas em sentido técnico possuem muitas analogias significativas a Os materiais que formam essas cadeias de montanhas foram todos originalmente depositados no fundo do mar b A extensão das cadeias de montanhas é muito menor do que quando eram fundo de mar Isso indica que a crosta terrestre sofreu um deslocamento horizontal e um enrugamento c Todas as cadeias de montanhas têm uma construção bilateral isto é as dobras têm sempre duas direções opostas mas não necessariamente simétricas d A zona central é mais sujeita à ação magmática e ao metamorfismo e A distribuição geográfica das cadeias de montanhas mostra que elas são em geral compostas por arcos suaves sucessivos estreitos e muito longos f Finalmente é importante assinalar que as cadeias de montanhas derivam de um geossinclinal cuja evolução é encontrada nas cadeias de montanhas com características e analogias próprias O geossinclinal é um conceito complexo que envolve uma série de fenômenos que vão desde uma região propícia a receber sedimentos no fundo do mar até o soerguimento desses sedimentos e sua transformação em cadeia de montanhas O geossinclinal está localizado via de regra próximo a uma região continental Essa região chamada plataforma é palco de erosão e fornece material para o preenchimento do geossinclinal A velocidade máxima dessa sedimentação é de cerca de 1 m em 30 mil anos Sabese que no meio do geossinclinal a espessura dos sedimentos pode chegar a até 12 mil metros diminuindo rapidamente para as bordas A sedimentação do geossinclinal é feita em águas rasas independentemente da profundidade inicial do vaso oceânico que receberá os sedimentos Sabese hoje que na medida em que ocorre a sedimentação há também uma subsidência mantendo raso o nível de águas Tal fenômeno não se deve ao peso dos sedimentos mas às características próprias do geossinclinal Assim por isostasia a cada subsidência ocorre um levantamento da plataforma e recrudesce a erosão e logo a sedimentação A subsidência do geossinclinal cria outros fenômenos correlatos dos quais o magmatismo é o principal A natureza desse magmatismo varia conforme a fase de evolução do geossinclinal A subsidência não é contínua nem regular em um geossinclinal Ao contrário é lenta e irregular refletindose nas variações de fácies variedades litológicas tudo indicando um sobe e desce contínuo intercalado por fases de sedimentação seguidos de ausência de sedimentação e mesmo erosão Ainda de acordo com Popp 1998 esse conjunto de características pode ser sintetizado pelas seguintes fases I Fase préorogênica É realizada em mar raso com sedimentação terrígena e calcária intensiva e a correspondente subsidência vulcanismo básico II Fase orogenética inicial Subsidência e sedimentação localmente aceleradas sedimentação de flysch terrígena superior Algumas partes já aparecem acima do nível do mar Intenso vulcanismo básico III Fase orogenética principal Dobramentos intensos e o magmatismo são agora de caráter ácido intrusivo Terras já totalmente levantadas É depositada a formação lagunar nas depressões restantes IV Fase pósorogenética Atividades magmáticas intermediárias e básicas Movimentos isostáticos sedimentação molássica As fases de evolução de um geossinclinal podem ser descritas de acordo com a Figura 233 em A achase representada a fase inicial de subsidência e simultâneo acúmulo de sedimentos afetados por vulcanismo basáltico De ambos os lados achamse a região estável do antepaís que se levanta e se desgasta pela erosão cujos detritos se acumulam à medida que o geossinclinal se abate Em B temse a fase de dobramento acompanhada de intensa atividade magmática ácida com intrusões graníticas e grande intensificação do afundamento do geossinclinal já deformado Surgem como consequência do dobramento várias ilhas e formamse depressões secundárias no sentido do maior eixo Em C fase final estabilizase o tectonismo dandose o arqueamento geral da região o que se denomina undação fenômeno interpretado como resultado do equilíbrio isostático das massas leves junto ao substrato mais denso Diversos falhamentos laterais ocorrem junto às camadas dobradas e uma nova bacia alongada subsidiária formase à esquerda da área dobrada e soerguida já em vias de desgaste erosivo LEIZ e AMARAL 1989 28 CLASSES