Deformação das rochas

As rochas sedimentares e magmáticas quando submetidas a condições de pressão e temperatura diferentes das que presidiram à sua génese, podem sofrer deformação.

Assim, origina-se uma alteração das rochas pela ação de forças de tensão exercidas sobre o material rochoso, com origem na mobilidade da litosfera e no peso de camadas suprajacentes. De acordo com a Teoria da Tectónica de Placas, a litosfera encontra-se fraturada em placas, podendo estas convergir, divergir ou deslizar entre si estando as rochas que as compõem sujeitas assim, a fortes estados de tensão.

A tensão é a força exercida por unidade de área. Em resposta a um estado de tensão as rochas deformam-se, podendo ocorrer a alteração de volume ou alteração da forma das rochas ou, como é comum, alterar simultaneamente os seus volume e forma. As deformações mais comuns apresentam-se sob o aspeto de dobras e falhas. As rochas estão sujeitas a vários tipos de tensões – tensão de compressão, tensão de distensão e tensão de cisalhamento.

Os materiais rochosos podem apresentar diversos tipos de deformações em resposta às tensões que suportam. Assim, as deformações podem ser elásticas, plásticas ou deformações por rutura.

As deformações elásticas são proporcionais ao esforço aplicado e são deformações reversíveis, ou seja, quando a força de tensão que provocou a deformação elástica é retirada, o material rochoso volta ao seu estado inicial.

Quando o limite de elasticidade das rochas é ultrapassado, estas entram em rutura ou passam a sofrer deformações plásticas, que são irreversíveis, ficando o material rochoso permanentemente deformado. São deformações contínuas, não se verificando descontinuidade entre as partes contíguas do material deformado, tal como acontece nas dobras.

Se o limite de plasticidade das rochas for ultrapassado, estas passam a sofrer deformações por rutura. As deformações por rutura são irreversíveis e descontínuas, pois não se verifica continuidade entre as partes contíguas do material rochoso formado, tal como acontece nas falhas.

Adaptado de: http://maisbiogeologia.blogspot.pt/2009/04/deformacao-das-rochas-falhas-e-dobras.html

Diversidade das rochas magmáticas

A classificação das rochas magmáticas tem como base fundamental dois critérios: a composição mineralógica e a textura.

Composição mineralógica

A caracterização das rochas é feita, sobretudo, atendendo à sua percentagem em sílica.

Cor

A cor da rocha está relacionada com a abundância relativa de minerais que constituem a rocha.

• Rochas leucocratas - apresentam cor clara, devido à predominância de minerais claros (minerais félsicos - sílica e alumínio). 

Rocha leucocrata

• Rochas melanocratas - apresentam cor escura, devido à predominância de minerais escuros (minerais máficos - ferro e magnésio). 



Rocha melanocrata

• Rochas mesocratas - apresentam cor intermédia sem predominância de qualquer um dos diferentes tipos de minerais.

  

  Rocha mesocrata

Textura

A textura das rochas depende, essencialmente, do modo como ocorreu o arrefecimento do magma que está na sua origem. Assim, podem-se distinguir dois tipos de textura.

• Textura granular ou fanerítica 

Os diferentes cristais da rocha são visíveis macroscopicamente. Característica de rochas plutónicas, com arrefecimento lento do magma (granito, gabro e diorito).

Granito

• Textura agranular ou afanítica 

A rocha é formada, por cristais tão pequenos que não se distinguem uns dos outros macroscopicamente. Característica de rochas vulcânicas, com arrefecimento rápido do magma (basalto, riólito, andesito).

Basalto

Adaptado de: http://estudante-de-biogeo-11.blogspot.pt/2009/03/diversidade-de-rochas-magmaticas.html

Diferenciação das rochas magmáticas

Um só tipo de magma pode originar originar diferentes diferentes tipos de rochas porque:

• O magma é uma mistura complexa de substâncias minerais;
•  A cristalização desses minerais ocorre a temperaturas diferentes dado serem diferentes os seus pontos de solidificação;
• Com o arrefecimento, do contínuo processo de cristalização resulta um magma residual de composição continuamente alterada.

Assim a génese dos minerais ocorre segundo uma ordem definida da qual resulta uma diferenciação magmática, por cristalização fraccionada (isto é, em tempos diferentes).

Bowen (1887‐1956) foi o primeiro cientista a estabelecer a sequência de reacções que ocorrem no magma durante a diferenciação.

Segundo Bowen existem duas séries de reacções:

•  Série dos minerais ferromagnesianos ou série descontínua.
• Série das plagioclases ou série contínua.

Assim através da observação da imagem pode-se concluir que primeiramente cristalizam os minerais de ponto de fusão mais elevado (olivinas, piroxenas e plagioclases cálcicas) e, seguidamente, os de ponto de fusão mais baixo (anfíbolas, biotite, plagioclases sódicas, feldspatos potássicos,moscovite e quartzo).

Adaptado de: http://ceiciencia.files.wordpress.com/2010/05/magmatismo-e28093-rochas-magmaticas.pdf

Consolidação de magmas

Formação de minerais

Numa rocha magmática os minerais não se formam todos ao mesmo tempo. A cristalização é condicionada por fatores externos como a agitação do meio, o tempo, o espaço disponível e a temperatura. A forma dos cristais também depende de fatores internos, como a estrutura cristalina, que implica uma disposição ordenada de átomos ou iões (rede tridimensional que segue um modelo geométrico regular e característico de cada mineral).

Se as partículas não ocuparem posições de um arranjo regular não se atinge o estado cristalino, sendo a textura desordenada (como nos líquidos) – textura amorfa ou vítrea.

