Datação relativa das rochas

A datação relativa corresponde à determinação da ordem cronológica de uma sequência de acontecimentos, ou seja, estabelece a ordem pela qual as formações geológicas se constituiram no lugar onde se encontram.

Diferentes príncipios podem ser utilizados para fazer datação relativa de formações geológicas.

Princípio da sobreposição

Numa sequência de estratos em que não ocorreu alteração das posições de origem, qualquer estrato é mais recente do que aquele que recobre (muro) e mais antigo do que aquele que o cobre (tecto). Este princípio permite saber a idade relativa de uns estratos em relação a outros. Por vezes, surgem nas sequências estratigráficas superfícies de descontinuidades onde ocorreram a eliminação de determinados estratos devido, por exemplo, à erosão. Essas superfícies, as lacunas estratigráficas, podem ficar recobertas por novas camadas - caso retome o processo de sedimentação.


Princípios da continuidade lateral

Os estratos podem ser mais ou menos espessos consoante as condições de sedimentação do local. Isto permite datar, em colunas estratigráficas de dois lugares afastados, sequências de estratos idênticas (mesmo que os estratos de ambas tenham dimensões variáveis), desde que as sequências de deposição sejam semelhante.



Princípio da identidade paleontológica

Estratos pertencentes a colunas estratigráficas diferentes e que possuam conjuntos de fósseis semelhantes têm a mesma idade relativa. Importantes nesta datação são os fósseis de idade, que permitem determinar a idade relativa dos estratos. São bons fósseis de idades os que perteceram a organismos que viveram durante um período de tempo relativamente curto e bem determinado e que tiveram grande expansão. Estas características permitem uma boa correlação de camadas.

Princípio da intersecção e da inclusão

O princípio da intersecção diz-nos que qualquer estrutura que intersecte vários estratos se formou depois deles e é, portanto, mais recente. O princípio da inclusão refer que os fragmentos de rochas incorporados num dado estrato são mais antigos do que ele.

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princípio da horizontalidade original. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8


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princípio da correlação estratigráfica. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8

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princípio da sobreposição. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8

A interpretação dos fósseis

Como outras disciplinas científicas, no século XVIII, os conhecimentos geológicos caracterizam-se por um singular entrecruzar de observações precisas e de explicações assentes em crendices. A herança cientifica medieval e da Antiguidade clássica perdiam a credibilidade, rapidamente, mas, “legitimadas” pela autoridade da Bíblia, exerciam ainda uma grande influencia sobretudos em questões amplas como as da cosmologia, a que as ciências da Terra estão directamente ligada.
Um dos problemas mais debatidos era o da origem dos fosseis de animais e plantas “impressos” na rocha, que desde há séculos vinham sendo encontrados. Embora já Leonardo da Vinci e Benard Palissy tivessem claramente afirmado que os fosseis eram restos e organismos mortos em tempos antigos, a maioria acreditava que se tratava de formações naturais das rochas, provocadas por causas variadas e inverosímeis. Por exemplo, o coleccionador inglês Lhwyd defendia que eles se desenvolviam a partir e sementes espalhadas nas rochas, enquanto o medico italiano Lancisi afirmava que se formavam por influência das estrelas.
Um exemplo curioso da fantasia de certos estudiosos do século XVIII é o do professor alemão Johann Beringer. Convencido que os fosseis teriam sido formados por Deus, recolhei vários exemplares cobertos de caracteres hebraicos e de outros símbolos, classificando-os e descrevendo-os num volume publicado em 1726. Quando descobriu um “fóssil” como o seu próprio nome, compreende u que todos tinham sido preparados pelos seus alunos para o enganar. O entusiasmo pela teoria levara o prestigiado estudioso ao engano. A questão em jogo na interpretação dos fosseis fossem de origem orgânica implicava a necessária suposição de que eles pertencessem a espécies já extintas. Esta hipótese contradizia a concepção de natureza como fruto de um plano de criação divina, perfeito e imutável.