FUNDAMENTAIS DAS FORMAS DE RELEVO Para Penteado 1980 há duas classes fundamentais de formas de relevo iniciais e sequenciais Iniciais Formas resultantes dos soerguimentos originais da crosta por forças internas e por erupções vulcânicas Sequenciais Formas esculpidas pelos agentes de desnudaçao Essas vêm em seguida às iniciais Qualquer paisagem é o resultado da ação dessas forças logo é uma etapa dentro de um contexto Todos os estágios de evolução das paisagens podem ser observados no globo Onde ocorrem altas montanhas é sinal de que as forças internas atuaram recen temente Os planaltos baixos e as planícies indicam que as forças desnudacionais têm papel mais atuante Todos os estágios intermediários podem ser encontrados Os agentes de esculturação do relevo que produzem as formas sequenciais são águas correntes vagas oceânicas gelo e vento Esses agentes de erosão auxiliados por processos de meteorização das rochas e movimentos de massa sobre as vertentes atacam as massas rochosas continentais Nenhuma região do globo é imune ao ataque Tão logo as rochas sejam expostas ao ar ou às águas iniciase o processo de destruição O produto da desintegração é removido para o assoalho das bacias oceânicas Todas as formas sequenciais modeladas por remoção progressiva da massa rochosa são designadas por formas erosionais Os fragmentos de rocha ou solo que foram removidos são depositados em qualquer parte e constituem as formas deposicionais 1 INTRODUÇÃO A geomorfologia é uma disciplina da geografia e da geologia que se dedica ao estudo da configuração evolução e processos da superfície terrestre Ela investiga as formas de relevo as características das paisagens e os processos naturais que as moldam ao longo do tempo geológico A palavra geomorfologia deriva do grego onde geo significa terra morfos se refere a forma e logia significa estudo A geomorfologia busca entender como os agentes naturais como a água o vento o gelo e a atividade tectônica interagem para moldar a paisagem Ela está intrinsecamente ligada à compreensão dos processos erosivos deposicionais e de modelagem do relevo que ocorrem na superfície terrestre Além disso essa disciplina também estuda os materiais que compõem a crosta terrestre e como esses materiais são transformados e transportados pelos agentes geológicos A geomorfologia é uma ferramenta essencial para entender a evolução da superfície terrestre bem como para planejar o uso do solo o gerenciamento de recursos naturais a conservação ambiental e a avaliação de riscos naturais como deslizamentos inundações e terremotos Portanto essa disciplina desempenha um papel crucial na compreensão das interações entre o homem e o ambiente natural 2 MATERIAIS CONSTITUINTES DA TERRA A Terra é composta por diversas camadas e esferas cada uma contendo materiais únicos que contribuem para a complexidade do nosso planeta A crosta terrestre a camada mais externa é formada por rochas e minerais como granito e basalto Logo abaixo encontra se o manto composto predominantemente por silicatos de ferro e magnésio No núcleo o ferro e o níquel predominam dividindose entre um núcleo externo líquido e um núcleo interno sólido Além dessas camadas geológicas existem as esferas da hidrosfera que abrange oceanos rios e águas subterrâneas e a atmosfera composta principalmente por nitrogênio e oxigênio rodeando o planeta A biosfera por sua vez engloba todos os seres vivos e os ambientes em que habitam interagindo com as outras esferas Minerais como silicatos minerais metálicos industriais e energéticos também fazem parte da constituição terrestre desempenhando papéis vitais na formação geológica na economia e nas atividades humanas Essas esferas e materiais interagem de maneiras complexas influenciando processos naturais a dinâmica climática a formação de paisagens e a sustentação da vida na Terra Compreender a diversidade e interconexão desses materiais é essencial para desvendar os segredos do nosso planeta e suas muitas facetas 21 Minerais Minerais são elementos ou compostos químicos naturais sólidos e inorgânicos que formam a base das rochas e constituem uma parte essencial da crosta terrestre Eles possuem estrutura cristalina regular e são compostos por átomos organizados em arranjos específicos Os minerais