RESUMOS - GEOLOGIA 10/11, Resumos de Biologia

Baixe RESUMOS - GEOLOGIA 10/11 e outras Resumos em PDF para Biologia, somente na Docsity! Geologia – 10ºano Tema 1 A Geologia, os geólogos e os seus métodos 1. A Terra e os seus subsistemas em interação Designa-se por sistema ao conjunto dos componentes matéria e energia, devidamente organizados e em interação. Podemos considerar três tipos de sistemas:  Isolado – não ocorrem trocas de matéria nem de energia com o meio envolvente.  Fechado – ocorrem trocas de energia mas não de matéria com o meio envolvente.  Aberto – ocorrem trocas de matéria e de energia com o meio envolvente. A Terra estabelece trocas de energia com o Universo: recebe energia do Sol e transfere para o Espaço energia térmica. Contudo, as trocas de matéria não são significativas (pequenas quantidades de hidrogénio e hélio podem escapar para o Espaço enquanto alguma matéria proveniente da queda de meteoritos se junta à matéria terrestre), por isso, em Geologia, considera-se a Terra um sistema quase fechado. O sistema Terra é resultado da interação entre vários subsistemas abertos: Atmosfera, Biosfera, Geosfera e Hidrosfera. Estes sistemas encontram-se em equilíbrio dinâmico. Qualquer alteração num deles causa, necessariamente, uma alteração no sistema global. 1.1. Subsistemas terrestres A hidrosfera integra toda a água existente à superfície terrestre, no estado sólido (criosfera) e líquido, que constitui a sua maioria. A água movimenta-se na Natureza devido à energia solar que atinge a Terra, o que faz com que altere o seu estado físico e/ou se movimente sucessivamente de um reservatório para outro, constituindo o ciclo da água ou ciclo hidrológico. A atmosfera é um subsistema de natureza gasosa que envolve os outros subsistemas É constituída por uma mistura de gases que integra fundamentalmente o azoto, oxigénio, dióxido de carbono e vapor de água. A atmosfera divide-se em quatro camadas: troposfera, estratosfera (onde se situa a camada do ozono, importante na filtração das radiações UV nocivas aos seres vivos), mesosfera e termosfera. Com o aumento da altitude verifica-se uma diminuição dos valores de pressão, temperatura e densidade. A geosfera corresponde à parte sólida da Terra, quer superficial (rochas e solos) quer nas zonas que se situam em profundidade. Embora o núcleo externo esteja no estado líquido, também faz parte da geosfera. A zona mais externa da geosfera é a litosfera, constituída pela crosta e pela parte superior do manto. A geosfera constitui um sistema cujo dinamismo se manifesta de formas variadas, como o movimento das placas tectónicas e os fenómenos vulcânicos e sísmicos. A biosfera inclui o conjunto de todos os seres vivos que povoam a Terra integrados no seu respetivo meio abiótico, bem como toda a matéria orgânica que ainda não foi decomposta. O equilíbrio global do planeta depende da interação entre estes subsistemas. No seu conjunto, qualquer alteração num dos subsistemas pode afetar os restantes. 2. As rochas, arquivos que relatam a história da Terra O estudo das rochas permite-nos obter informações sobre o Passado da Terra: através dos fósseis podemos saber quais os seres vivos que existiram no Passado; pelo estudo das características armazenadas nas rochas, podemos reconstituir ambientes do Passado. São habitualmente classificadas, de acordo com a sua génese, três tipos de rochas: sedimentares, magmáticas e metamórficas. 2.1. Rochas Sedimentares As rochas sedimentares resultam da deposição de detritos provenientes rochas preexistentes, da atividade dos seres vivos, entre outros. Ocorre naturalmente à superfície da crusta. As rochas sedimentares apresentam estratificação e são rochas fossilíferas, conservando vestígios de seres vivos (fósseis) contemporâneos da sua génese, que ficaram incluídos no seio dos sedimentos. Na formação deste tipo de rochas ocorrem duas fases: I. Sedimentogénese – compreende os processos que intervêm desde a elaboração dos materiais que vão constituir a rocha até à deposição desses materiais. As rochas que afloram à superfície terrestre