Os fósseis vivos

O processo que leva a formação dos fosseis é muito delicado, e para que se verifique é necessário que, logo a seguir a sua morte, o organismo fica sepultado em materiais adaptados à sua conservação, como por exemplo sob camadas de argila sem oxigénio. Esta é uma condição que se verifica muito raramente, sobretudo em terras emersas, onde geralmente os restos dos organismos ficam expostos às intempéries até à sua decomposição completa. Felizmente existe um outro tipo de fosseis que podem reconstruir as etapas da história da vida: os chamados fosseis vivos, organismos que parecem ser a copia viva de animais e plantas fossilizados que viveram à milhões de anos atrás. Estes representam os únicos sobreviventes de grupos que viveram e depois se extinguiram durante eras geológicas passadas, que resistiram ate hoje devido a felizes combinações de circunstâncias, ou simplesmente porque nunca chegou a surgir um outro animal ou8 planta capaz de competir com eles pela ocupação de um mesmo nicho ecológico. Durante muito tempo, a evolução não teve a necessidade de modificar o seu modelo original. Um dos exemplos mais interessantes é constituído pela Tuatara, habitantes de algumas pequenas ilhas ao largo da Nova Zelândia, únicos representantes actuais dos rinocéfalos, uma ordem de répteis que conheceu o seu melhor momento no longínquo Triásico.
A 130 milhões de anos atrás remontam os fosseis dos sirenídeos, uma estranha família de anfíbios de que restam algumas espécies nas aguas doces da América do Norte. Os sirenídeos parecem grandes enguias com um metro de comprimento, cujas patas anteriores são reduzidas e as posteriores desapareceram, apresentando nos lados do pescoço dois tufos de guelras. Os tubarões vêm ainda de mais longe: os primeiros exemplares viveram há 390 milhões de anos, 160 milhões de anos antes dos dinossauros, e os seus vestígios mostram que desde então não mudaram muito; no entanto, são ainda ultrapassados por certas bactérias que vivem nas nascentes termais quentes, como os géiseres, e que são provavelmente muito semelhantes aos primeiros organismos surgidos na Terra aos vários milhares de milhões de anos. Talvez todos os organismos do nosso planeta sejam, em certo sentido, fósseis vivos, porque em todos eles existe algum vestígio da vida do passado. No seu património genético, de facto, encontram-se, misturados e alterados, os genes hereditários de antepassados que se perdem na noite dos tempos.

Formação das rochas sedimentares

A génese das rochas sedimentares implica duas etapas fundamentais:

• Sedimentogénese - actividade que conduz à formação de materiais - sedimentos ou detritos - que constituem a matéria-prima das rochas sedimentares.
• Diagénse - evolução posterior dos sedimentos, conduzindo à formação de rochas consolidadas.

SEDIMENTOGÉNSE

A sedimentogénese implica a ocorrência de determinados processos geológicos como a meteorização ou alteração das rochas, a erosão e o transporte de sedimentos, e a sedimentação desses sedimentos.
A meteorização consiste num conjunto de processos que conduzem à alteração química e/ou física das características iniciais das rochas, levando à sua destruição. Os agentes de meteorização são a água, o vento, as mudanças de temperatura e a acção dos seres vivos.
A erosão corresponde ao conjunto de processos físicos que permite remover do local os materiais resultantes da meteorização. A acção da gravidade, a água, o vento e o gelo são os principais agentes erosivos que arrancam e separam os fragmentos desagregados da rocha-mãe.
Na sedimentogénese, o transporte corresponde à acção da água e do vento, que conduzem os materiais resultantes da meteorização para outros locais.
A sedimentação, que consiste na deposição dos sedimentos, é a fase final da sedimentogénese, em que ocorre a preparação dos sedimentos para que se processe a diagénese.



DIAGÉNESE

Diagenese é o conjunto de processos físicos e químicos que produzem a consolidação dos sedimentos depositados e sua evolução para rocha sedimentar propriamente dita.


Os seguintes processos atuam na diagénese:

Compactação

Processo diagenético pelo qual o volume ou a espessura dos sedimentos são reduzidos devido à pressão estática provocada pelo material acumulado na bacia de sedimentação. Os fenómenos essenciais que acompanham a compactação são a perda irreversível de água e a redução dos poros da massa rochosa, de que resulta um aumento de densidade.
A compactação de um solo faz desaparecer os espaços entre as partículas constituintes do solo, reduzindo a aeração e a infiltração de água, e assim diminuindo a capacidade do solo para a cultura.