são classificados de acordo com suas propriedades físicas e químicas distintas Existem milhares de tipos de minerais mas alguns são mais comuns e amplamente reconhecidos Característicaschave dos minerais incluem Composição Química Cada mineral possui uma composição química específica definida por sua estrutura atômica Exemplos incluem quartzo dióxido de silício calcita carbonato de cálcio e pirita sulfeto de ferro Estrutura Cristalina Os átomos nos minerais estão organizados em padrões regulares e repetitivos formando uma estrutura cristalina característica Essa estrutura determina as propriedades físicas do mineral Propriedades Físicas Cada mineral exibe propriedades físicas únicas como dureza resistência ao risco clivagem modo como se parte em planos cor brilho densidade e hábito de cristal Cor e Brilho A cor pode variar mas não é sempre um indicador confiável da identidade do mineral O brilho referese à forma como a luz é refletida pela superfície do mineral Dureza Medese pela resistência do mineral ao risco de outros materiais A escala de dureza de Mohs é frequentemente usada para comparar durezas relativas Clivagem e Fratura Clivagem é a maneira como um mineral se divide ao longo de superfícies de fraqueza interna enquanto fratura é como ele quebra de maneira irregular Minerais têm uma variedade de usos e aplicações Eles são fundamentais na formação de rochas e por extensão na criação de paisagens geológicas Também desempenham um papel crucial em várias indústrias como a construção calcário granito eletrônicos silício metalurgia ferro cobre jóias diamantes ametistas e muito mais O estudo dos minerais é essencial para a geologia a ciência dos materiais e outras disciplinas relacionadas à Terra A identificação e análise de minerais ajudam na compreensão da história geológica da formação de depósitos minerais da caracterização de solos e da exploração de recursos naturais 22 Rochas As rochas componentes essenciais da crosta terrestre desempenham um papel fundamental na construção da história geológica do nosso planeta Elas são os blocos de construção da Terra testemunhas silenciosas das forças e processos que moldaram o nosso mundo ao longo de milhões de anos Através da sua diversidade e características distintas as rochas oferecem uma visão única sobre os eventos passados e os processos que continuam a dar forma à superfície terrestre As rochas são geralmente classificadas em três categorias principais com base na forma como são formadas ígneas sedimentares e metamórficas Rochas Ígneas Rochas ígneas também conhecidas como rochas magmáticas se originam da solidificação do magma derretido Dependendo de onde ocorre essa solidificação as rochas ígneas podem ser divididas em duas subcategorias extrusivas e intrusivas As rochas extrusivas se formam quando o magma irrompe na superfície como lava e se solidifica rapidamente resultando em uma textura fina como a encontrada no basalto Por outro lado as rochas intrusivas se formam quando o magma é intrudido nas camadas mais profundas da crosta terrestre esfriando lentamente e resultando em uma textura mais grosseira como a observada no granito Rochas Sedimentares As rochas sedimentares são formadas pela acumulação e compactação de sedimentos que podem incluir fragmentos de rochas pré existentes restos de organismos minerais dissolvidos e outros materiais transportados pela água vento ou gelo Com o tempo esses sedimentos se consolidam para formar rochas como arenito calcário e argilito As rochas sedimentares frequentemente contêm pistas importantes sobre o ambiente em que se formaram e podem preservar fósseis que oferecem insights sobre a história da vida na Terra Rochas Metamórficas As rochas metamórficas se originam de rochas pré existentes ígneas sedimentares ou metamórficas que são submetidas a altas temperaturas e pressões no subsolo Essas condições alteram a estrutura a composição mineral e às vezes a textura da rocha original resultando em novas rochas com características distintas Exemplos de rochas metamórficas incluem o mármore originado a partir do calcário e o xisto originado da argila Além de serem pistas do passado geológico da Terra as rochas também têm um impacto significativo na sociedade Elas fornecem recursos valiosos como