ficam expostas a condições muito diferentes daquelas em que foram geradas, iniciando-se a sedimentogénese segundo os seguintes processos:  Meteorização – alteração física e química das rochas, tornando-as mais suscetíveis à erosão;  Erosão – por ação dos agentes erosivos como a água e o vento, a rocha é desagregada em fragmentos, originando detritos ou clastos;  Transporte – em regra, os detritos erodidos não permanecem no seu local de formação. O transporte desses materiais é assegurado por agentes transportadores, como a gravidade terrestre, o vento e a água;  Sedimentação – quando a ação dos agentes transportadores se anula, os materiais transportados depositam-se e formam estratos. II. Diagénese – conjunto de fenómenos físicos e químicos que transformam os sedimentos soltos em rochas sedimentares consolidadas. Na diagénese intervêm os seguintes processos:  Compactação ou desidratação – eliminação dos espaços vazios ou com água entre os sedimentos, devido à pressão exercida pelas camadas superiores;  Cimentação – preenchimento dos espaços vazios ainda existentes entre os sedimentos, com materiais resultantes da precipitação de substâncias dissolvidas na água, como a sílica e o carbonato de cálcio. Forma-se, assim, um cimento que liga os sedimentos, originando uma rocha sedimentar consolidada. Isótopo-pai Isótopo-filho Tempo de semivida Potássio-40 Árgon-40 11,9 M.a. Rubídio-87 Estrôncio-87 4,7 M.a. Urânio-238 Chumbo-206 4,6 M.a. Carbono-14 Azoto-14 5,6 mil anos Fig.4. A taxa de desintegração radioativa de um isótopo é expressa através da semivida desse elemento. Por exemplo, o tempo de semivida do radioisótopo Potássio-40 é de 11,9 milhões de anos, o que significa que a massa desse isótopo fica reduzida a metade nesse intervalo de tempo. Seguindo este raciocínio, quando, por exemplo, numa rocha existirem 25% de Potássio-40 (isótopo-pai) e 75% de Árgon-40 (isótopo-filho), a rocha tem 23,8 milhões de anos, uma vez que decorreram dois períodos de semivida para que esta proporção se atingisse. 3.2. Memória dos tempos geológicos As informações resultantes, tanto de datações relativas como, mais tarde, de datações radiométricas, permitiram aos geólogos a elaboração de escalas do tempo geológico. A escala de tempo geológico está graduada em divisões de várias ordens: Era, Período; Época e Idade. À medida que novas informações vão sendo recolhidas, estas representações esquemáticas da história da Terra vão sofrendo alterações. Os fenómenos que mais afetaram a evolução da vida na Terra foram uma atividade vulcânica intensa e contínua, o impacto de corpos celestes com a superfície da Terra (fenómeno responsável pela extinção dos dinossauros), episódios de arrefecimento ou aquecimento global, episódios de regressão/transgressão do nível do mar, entre outros. A história da Terra divide-se nas seguintes Eras: Pré-Câmbrico, Era Paleozoica, Era Mesozoica e Era Cenozoica. A transição entre Eras corresponde a períodos marcados por grandes extinções ocorridas no passado e testemunhadas pelo registo fóssil. 4. A Terra, um planeta em mudança 4.1. Princípios básicos do raciocínio geológico Ao longo do tempo foram criadas teorias que procuram interpretar e explicar os fenómenos responsáveis pela evolução da Terra. A teoria do catastrofismo de Georges Cuvier defende que as grandes modificações ocorridas seriam devidas a grandes catástrofes. As mudanças ocorridas seriam portanto pontuais, dirigidas (afeta um determinado local) e sem ciclicidade. Noutra perspetiva, o uniformitarismo, de James Hutton, afirma que as causas que provocam determinados fenómenos nos dias de hoje são as mesmas que provocaram fenómenos semelhantes no passado. Hutton afirma que as leis da Natureza são constantes no tempo e que “O Presente é a chave do Passado” – princípio das causas atuais ou atualismo geológico. Por outro lado, o uniformitarismo pressupõe também que as mudanças geológicas são lentas e graduais - princípio do gradualismo. Atualmente, a teoria aceite pela comunidade científica é o neocatrastofismo. Esta nova teoria veio a unificar as perspetivas de Cuvier e Hutton. O neocatastrofismo aceita os princípios do uniformitarismo, mas sem excluir que fenómenos catastróficos ocasionais tenham sido também responsáveis por eventuais alterações na Terra. 