Cimentação

A cimentação é caracterizada pelo preenchimento entre os detritos por substâncias minerais. A formação do cimento pode ocorrer por precipitação de substâncias, como sílica, carbonato, óxidos de ferro, etc., transportados pela água, bem como por acção bacteriana com a formação de óxido de ferro e de carbonato de cálcio.

Devido ao aprofundamento na crosta, os minerais menos estáveis podem mudar a sua estrutura transformando-se em formas mais estáveis nas condições termodinâmicas, resultando num rearranjo dos componentes originais das rochas. - Recristalização

Referências:

sedimentogénese. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8

compactação (geologia) . In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8

cimentação. In Infopédia [Em linha]. Porto: Porto Editora, 2003-2010. [Consult. 2010-03-24].
Disponível na www: .

Classificação das rochas sedimentares

As rochas sedimentares podem ser consideradas biogénicas, detriticas ou quimiogénicas.

Rocha biogénica

Rocha sedimentar formada por restos de seres vivos ou por substâncias provenientes da sua decomposição - sedimentos biogénicos. As rochas biogénicas podem, também, ser designadas quimiobiogénicas, uma vez que é difícil distinguir, em determinadas situações, os processos inorgânicos dos bioquímicos.
Os calcários biogénicos e as rochas carbonáceas, como os carvões e os petróleos, constituem exemplos deste tipo de rochas:
- Os calcários biogénicos formam-se, essencialmente, pela acumulação de partes esqueléticas de seres vivos, ricas em carbonato de cálcio, ou por reacções de precipitação, mas iniciadas pela acção dos seres vivos. Os depósitos de carbonato de cálcio sofrem diagénese, originando rochas consolidadas.
- As rochas carbonáceas têm uma origem verdadeiramente orgânica ou biogénica. No seu processo de formação ocorre intervenção directa de matéria orgânica, resultante de seres vivos, sujeita a alterações químicas.

Rocha quimiogénica

Rocha sedimentar formada a partir de um processo de precipitação de substâncias químicas dissolvidas numa solução aquosa - sedimentos quimiogénicos. A precipitação destas substâncias pode dever-se à evaporação da água, formando-se cristais que se acumulam e que constituem os evaporitos. Também se pode dever a outras reacções químicas desencadeadas pela alteração das condições do meio.
Alguns exemplos importantes de rochas de origem química são os calcários de precipitação (exemplo: travertino) e as rochas salinas (evaporitos como o gesso e o sal-gema).

Rocha detrítica

Rocha sedimentar, também designada por rocha detrítica, que se forma a partir de fragmentos sólidos ou por detritos obtidos pela meteorização e erosão de rochas preexistentes - os sedimentos detríticos.
As rochas sedimentares detríticas classificam-se em dois tipos: as detríticas não consolidadas e as detríticas consolidadas.
As rochas sedimentares detríticas não consolidadas correspondem a depósitos de sedimentos que não sofrem diagénese. Incluem-se neste grupo:
- Balastros, sedimentos com formas e dimensões muito variadas que ficam progressivamente mais rolados (blocos, seixos, calhaus, godos, cascalho e areão).
- Areias, rochas desagregadas de pequenas dimensões (entre os 1/16mm e os 2 mm), com composição variada, o que fornece indicações sobre os materiais que as constituem e sobre os processos de formação. As areias podem ser calcárias (brancas) ou basálticas (negras), embora as areias mais comuns sejam as quartzosas, de cor clara.
- Siltes, partículas de dimensões reduzidas (entre 1/16 e 1/256 mm), que se depositam por correntes de baixa energia.
- Argilas, materiais de dimensões reduzidas (inferiores a 1/256 mm), finos e pulverulentos, onde predominam os chamados minerais de argila.

O grupo das rochas sedimentares detríticas consolidadas engloba:
- Rochas conglomeráticas, que resultam da cimentação de calhaus rolados que formam rochas consolidadas; a matriz inclui elementos de menores dimensões aglutinados pelo cimento (ex.: brechas).
- Arenitos, também designados por grés, que resultam da consolidação de areias. Possuem, geralmente, apenas um tipo de mineral, sendo o quartzo o mais abundante. Tendo em conta a natureza do cimento, os arenitos são chamados arenitos siliciosos, arenitos argilosos, arenitos calcários e arenitos ferruginosos.
- Siltitos, que resultam da consolidação de siltes, apresentando uma composição mineralógica variável.
- Argilitos, com origem na consolidação de argilas formadas pela meteorização química de vários silicatos. Quando puros, os argilitos são bancos e designam-se por caulino. Normalmente, apresentam minerais associados, como feldspatos, micas e até quartzos.