minerais metálicos combustíveis fósseis e materiais de construção Além disso as formações rochosas espetaculares em todo o mundo atraem turistas e inspiram uma apreciação pela beleza natural e pela escala temporal da Terra 3 CONSTITUIÇÃO INTERNA DA TERRA A Terra nosso lar e refúgio é um intrigante palco de atividades geológicas e processos naturais que moldam sua constituição interna Embora pareça sólida e imutável à primeira vista sua estrutura esconde uma riqueza de complexidade e dinamismo que têm cativado cientistas e curiosos por gerações A compreensão da constituição interna da Terra é essencial para revelar os mistérios de sua formação evolução e as forças que impulsionam sua dinâmica A Terra é dividida em camadas distintas cada uma com propriedades únicas Crosta Terrestre A crosta é a camada mais externa da Terra e é subdividida em crosta continental e crosta oceânica É composta por uma variedade de rochas e minerais que formam as paisagens que vemos A crosta é fina em comparação com as camadas internas mas é onde a maioria das atividades humanas ocorre Manto Abaixo da crosta encontramos o manto uma camada espessa e semimolhada que se estende até cerca de 2900 km de profundidade O manto é composto principalmente por silicatos de ferro e magnésio e é responsável por movimentos convectivos que desempenham um papel crucial na deriva continental e na tectônica de placas Núcleo O núcleo da Terra é dividido em núcleo externo e núcleo interno O núcleo externo líquido e extremamente quente é composto principalmente de ferro e níquel Sua convecção cria o campo magnético da Terra O núcleo interno apesar de sua extrema temperatura é sólido devido à pressão extrema Também é composto principalmente de ferro contribuindo para a força magnética global Essa estrutura interna é dinâmica devido a processos geológicos contínuos Tectônica de Placas As placas tectônicas da crosta terrestre flutuam sobre o manto semifluido O movimento dessas placas causa terremotos vulcões e a formação de montanhas Deriva Continental O manto em convectiva no manto é responsável pela deriva continental As massas de terra estão em constante movimento colidindo e se separando ao longo de milhões de anos Atividade Vulcânica e Sísmica A atividade vulcânica ocorre quando o magma do manto é forçado para a superfície criando novas rochas e formas de relevo Os terremotos resultantes da liberação de energia nas falhas da crosta são outra evidência da dinâmica interna Campo Magnético O núcleo em convectiva cria um campo magnético que envolve a Terra Esse campo é vital para proteger nosso planeta dos ventos solares e radiações cósmicas A compreensão desses processos e camadas é crucial para o estudo da geologia previsão de desastres naturais exploração de recursos e nossa apreciação da beleza e complexidade do nosso planeta A Terra interna é um testemunho da inesgotável energia e transformação que moldam nossa casa cósmica instigando a exploração científica contínua e a maravilha perpétua 4 PLACAS TECTÔNICAS O mundo que conhecemos é um mosaico em constante movimento impulsionado por forças titânicas que moldam a superfície da Terra Por trás desse espetáculo geológico está um conceito fundamental as placas tectônicas Essas gigantescas peças do quebra cabeça geológico não apenas explicam as formas de relevo terremotos e atividades vulcânicas mas também revelam a intrincada interconexão dos processos naturais que moldam nosso planeta As placas tectônicas são enormes blocos rígidos que compõem a crosta terrestre e uma parte da camada superior do manto Movendose lentamente sobre a astenosfera semi fluida estas placas estão em constante interação o que resulta em uma série de fenômenos geológicos Bordas Divergentes Nessas zonas as placas afastamse umas das outras Isso acontece nos limites das dorsais oceânicas onde o magma do manto sobe para preencher o espaço criado formando nova crosta A Dorsal Mesoatlântica é um exemplo famoso desse tipo de fronteira Bordas Convergentes Nesses limites as placas se movem uma em direção à outra Pode ocorrer subducção em que uma placa mergulha sob a outra criando trincheiras oceânicas e vulcões Um exemplo é a fossa das Marianas Também pode haver colisão levando à formação de montanhas como o Himalaia