4.2. O mobilismo geológico Alfred Wegener propôs o primeiro grande modelo explicativo para o movimento dos continentes, com a teoria da deriva continental. Esta hipótese assenta na ideia da flutuação das massas continentais sobre uma camada subjacente mais densa e fluida. O aparecimento de novas informações, em conjunto com as já existentes, conduziu à formulação da teoria da tectónica de placas. Segundo esta teoria, a superfície da Terra encontra-se fragmentada em diferentes porções, denominadas placas tectónicas ou litosféricas, que se movimentam umas em relação às outras. Estas placas de elevada rigidez estão assentes sobre uma camada plástica e moldável, a astenosfera, que permite o seu movimento. Uma vez que cada placa se move como uma unidade distinta, a interação entre as diferentes placas, ocorre, sobretudo, nas suas fronteiras ou limites, que podem ser de três tipos: Divergentes (ou construtivos) – situam-se nas dorsais oceânicas, geralmente zonas de rifte, onde há afastamento das placas. É neste tipo de limite onde ocorre expansão dos fundos oceânicos. Convergentes (ou destrutivos) – correspondem a zonas de fossas, em que uma placa mergulha sob outra, verificando-se a destruição da placa que mergulha. Por esta razão esta zona é também denominada zona de subducção, devido à colisão de placas. Conservativos (ou transformantes) – situam-se em locais de falhas (denominadas falhas transformantes), onde as placas deslizam lateralmente uma em relação à outra, não havendo formação nem destruição da crusta. É uma zona de intensa atividade sísmica. Tema 2 A Terra, um planeta muito especial 1. Formação do sistema solar O conhecimento que atualmente temos acerca da origem do Sistema Solar resulta, essencialmente, da observação astronómica de estrelas em formação, bem como de outros sistemas planetários, e da exploração do próprio Sistema Solar e das estruturas que conservaram intacta a memória das suas origens, como a Lua e os meteoritos, por exemplo. Da combinação dessa informação resulta uma ideia da sequência dos acontecimentos que terão originado o nosso sistema planetário. 1.1. Composição do Sistema Solar Do Sistema Solar fazem parte o Sol, oito planetas principais (clássicos), planetas anões, planetas secundários (satélites), asteroides, cometas e meteoroides. 1.1.1. Planetas principais ou clássicos De acordo com as suas características, os planetas são agrupados em planetas telúricos (ou rochosos) e planetas gigantes (ou gasosos), separados pela cintura de asteroides. Características: Planetas Telúricos (Mercúrio, Vénus, Terra, Marte) Planetas Gigantes (Júpiter, Saturno, Úrano, Neptuno) 1.1.2. Asteroides Os asteroides são corpos rochosos com formas e dimensões variadas que se localizam maioritariamente na Cintura de Asteroides, entre as órbitas de Marte e Júpiter. Todos os asteroides têm na sua constituição ferro, níquel e silicatos. Os asteroides de maiores dimensões são corpos diferenciados em camadas, sendo que os materiais mais leves, como os silicatos, dispuseram-se nas camadas superficiais, enquanto os materiais metálicos, (mais pesados) constituíram o núcleo. Por outro lado, os asteroides de menores dimensões são corpos não diferenciados, sendo dos corpos mais primitivos do Sistema Solar.  Planetas mais próximos do Sol;  Pequenas dimensões;  Essencialmente constituídos por materiais sólidos (Ferro, Níquel e Silicatos);  Elevada densidade;  Núcleo metálico e grande relativamente ao tamanho dos planetas;  Movimentos de rotação lentos;  Poucos os nenhum satélites.  Planetas mais afastados do Sol;  Grandes dimensões;  Essencialmente constituídos por gases (Hidrogénio e Hélio);  Baixa densidade;  Núcleo pequeno;  Movimentos de rotação rápidos;  Inúmeros satélites. 