Quando existem minerais com composição química diferente e textura cristalina semelhante, estes minerais designam-se por substâncias isomorfas. É o caso de um grupo de feldspatos designados por plagioclases, que são silicatos em que os iões Na+ e Ca2+ se podem intersubstituir dado serem muito semelhantes (raios iónicos semelhantes).

Podem ainda existir minerais com a mesma composição química e redes cristalinas diferentes.Estes minerais designam-se por substâncias polimorfas.São os casos do carbonato de cálcio (CaCo3) que pode formar dois minerais diferentes, a calcite e a aragonite, e do carbono que pode cristalizar na forma de diamante ou de grafite.

Diamante e grafite

Adaptado de: http://ceiciencia.files.wordpress.com/2010/05/magmatismo-e28093-rochas-magmaticas.pdf

Magmatismo - diversidade de magmas

A formação de rochas magmáticas está relacionada com a mobilidade da litosfera e ocorre, em regra, nos limites convergentes e divergentes das placas. Estes limites correspondem correspondem a regiões regiões onde as condições condições de pressão pressão e de temperatura permitem a fusão das rochas, originando magmas. Por consolidação desses magmas são geradas rochas intrusivas/plutónicas e rochas extrusivas/vulcânicas, conforme o magma consolida em profundidade ou à superfície, respetivamente.

O que é afinal o magma? 

O magma é uma substância líquida, constituída, essencialmente, por uma mistura de rochas num estado de fusão com uma percentagem variável de gases.

Ambientes tectónicos nos quais ocorre a formação de magmas

Existem diferentes tipos de rochas magmáticas (diferente textura, diferente composição); no entanto, todas
elas provêm de três tipos fundamentais de magmas, tal como apresentado na seguinte figura.

Adaptado de: http://ceiciencia.files.wordpress.com/2010/05/magmatismo-e28093-rochas-magmaticas.pdf

Datação relativa

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 constituíram no lugar onde se encontram.
Os princípios usados na datação (relativa) das rochas são:

· O Princípio da Sobreposição
Numa sequência não deformada de rochas sedimentares, o estrato mais antigo é o que se situa mais inferiormente, sendo as camadas suprajacentes sucessivamente mais recentes.

· O Princípio da Identidade Paleontológica
Estratos com o mesmo conteúdo fossilífero apresentam a mesma identidade e tiveram a sua origem em ambientes semelhantes.

· O Princípio da Intersecção ou corte
Estruturas geológicas (como intrusões ígneas ou falhas) que intersectam são mais recentes do que estas.

· Principio da continuidade lateral 

Um estrato continuo tem a mesma idade em todos os pontos.

· O Princípio da Inclusão
Um fragmento incorporado num outro é mais antigo do que este.

Adaptado de: http://pt.wikipedia.org/wiki/Data%C3%A7%C3%A3o_relativa

Processos de fossilização

De um modo geral, os organismos são completamente destruídos após a morte e num determinado espaço de tempo, processo este que se designa por decomposição.
Estes são decompostos pela acção combinada de:

• organismos decompositores (geralmente microorganismos);
• agentes físicos (alterações de pressão e temperatura);
• agentes químicos (dissoluções, oxidações, entre outros).

Contudo, são muito convenientes duas condições para que a fossilização ocorra:

• Que o organismo possua partes duras!
• Que ocorra um enterramento rápido por sedimentos finos que interrompa a decomposição!

De acordo com as condições do ser vivo e do meio, podem ocorrer diversos tipos de fossilização. Podemos classificar, estes processos em três grupos:

• Moldagem - as partes duras dos organismos acabam por desaparecer deixando nas rochas as suas marcas (impressões).
• Mineralização - os materiais originais que compõem o ser vivo são substituídos por outros mais estáveis.
• Conservação - o material original do ser vivo conserva-se parcial ou totalmente nas rochas ou em outros materiais.

Trilobite fóssil

Molde interno de Gastrópode

Impressão de folhas em sedimentos

Troncos de árvores mineralizados

Em alguns casos excepcionais conservam-se organismos completos. Estas situações ocorrem quando os seres ficam incluídos em materiais que os preservam do contacto com o ambiente (em especial dos microorganismos). São exemplos destes materiais a resina (âmbar) e o gelo (neve).

Insecto preservado no âmbar

Mamute preservado em gelo

Adaptado de: http://fossil.uc.pt/pags/formac.dwt

O que são fósseis?

Fósseis são restos preservados de plantas ou animais mortos que existiram em eras geológicas passadas. Em geral apenas as partes rígidas dos organismos se fossilizam – principalmente ossos, dentes, conchas e madeiras. Mas às vezes um organismo inteiro é preservado, o que pode ocorrer quando as criaturas ficam presas em resina de âmbar; ou então quando são enterradas em turfeiras, depósitos salinos, piche natural ou gelo.

As melhores condições para a fossilização surgiram durante sedimentações rápidas, principalmente em regiões onde o leito do mar é profundo o bastante para não ser perturbado pelo movimento da água que há por cima.

Em termos gerais, todo fóssil deve ter a mesma idade do estrato de rocha onde se encontra ou, pelo menos, deve ser mais jovem que a camada diretamente abaixo e mais velho que a camada diretamente acima dele.

Existe, porém, um pequeno número de exceções, quando o estrato provém de alguma rocha mais velha e se depositou numa rocha mais nova através de processos de sedimentação ou metamorfose. Portanto, quando o cientista sabe a idade da rocha é capaz de calcular a idade do fóssil. 

Fóssil de um peixe

Adaptado de: http://www.portalsaofrancisco.com.br/alfa/fosseis/fosseis.php