Bordas Transformantes Aqui as placas deslizam lateralmente uma em relação à outra Isso resulta em falhas transformantes como a famosa Falha de San Andreas na Califórnia Esses movimentos laterais frequentemente causam terremotos As placas tectônicas desempenham um papel crucial na construção e remodelagem da crosta terrestre ao longo de milhões de anos Elas influenciam a formação de montanhas vales oceanos e continentes Além disso são responsáveis por uma série de eventos naturais que impactam a vida na Terra como terremotos tsunamis e erupções vulcânicas O estudo das placas tectônicas não só nos ajuda a entender os processos geológicos fundamentais mas também tem implicações práticas significativas A compreensão dessas placas é crucial para a previsão de terremotos gerenciamento de riscos exploração de recursos naturais e até mesmo a determinação da história geológica da Terra 5 DINÂMICA DA CROSTA A crosta terrestre a camada mais externa do nosso planeta é um cenário dinâmico onde forças poderosas moldam paisagens e criam feições geológicas de tirar o fôlego Nesse contexto a isostasia a orogênese e a epirogênese desempenham papéis essenciais na compreensão da evolução geológica e das características do relevo 51 Isostasia A isostasia é o equilíbrio vertical da crosta terrestre em resposta à distribuição desigual de peso sobre ela Pode ser compreendida como a flutuação da crosta sobre o manto semifluido subjacente Quando montanhas se formam ou massas de gelo derretem a pressão na crosta é alterada levando a ajustes isostáticos Áreas onde houve acúmulo de material como sedimentos ou diminuição de peso como a retirada de gelo resultam em movimentos ascendentes enquanto áreas onde a crosta foi sobrecarregada tendem a afundar 52 Orogênese e Epirogênese A orogênese e a epirogênese são os processos fundamentais que moldam as grandes características da crosta terrestre como montanhas e planícies A orogênese referese ao processo de formação de montanhas Ela ocorre frequentemente em bordas convergentes das placas tectônicas onde placas colidem ou uma placa é subduzida sob a outra À medida que as placas se deformam e são comprimidas as rochas se dobram quebram e se elevam formando cadeias montanhosas imponentes O Himalaia resultado da colisão entre a placa indiana e a placa euroasiática é um exemplo icônico de orogênese Já a epirogênese envolve movimentos verticais mais amplos da crosta terrestre que não estão diretamente associados a limites das placas tectônicas Esses movimentos podem resultar na formação de grandes bacias sedimentares ou planícies bem como em elevações mais amplas de vastas áreas do continente A epirogênese pode ser causada por processos como atividade térmica no manto ou redistribuição de peso devido à erosão e sedimentação Tanto a orogênese quanto a epirogênese moldam a superfície da Terra ao longo de escalas de tempo geológicas significativas Elas são responsáveis pelas paisagens espetaculares que vemos desde as majestosas cordilheiras até as vastas planícies Além disso esses processos têm implicações importantes em áreas como geologia econômica recursos naturais e até mesmo em nosso entendimento das mudanças climáticas ao longo da história da Terra 6 DEFORMAÇÕES ROCHOSAS A crosta terrestre é um laboratório vivo de movimentos e transformações onde as rochas são moldadas e modificadas por forças poderosas e processos geológicos Entre as várias formas de deformações rochosas as dobras as falhas as juntas e os domos desempenham papéis vitais na criação de paisagens espetaculares e na revelação da história da Terra 61 Dobras Dobras são curvaturas nas camadas de rocha causadas por forças compressivas e tensionais As camadas podem se curvar para cima anticlinal ou para baixo sinclinal Dobras podem ser suaves e amplas como os arcos das cordilheiras ou mais abruptas Elas frequentemente ocorrem em regiões onde as forças tectônicas atuam causando compressão lateral As dobras são evidências tangíveis da enorme pressão que as rochas enfrentam ao longo de milhões de anos 62 Falhas e Juntas Falhas são planos de ruptura ao longo dos quais ocorreu o deslocamento das rochas Elas podem ser causadas por movimentos tectônicos onde forças horizontais empurram ou puxam as rochas resultando