2. A Terra e os outros planetas telúricos 2.1. Manifestação da atividade geológica A atividade geológica de um planeta é manifestada através de erupções vulcânicas, ocorrência de sismos e movimento das placas litosféricas. Os planetas telúricos, Mercúrio, Vénus, Terra e Marte, têm diversas características comuns relativamente à sua composição e estrutura, apresentando, contudo, diferenças significativas no que diz respeito à sua atividade geológica. A atividade geológica pode ter origem em agentes modificadores internos e/ou externos. De origem interna pode considerar-se o calor remanescente, resultante da radioatividade, da compressão e da acreção do planeta. De origem externa tem-se o calor irradiado pelo Sol e a energia cinética resultante do impacto meteorítico. 2.1.1. Os planetas telúricos 2.2. Sistema Terra-Lua A Terra e a Lua interatuam uma com a outra, influenciando-se mutuamente. A Lua tem atividade geológica interna nula e não possui atmosfera. A superfície da Lua apresenta dois tipos de relevo distintos: os mares lunares (correspondentes à parte escura da Lua) e os continentes lunares (correspondentes à parte mais clara da Lua). Mares Lunares Continentes Lunares MERCÚRIO Planeta geologicamente inativo visto ter cessado há muito tempo a sua atividade interna e externa. Não tem atmosfera, possuindo uma superfície com muitas crateras. Apresenta vestígios de atividade vulcânica, possivelmente desencadeada pela energia resultante de impactos meteoríticos. VÉNUS Planeta geologicamente ativo com reciclagem da litosfera, mas não da mesma forma que a Terra. Verificam-se vestígios de vulcanismo, que dominam toda a sua superfície. TERRA Planeta geologicamente muito ativo. Os sismos e os vulcões, originados pela mobilidade da litosfera, são algumas das manifestações dessa atividade interna. MARTE Planeta geologicamente inativo, mas com vestígios de vulcanismo efusivo e explosivo. Foi um planeta ativo durante um período de tempo longo. Possui uma superfície avermelhada devido à presença de metais oxidados.  Apresentam relevo plano;  São constituídos por basalto;  Refletem pouca luz;  Poucas crateras de impacto;  Rochas mais recentes que a dos continentes.  Apresentam relevo acidentado;  São constituídos por anortositos/feldspatos;  Refletem muita luz;  Muitas crateras de impacto;  Rochas mais antigas que a dos mares. A Lua apresenta também outras formas de relevo. Para além de crateras de impacto (que se mantêm conservadas devido à inexistência de agentes erosivos), na superfície lunar podemos encontrar os mascons, que são regiões rochosas de massa muito concentrada, existentes nos mares lunares, com origem em lavas basálticas de elevada densidade provenientes do manto lunar; e os rególitos lunares, que são materiais pulverulentos (poeiras), soltos e de cor acinzentada, juntamente com esferas vitrificadas resultantes do arrefecimento rápido de rochas fundidas após o impacto meteorítico. Importância do estudo da Lua: Segundo a Teoria Nebular Reformulada, todos os corpos do Sistema Solar formaram-se aproximadamente na mesma altura, a partir da mesma matéria e segundo os mesmos processos. Como a Lua é geologicamente inativa e não tem agentes erosivos, conserva as características da Terra primordial, constituindo uma importante fonte de dados relativamente à origem e evolução do Sistema Solar. 3. A Terra, um planeta a proteger A Terra apresenta caraterísticas que a tornam única no Sistema Solar:  A sua distância ao Sol, que permite a existência de água nos estados líquido, sólido e gasoso;  A sua massa, que lhe confere uma força gravítica que permite a retenção de atmosfera e hidrosfera. São estas características únicas do nosso planeta que permitem a existência de biosfera. No entanto, o aumento das populações humanas tem levantado problemas a nível dos subsistemas, provocando, por vezes, graves desequilíbrios. 3.1. A face da Terra – continentes e fundos oceânicos Os dois aspetos mais salientes da superfície litosférica são as áreas continentais e os fundos oceânicos. Áreas Continentais A crosta continental é menos densa, mais espessa, mais antiga e mais deformada que a crosta oceânica.  Escudos ou Cratões – zonas planas e extensas onde afloram rochas muito antigas devido à erosão.  