Referências

Imagem
http://images.google.pt/imgres?imgurl=http://i197.photobucket.com/albums/aa29/sarajkl/tabelarochasdetriticas.jpg&imgrefurl=http://e-porteflio.blogspot.com/2009/03/classificacao-das-rochas-sedimentares.html&usg=__7RjyjcdPbBZqLHt-PNuaAOB2V4s=&h=479&w=570&sz=62&hl=pt-PT&start=7&um=1&itbs=1&tbnid=og9bRgbRA639NM:&tbnh=113&tbnw=134&prev=/images%3Fq%3Descala%2Bgranulometrica%26um%3D1%26hl%3Dpt-PT%26sa%3DX%26rlz%3D1R2ADSA_pt-PTPT342%26tbs%3Disch:1


rocha sedimentar detrítica. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8


rocha quimiogénica. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8


rocha biogénica. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8

Processos e materiais geológicos importantes em ambientes terrestres

As rochas são consideradas unidades estruturais da crusta e do manto que possuem características próprias, sendo formadas, em regra, por um ou por vários minerais associados. Exemplo de rocha: granito (constituido por quartzo, feldspatos e micas).

Os minerais são corpos sólidos, naturais (formados por processos geológicos), com estrutura cristalina, inorgânicos e com uma composição química definida ou variável dentro de certos limites. Exemplo de mineral: halite (NaCl).

A natureza das partículas elementares, as ligações entre elas e a forma tridimensional da rede cristalina conferem a cada mineral determinadas propriedades que permitem, em alguns casos através de meios de análise sofisticados, fazer a sua identificação.
Outras propriedades dos minerais são de fácil detecção e podem ser realizadas no decorrer de saídas de campo ou em testes laboratoriais simples. As propriedades dos minerais podem ser físicas ou químicas.

Entre as propriedades físicas mais utilizadas na identificação de minerais, podem destacar-se:
-> as propriedades ópticas (cor, brilho e risca);
-> as propriedades mecânicas (dureza, clivagem e fracturas);
-> a densidade (absoluta e relativa).
Entre as propriedades químicas, podem destacar-se:
-> teste do sabor salgado;
-> teste da efervescência.

Cor dos minerais

--> Idiocromáticos - cor própria não variável - verde da malaquite, amarela na pirite;
--> Alocromáticos - cor variável - o quartzo pode ser incolor, branco, amarelo e rosa.

Fig. 1 - Minerais com cor constante (idiocromáticos)

Fig. 2 - Mineral com cor variável, ou seja, não constante (alocromático).

Risca ou traço

--> Cor do mineral quando reduzido a pó por vezes diferente da cor do mineral;
--> Determina-se raspando o mineral numa placa de porcelana;
--> Os minerais alocromáticos possuem risca clara ou incolor.

Fig. 3 - Risca ou traço (hematite).

Brilho

--> Luz reflectida numa superfície de fractura recente do mineral;
--> Brilho metálico (semelhante ao dos metais - galenite, pirite);
--> Brilho não metálico (quartzo, feldspatos).

Fig. 4 - Brilho metálico, sub-metálico e não metálico.

Clivagem

--> O mineral fractura-se por planos paralelos entre si com superfícies brilhantes;
--> Os planos de clivagem resultam de ligações químicas entre as partículas mais fracas em determinadas direcções da rede cristalina. O mineral divide-se segundo essas direcções;

Fig. 5 - Superficies de clivagem.

Fractura

--> O mineral divide-se segundo superfícies irregulares, dando origem a fragmentos de superfícies irregulares e de diferentes tamanhos;
--> As partículas da rede cristalina estão submetidas a forças fortes em todas as direcções.

Dureza

--> Relativa - medida segundo uma escala crescente de dez termos - escala de Moshs. Determina-se riscando uma amostra num dos minerais da escala e vice-versa.
--> Um mineral que risque e seja riscado por em termo da escala, ou se não se riscarem entre si, possui a mesma dureza relativa;
--> Um dado mineral produz um sulco, risca em todos os termos da escala de menor dureza e é riscado por todos os que possuem dureza superior.