em falhas normais inversas ou transformantes As juntas por outro lado são planos de fratura onde não ocorreu deslocamento significativo Elas podem se formar devido a tensões e podem afetar a maneira como a água minerais e raízes penetram nas rochas 63 Domos Domos são estruturas abobadadas ou circulares de rocha que se elevam acima da superfície circundante Eles são frequentemente formados por atividade intrusiva de magma que não atinge a superfície Com o tempo a erosão pode remover as camadas superiores expondo o núcleo endurecido Monólitos e formações icônicas como o Half Dome no Parque Nacional de Yosemite são exemplos de domos Essas deformações rochosas não apenas revelam as complexidades dos processos geológicos mas também desempenham um papel crucial na formação da paisagem e na determinação da história geológica Por exemplo as falhas podem resultar em terremotos devastadores as dobras podem criar espetaculares formações montanhosas e os domos podem se tornar marcos naturais icônicos Além disso o estudo dessas deformações rochosas tem implicações práticas significativas Compreender as falhas é essencial para a avaliação de riscos sísmicos e analisar as dobras ajuda a decifrar a história tectônica de uma região 7 AS GRANDES UNIDADES TOPOGRÁFICAS DO GLOBO A superfície da Terra é um mosaico de paisagens distintas e cativantes moldadas por processos geológicos e climáticos ao longo de milhões de anos As grandes unidades topográficas do globo representam regiões com características geográficas geológicas e climáticas únicas cada uma contando sua própria história da evolução do nosso planeta Essas vastas áreas nos inspiram e nos lembram da diversidade e complexidade do mundo natural Cordilheiras e Cadeias Montanhosas As cordilheiras e cadeias montanhosas são majestosos espinhaços de terra que se erguem acima da superfície testemunhas das forças tectônicas que moldaram nosso planeta Do imponente Himalaia ao recortado Andes essas elevações monumentais surgiram de colisões entre placas tectônicas onde a pressão e o movimento criaram paisagens espetaculares e inigualáveis Além de sua beleza as montanhas têm influência significativa no clima no abastecimento de água e na biodiversidade das regiões ao redor Planaltos e Planícies Os planaltos e as planícies abrangem vastas extensões de território e frequentemente são palcos de processos geológicos complexos Os planaltos caracterizados por altitudes mais elevadas e terrenos irregulares podem ser resultantes de atividade vulcânica erosão ou do levantamento tectônico As planícies por outro lado representam áreas mais planas e podem ter sido formadas por sedimentação ou pelo desgaste das montanhas ao longo do tempo A bacia amazônica e a planície do Ganges são exemplos de planícies impressionantes que sustentam ecossistemas diversos e produtivos Desertos e Regiões Áridas Desertos são regiões vastas e aparentemente inóspitas que têm uma história geológica intrigante Com seus ambientes secos e extremos os desertos como o Saara e o Deserto de Atacama revelam os desafios e as adaptações das formas de vida para sobreviver em condições adversas A aridez pode ser resultado de padrões climáticos de correntes oceânicas e de barreiras geográficas que impedem a umidade de chegar às áreas interiores Bacias Hidrográficas e Ecossistemas Aquáticos As bacias hidrográficas que incluem rios lagos e oceanos desempenham um papel crucial na forma como a água molda a superfície terrestre Desde os majestosos rios como o Nilo que sustentaram antigas civilizações até os recifes de coral que abrigam uma biodiversidade impressionante os ecossistemas aquáticos são vitais para a vida e a história da Terra Em conclusão as grandes unidades topográficas do globo são muito mais do que meros acidentes geográficos Elas são testemunhas da atividade geológica climática e biológica que moldaram a Terra ao longo de milhões de anos Essas paisagens diversas nos lembram da beleza e da complexidade do nosso mundo natural e nos convidam a explorar aprender e proteger essas maravilhas que nos cercam 8 AS GRANDES ESTRUTURAS DO GLOBO A Terra é um livro de história geológica e suas grandes estruturas contam contos de transformações processos e evolução que ocorreram ao longo de incontáveis eras