Plataformas estáveis – escudos que não afloraram, cobertos por sedimentos de origem marinha.  Cadeias montanhosas ou cinturas orogénicas – cadeias alongadas de montanhas resultantes da colisão entre duas placas litosféricas. Fundos oceânicos Os fundos oceânicos são mais densos e essencialmente constituídos por basalto. Dividem-se em dois domínios: continental e oceânico. DOMÍNIO CONTINENTAL Plataforma continental – parte submersa do continente. Zonas de água pouco profunda que se estende por alguns quilómetros em torno dos continentes. Talude – declive acentuado desde o limite da plataforma continental até aos fundos abissais. DOMÍNIO OCEÂNICO Fossa oceânica – local muito profundo onde ocorre destruição de placa litosférica. Dorsal ou crista oceânica – zonas que se elevam acima das planícies abissais formando um vale onde fica situado o rifte, por onde ascende o magma. As dorsais são cortadas por falhas transversais e são formadas por lavas consolidadas. Planície abissal – zonas muito extensas e planas que constituem o fundo dos oceanos. 3.2. Intervenção do Homem nos subsistemas terrestres O crescimento populacional da espécie humana e o desenvolvimento económico e tecnológico têm consequências drásticas sobre a Terra uma vez que há necessidade de exploração dos recursos naturais – matérias-primas que o Homem extrai da Natureza e que as sociedades humanas utilizam para a seu desenvolvimento, sobrevivência e bem-estar. A um aumento da exploração dos recursos naturais está associado um aumento do número de resíduos, causando impactes ambientais. Para além disso, o aumento demográfico, a desertificação de certas áreas e a poluição de outras levam a uma maior ocupação de áreas de risco – mau ordenamento do território -, aumentando o número de catástrofes (cheias, deslizamento de terras, incêndios, entre outros). Tema 3 Estrutura e Dinâmica da Geosfera 1. Métodos de estudo do interior da Terra O conhecimento do interior da Terra implica investigações diretas, baseadas na observação e no estudo de materiais o progressos geológicos acessíveis ao ser humano, e métodos indiretos, que fornecem dados sobre a constituição e as condições de zonas profundas, inacessíveis diretamente. 1.1. Métodos diretos Consiste na análise direta das rochas existentes na Terra. O estudo direto da Terra tem sido conseguido através de:  Observação e estudo direto da superfície visível – permite-nos concluir acerca da existência de falhas e dobras, o tipo de rochas e respetiva idade, mas a poucos metros de profundidade;  Exploração de jazigos minerais em minas e escavações – permitem-nos obter informações sobre o interior da terra. No entanto, estas informações limitam-se apenas a alguns metros de profundidade;  Sondagens – a utilização de tarolos de sondagem permite-nos atingir maiores profundidades. Com a análise de carotes de sondagem podemos obter informações sobre as rochas existentes a dezenas de profundidades; As sondagens não podem atingir elevadas profundidades devido ao elevado preço a que essa perfuração ficaria, principalmente devido a problemas técnicos. A temperatura e a pressão aumentam com a profundidade, pelo que os materiais utilizados teriam de conseguir resistir a essas elevadas pressões e temperaturas.  Análise de magmas e xenólitos ou encraves – sempre que um vulcão entra em atividade, lança para o exterior materiais provenientes do interior da Terra. A análise desses materiais (lavas, cinzas, gases), bem como fragmentos da chaminé e da câmara magmática (xenólitos) permite-nos conhecer a composição da parte superior da crosta terrestre. 1.2. Métodos indiretos Consiste na obtenção de dados sobre a estrutura interna da Terra através da interpretação de dados obtidos indiretamente. É um estudo teórico que se baseia maioritariamente em leis físicas. Planetologia e astrogeologia Consiste na recolha de dados de outros corpos e planetas do Sistema Solar para obtermos informações sobre a Terra. De acordo com a Teoria Nebular Reformulada, todos os corpos do Sistema Solar tiveram origem semelhante, o que nos leva a admitir que a Terra tem uma composição e estrutura semelhante à dos outros corpos, por exemplo, os meteoritos. Os satélites artificiais vieram dar uma grande ajuda pois recolhem dados outrora inacessíveis. Métodos geofísicos Consiste na obtenção de dados através de estudos físicos e matemáticos.  