Fig. 6 - Escala de Mohs.

Densidade

--> Absoluta:
> Massa volúmica (g/cm3);
> Depende da massa das partículas e do arranjo das mesmas na rede tridimensional.
--> Relativa:
> Densidade relativa à densidade da água, que se considera igual a 1 (1g/cm3);
> A densidade relativa calcula-se usando uma balança de Jolly. Determina-se o peso da amostra do mineral fora da água (P) e o peso da mesma amostra mergulhada em água (P');
> P - P' = valor da impulsão, peso da água corresponde ao volume da amostra. A densidade relativa obtém-se dividindo o peso da amostra fora da água (P) pelo peso da água correspondente ao mesmo volume (P-P').


Propriedades químicas

--> Teste do sabor salgado para a determinação da presença de halite (NaCl);
--> Teste da efervescência pelo contacto com um ácido. Certos minerais, como a calcite, reagem com os ácidos libertando CO2, o que provoca a efervescência. Este fenómeno ocorre a frio em determinados minerais e a quente noutros.

Fig. 6 - Efervescência produzida por um ácido, neste caso, ácido clorídrico (HCl)

Fonte: http://estudante-de-biogeo-11.blogspot.com/2009/03/processos-e-materiais-geologicos.html

Rochas Sedimentares

Rocha constituída pela estratificação de sedimentos com origens diversas. As rochas sedimentares formam-se, na superfície terrestre ou a pequenas profundidades, por um conjunto de processos geológicos que incluem duas etapas fundamentais: a sedimentogénese, em que ocorre a formação dos materiais que vão constituir as rochas sedimentares - sedimentos ou detritos, e a diagénese ou litificação, onde os sedimentos evoluem até formarem as rochas.
Embora a sua representação na crusta terrestre seja muito fraca (5% do seu volume), as rochas sedimentares recobrem uma extensa superfície, ocupando mais de 75% da área continental.
Existe uma grande variedade de rochas sedimentares, tanto na constituição, como no aspecto e nos processos de formação.
A classificação das rochas sedimentares baseia-se na sua composição química e na génese dos sedimentos que as originam.
Em geral, os elementos mais abundantes nas rochas sedimentares são o Si, Ca, Te, K, Mg, isto é, os mesmos que estão presentes na crosta terrestre, ainda que em proporções diferentes das rochas endógenas.
Na composição mineralógica das rochas sedimentares, podem distinguir-se os minerais herdados (alóctonos ou detríticos) e os minerais de neoformação (autóctores ou químicos);

• Os denominados minerais herdados provêm directamente de rochas preexistentes, através de fenómenos de desagregação e transporte, sem terem sofrido qualquer alteração química. Estes minerais vão constituir as rochas sedimentares detríticas. O quartzo, os feldspatos, as micas, a limonite, a hematite, as anfíbolas, as piroxenas e a calcite são exemplos de minerais herdados.

• Os minerais de neoformação são minerais novos que se formam durante a sedimentogénese ou a diagénese e que resultam da alteração química ou da precipitação de outros minerais. Exemplos de minerais de neoformação mais frequentes são a calcite, a dolomite, a sílica, os minerais de argila, a halite e o gesso.

Tendo em conta a fracção predominante nas rochas sedimentares, podem considerar-se três grupos: as rochas detríticas ou clástricas, que se formam a partir de sedimentos obtidos pela meteorização e erosão das rochas preexistentes; as rochas quimiogénicas, com origem em sedimentos quimiogénicos; e as rochas biogénicas, que resultam de sedimentos biogénicos.

Existem outras classificações para as rochas sedimentares, como, por exemplo: a classificação que tem por base a composição química, agrupando-as em rochas siliciosas, argilosas, calcárias, ferruginosas, etc.; aquela que se baseia na sua origem (rochas pluviais, eólicas, etc.); as classificações que recorrem à textura (considerando, por exemplo, o tamanho do grão); etc.
Um dos aspectos mais importantes, contudo, para o estudo e avaliação das rochas sedimentares é a estratificação, isto é, a forma peculiar como se colocam as camadas umas sobre as outras.


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rocha sedimentar. In Diciopédia 2008 [DVD-ROM]. Porto : Porto Editora, 2007. ISBN: 978-972-0-65263-8