Das profundezas da crosta até as alturas das montanhas essas estruturas geológicas revelam os mistérios da formação e mudança do nosso planeta 81 Escudos Os escudos são as áreas mais antigas e estáveis da crosta terrestre Compostos por rochas précambrianas eles representam os alicerces geológicos dos continentes Essas massas de terra antigas como o Escudo Canadense e o Escudo Africano têm sido testemunhas de bilhões de anos de transformações geológicas incluindo o impacto de crateras de meteoritos a formação de montanhas e os movimentos tectônicos 82 Rochas Intrusivas ou Plutônicas Rochas intrusivas também conhecidas como plutônicas são formadas quando o magma esfria e se solidifica abaixo da superfície da Terra A cristalização lenta permite o desenvolvimento de cristais maiores resultando em texturas mais grosseiras Exemplos incluem granito e diorito Essas rochas podem ser expostas através da erosão ou atividade tectônica revelando paisagens rochosas impressionantes 83 Rochas Vulcânicas Rochas vulcânicas são produtos da atividade vulcânica onde o magma é expelido para a superfície e se resfria rapidamente Isso leva a texturas mais finas e cristais menores Basalto e riolito são exemplos de rochas vulcânicas Essas formações são muitas vezes encontradas em áreas vulcânicas ativas como o Anel de Fogo do Pacífico 84 Rochas Metamórficas Rochas metamórficas são resultado da transformação de rochas préexistentes ígneas sedimentares ou metamórficas devido a pressão temperatura e fluidos químicos intensos Essas mudanças podem ocorrer profundamente na crosta terrestre e criam novas texturas e composições Exemplos incluem ardósia mármore e gnaisse 85 Bacias Sedimentares As bacias sedimentares são depressões geográficas onde os sedimentos se acumulam ao longo do tempo formando camadas de rochas sedimentares Essas áreas podem ser preenchidas por rios lagos ou mares antigos Rochas como arenito calcário e argilito são comuns em bacias sedimentares e elas frequentemente preservam registros de ambientes antigos e fósseis 86 Cadeias Dobradas Cadeias dobradas são formações montanhosas resultantes de forças tectônicas que causam a compressão e dobra das camadas de rochas A colisão de placas tectônicas pode levar à formação dessas cadeias onde as camadas são empurradas para cima e criam paisagens espetaculares e complexas como os Alpes ou os Apalaches Essas grandes estruturas do globo são os capítulos de um livro geológico inacabado que continua a ser escrito por processos naturais e forças profundas Cada estrutura conta sua própria história desde a formação de continentes até a migração de oceanos da atividade vulcânica à elevação de montanhas A exploração dessas estruturas não apenas nos fornece insights sobre a evolução da Terra mas também desencadeia nossa curiosidade incessante para desvendar os segredos das rochas que sustentam nosso mundo 9 CLASSES FUNDAMENTAIS DAS FORMAS DE RELEVO A superfície da Terra é um intricado cenário de formas de relevo que contam histórias profundas sobre os processos geológicos climáticos e ambientais que moldaram nosso planeta As classes fundamentais das formas de relevo nos levam a uma jornada fascinante através das características distintas da paisagem terrestre revelando como a interação de forças naturais cria a diversidade de ambientes que observamos Planaltos e Montanhas Planaltos e montanhas são estruturas elevadas da crosta terrestre Os planaltos são regiões relativamente planas ou ligeiramente inclinadas a altitudes elevadas Eles frequentemente abrigam nascentes de rios importantes As montanhas por outro lado são elevações mais íngremes e abruptas frequentemente formadas por movimentos tectônicos Ambas as formas de relevo desempenham um papel crucial na criação de paisagens e no controle do clima local Vales e Planícies Vales são depressões da superfície terrestre cercadas por colinas ou montanhas Eles podem ser formados pela erosão de rios ou geleiras ao longo de milhões de anos As planícies por outro lado são áreas relativamente planas e baixas frequentemente criadas por sedimentação e erosão Tanto vales como planícies são frequentemente locais de grande atividade humana devido à sua acessibilidade e recursos naturais Desertos e Regiões Áridas Desertos são