Gravimetria Consiste na medição da força de gravidade (usando um gravímetro) tanto a nível local como global. A gravidade terrestre é tanto maior quanto menor for a distância ao centro da Terra, sendo por isso mínima no equador e máxima nos polos. O relevo terrestre não é plano, existem montanhas (maior distância ao centro da Terra), vales e fundos oceânicos (menor distância ao centro da Terra), logo a força gravítica não é sempre a mesma. As variações da força gravítica denominam-se anomalias gravimétricas. Por convenção, o nível médio das águas do mar possui uma força gravítica igual a 0 (zero). As anomalias gravimétricas acima e abaixo de 0 (zero) são, respetivamente positivas ou negativas. Uma maior densidade origina uma maior força gravítica (ex.: jazigo de ferro). Uma menor densidade origina uma menor força gravítica (ex.: domas salinos). Assim, podemos detetar a presença de estes e outros materiais no subsolo usando um gravímetro. Ao nível das cadeias montanhosas, quando não se verificam anomalias gravimétricas positivas, admite-se que por baixo da montanha visível existam raízes dessas montanhas formadas por rochas pouco densas.  Densidade A densidade da Terra é aproximadamente 5,5. As rochas da superfície terrestre são muito menos densas, apresentando uma densidade de 2,8. Desta forma, podemos concluir que no interior do planeta existem rochas de maior densidade. Admitimos então que a densidade aumenta com a profundidade. A maior pressão a que os materiais estão sujeitos com o aumento da profundidade provoca uma compressão cada vez maior dos elementos constituintes, o que, em parte, explica o aumento da densidade com a profundidade. Anomalia gravimétrica positiva Anomalia gravimétrica negativa. Variação da densidade com a profundidade  Geomagnetismo A Terra possui um campo magnético devido ao movimento de rotação do núcleo externo, que se encontra no estado líquido. Sob a ação deste campo magnético, qualquer corpo magnetizado funciona como um íman, com uma polaridade paralela à do campo magnético do momento. Certas rochas, como o basalto, são ricas em materiais ferromagnéticos. Durante o arrefecimento do magma, formam-se minerais que ficam magnetizados quando a temperatura desce abaixo de um certo valor, chamado ponto de Curie. Mesmo que o campo magnético mude, os cristais ferromagnéticos contidos nas rochas conservam a sua polaridade, exceto se forem aquecidos até uma temperatura acima do ponto de Curie. Deste modo é possível determinar o campo magnético de uma dada altura da história da Terra – esse estudo designa-se paleomagnetismo. A polaridade normal corresponde à polaridade do momento (campo magnético próximo do Polo Norte geográfico) e a polaridade inversa corresponde ao campo magnético próximo do Polo Sul geográfico. O paleomagnetismo fornece-nos importantes informações sobre o passado da Terra uma vez que regista inversões do campo magnético terrestre. Paleomagnetismo e tectónica de placas: O paleomagnetismo apoia a hipótese da teoria tectónica de placas uma vez que se analisarmos a polaridade das rochas de um e do outro lado do rifte, verificamos que à mesma distância apresentam polaridade idêntica; apresentam, assim, uma disposição simétrica de inversões de polaridade. A existência de um campo magnético terrestre apoia a existência de um núcleo externo em rotação formado por materiais de Ferro e Níquel no estado líquido.  