áreas com precipitação muito baixa geralmente menos de 250 mm de chuva por ano Eles variam de paisagens áridas a semiáridas e podem ser formados por padrões climáticos barreiras geográficas e correntes oceânicas As formas de relevo em desertos incluem dunas planícies de sal e formações rochosas únicas Apesar das condições extremas muitos desertos têm ecossistemas adaptados e biodiversidade notável Costas e Litorais As costas e litorais são regiões onde a terra encontra o mar Elas podem variar de falésias íngremes a praias arenosas e estuários A erosão costeira causada pelo impacto das ondas e das marés é um processo dinâmico que molda constantemente essas áreas Os litorais também desempenham um papel vital no equilíbrio ecológico proporcionando habitats únicos para uma variedade de vida marinha Planaltos Basálticos e Depressões Planaltos basálticos são formados a partir do acúmulo de lava basáltica vulcânica Eles podem cobrir vastas áreas e criar paisagens planas e suaves como o Planalto Deccan na Índia Por outro lado depressões são áreas mais baixas da crosta como as bacias sedimentares que podem acumular sedimentos ao longo do tempo Ambas as formas de relevo revelam a influência passada de atividade vulcânica e sedimentação Em resumo as classes fundamentais das formas de relevo são as peças do quebra cabeça que compõem a paisagem terrestre Cada uma delas reflete processos geológicos climáticos e biológicos que ocorreram ao longo de milhões de anos Ao explorar essas classes nos conectamos com a história da Terra e ganhamos uma apreciação mais profunda pela incrível diversidade de ambientes que tornam nosso planeta tão único 10 CONCLUSÃO Em um mundo de complexidade e maravilhas geológicas exploramos as profundezas da Terra desvendando seus segredos mais bem guardados Das grandes estruturas tectônicas às formas de relevo que delineiam nossa paisagem cada elemento da crosta terrestre é um fragmento da história do nosso planeta uma narrativa contada por rochas montanhas vales e oceanos O cenário geológico é um reflexo das forças cósmicas que moldaram e continuam a transformar nosso ambiente Nossas jornadas pela isostasia e tectônica de placas nos lembraram que a Terra é uma esfera em movimento constante onde camadas profundas se ajustam e forças titânicas remodelam paisagens A compreensão das rochas ígneas sedimentares e metamórficas nos mostrou a diversidade da composição terrestre e como minerais e materiais são formados e transformados ao longo do tempo A análise das grandes unidades topográficas revelou a diversidade impressionante das paisagens desde as alturas das montanhas até os vastos desertos e ecossistemas aquáticos Essas unidades não são apenas cenários visuais mas testemunhas de eras geológicas e testemunhos da história da Terra As formas de relevo suas dobras falhas e vales nos levaram em uma jornada pela evolução da superfície terrestre destacando as forças erosivas os movimentos tectônicos e a ação do tempo que esculpiram cada detalhe Cada colina cada planalto cada costa é um registro de processos naturais e eventos que datam de tempos imemoriais Finalmente a geologia nos lembra que estamos conectados a um passado profundo e que continuamos a ser influenciados pelo mundo ao nosso redor Essas narrativas geológicas são lembranças vivas de que somos parte de um sistema dinâmico e interconectado moldado por forças que transcenderam a nossa existência Em última análise nossos estudos geológicos são convites para explorar descobrir e apreciar as profundezas da Terra e as histórias que elas contam A geologia nos convida a refletir sobre a grandeza da natureza e a entender nossa responsabilidade em preservar e cuidar do nosso lar cósmico A cada formação rochosa a cada montanha majestosa a cada mudança sutil no terreno somos lembrados da infinita riqueza da história e da vida que a Terra abriga REFERÊNCIAS Best M G 2018 Igneous and Metamorphic Petrology WileyBlackwell Bloom A L 1998 Geomorphology A Systematic Analysis of Late Cenozoic Landforms Prentice Hall Cox A Hart R B 1986 Plate Tectonics How It Works Blackwell Scientific Publications Nesse W D 2017 Introduction to Mineralogy Oxford University Press Plummer C C Carlson D H 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