Vulcanismo do tipo fissural As erupções ocorrem ao longo de fraturas/fendas na superfície terrestre, nas zonas de rifte (fundos oceânicos). Não possuem uma chaminé cilíndrica nem uma cratera circular. Como se explica a ascensão do magma? A ascensão do magma ocorre devido às suas altas temperaturas e à sua baixa densidade relativamente às rochas encaixantes, que cria uma tendência a que este suba. Os movimentos da crusta comprimem os reservatórios e a chegada de magma proveniente de reservatórios mais profundos aumentam a pressão, fazendo ascender o magma pela chaminé até ao exterior. Tipos de atividade vulcânica  Atividade explosiva Ocorrem violentas explosões, devido à elevada viscosidade das lavas que dificultam a libertação dos gases, aumentando a pressão. Ocorre essencialmente libertação de piroclastos e gases, podendo haver a formação de nuvens ardentes. Por vezes a lava não chega a derramar-se e solidifica na cratera, formando domas ou cúpulas. Outras vezes solidifica mesmo dentro da chaminé vulcânica, formando agulhas vulcânicas.  Atividade efusiva Ocorre emissão tranquila de lavas, devido à sua fluidez, o que torna fácil a libertação dos gases. Nas zonas planas formam-se mantos de lava, enquanto nas zonas de maior declive surgem as correntes ou rios de lava. Não há projeção de materiais sólidos.  Atividade mista Ocorre alternância entre fases efusivas e fases explosivas. Classificação dos materiais libertados nas erupções vulcânicas  Magma (lava) A composição do magma, a sua temperatura e a quantidade de gases nele dissolvidos, são alguns dos fatores que influenciam a atividade vulcânica. A viscosidade do magma é influenciada pelo seu conteúdo em sílica e pela sua temperatura. Magma básico Percentagem em sílica até 50% Magma intermédio Percentagem em sílica de 50% a 70% Magma ácido Percentagem em sílica superior a 70% O magma básico possui uma menor quantidade de gases nele dissolvidos que se libertam facilmente, originando erupções efusivas. O magma ácido possui uma maior quantidade de gases nele dissolvidos que têm dificuldade em libertar-se, aumentando a pressão e originando erupções explosivas. As lavas libertadas pelos vulcões, ao solidificar, podem adquirir várias formas: Lava encordoada (ou pahoehoe) A superfície externa da lava é lisa, mas contorcida em pregas ou dobras. Lava escoriácea (ou aa) A superfície externa da lava é extremamente rugosa, irregular e com fragmentos porosos. Lavas em almofada (ou pillow-lavas) Lavas formadas em ambientes subaquáticos. Ao solidificar em contacto com a água, toma um aspeto de massa arredondada, revestida por uma película de vidro vulcânico devido ao rápido arrefecimento. O magma é tanto mais viscoso quanto maior for a quantidade de sílica nele dissolvido, sendo o magma ácido o mais viscoso. Por outro lado, quanto maior for a temperatura do magma, menor a sua viscosidade, sendo o magma básico o mais quente.  Piroclastos Correspondem aos materiais sólidos expelidos por um vulcão e classificam-se segundo a sua origem: o Piroclastos de queda – resultam da solidificação da lava no ar, provocando a sua queda. Relativamente à sua dimensão podem ser: bombas vulcânicas e blocos vulcânicos (grandes dimensões); lapili ou bagacina (dimensões intermédias); areias e cinzas (pequenas dimensões); o Piroclastos de fluxo – movimentam-se ao longo das encostas envolvidos em gases e água. É o caso das nuvens ardentes (fragmentos envolvidos em gases, a elevadas temperaturas).  Gases Durante uma erupção vulcânica são libertados vários tipos de gases. O vapor de água é o gás mais libertado. O monóxido de carbono, o dióxido de carbono, o hidrogénio, o azoto, o ácido clorídrico e compostos de enxofre são outros gases libertados. 2.1.2. Vulcanismo residual ou secundário Após as grandes erupções terem terminado, surgem muitas vezes nas zonas vulcânicas emissões de água ou de gases a elevadas temperaturas – vulcanismo residual. As emissões de gases (a altas temperaturas) designam-se por fumarolas. Estas classificam-se segundo o gás predominante:  Fumarolas quentes - emissões de vapor de água, ácido clorídrico e outros gases diversos;  Sulfataras – emissões de gases onde predominam os compostos de enxofre;  Mofetas – emissões de gases ricas em dióxido de carbono. Os geiseres são jatos ou repuxos intermitentes de água quente através de fraturas, que apresentam uma grande concentração de substâncias minerais. A água vai-se acumulando em pequenos reservatórios, onde vai ser aquecida. O aumento da temperatura provoca a evaporação da água, aumentando a pressão no reservatório, o que provoca a expulsão de água sob a forma de repuxo. As nascentes de águas termais são outro tipo de vulcanismo secundário, sob a forma de nascentes de águas a elevadas temperaturas. 2.2. Vulcões e tectónica de placas A distribuição dos vulcões na superfície terrestre não se verifica aleatoriamente, encontrando-se associada a diversos fenómenos de origem tectónica. A atividade vulcânica coincide essencialmente com zonas de limites de placas – vulcanismo interplacas. Neste caso, o tipo de erupção vulcânica depende do contexto tectónico, ou seja, do tipo de limite da placa a que o vulcão está associado: 3.1. Causas e efeitos dos sismos Os sismos podem ter origem em causas artificiais ou naturais. Os sismos artificiais resultam da atividade humana, por exemplo, explosões em minas e pedreiras, explosões nucleares, desabamento de minas. Os sismos naturais podem classificar-se em três tipos e têm designações relacionadas com as causas que os provocam:  Sismos de colapso – são devidos ao desabamento de grutas e cavernas, deslizamento de terras, desprendimento de massas rochosas nas encostas;  Sismos vulcânicos – são provocados por fortes pressões e movimentos bruscos do magma durante a sua ascensão até à superfície;  Sismos tectónicos – (a maioria dos sismos são deste tipo) são explicados pela TEORIA DO RESSALTO ELÁSTICO: as rochas, quando sujeitas a forças contínuas (provocadas pelo movimento das placas tectónicas), vão acumulando energia e vão-se deformando, até que seja ultrapassado o seu limite de resistência. Quando isso acontece, ocorre uma fratura na camada rochosa, formando-se uma falha, acompanhada da libertação de grandes quantidades energia acumulada, que se propaga sob a forma de ondas sísmicas, originando um sismo. A falha formada pode permanecer ativa. Tipos de forças a que as rochas estão sujeitas Compressivas Comprimem os materiais, diminuindo a distância entre as partículas. Distensivas Distendem os materiais, aumentando a distância entre as partículas. Cisalhamento ou Corte Provocam movimentos horizontais. 3.1.1. Parâmetros de caracterização sísmica O local no interior da Terra onde ocorre a libertação de energia responsável pela ocorrência de um sismo denomina-se foco ou hipocentro; não é um local pontual. De acordo com a profundidade do hipocentro, os sismos podem ser:  Superficiais (profundidade inferior a 70km);  Intermédios (profundidade entre 70km e 300km);  Profundos (profundidade superior a 300km). O ponto na superfície terrestre que fica na vertical do hipocentro denomina-se epicentro. É onde o sismo é sentido em primeiro lugar e, geralmente, com maior intensidade. A energia emitida a partir do foco propaga-se sob a forma de ondas sísmicas segundo superfícies esféricas denominadas frentes de onda. As linhas perpendiculares a cada frente de onda designam-se raios sísmicos. 3.1.2. Ondas sísmicas A energia sísmica dispersa-se, a partir do foco, em todas as direções e sentidos, obrigando as partículas que constituem os materiais rochosos a vibrarem; estas vibrações propagam-se sucessivamente, originando ondas sísmicas que fazem tremer a terra. Estas ondas atingem a superfície terrestre com uma violência máxima no epicentro. Fatores que afetam a velocidade de propagação das ondas sísmicas: Dado que a Terra é heterogénea, a velocidade de propagação das ondas sísmicas internas depende das propriedades físicas das rochas que atravessam:  Rigidez (quanto maior for a rigidez, maior é a velocidade de propagação);  Densidade (quanto maior for a densidade, menor é a velocidade de propagação);  Profundidade (quanto maior for a profundidade, maior é a velocidade de propagação);  Incompressibilidade (quanto maior for a incompressibilidade dos materiais, maior é a velocidade de propagação); Classificação das ondas sísmicas Ondas de volume, internas ou profundas (propagam-se em profundidade) Ondas P (Primárias) ou longitudinais  As partículas vibram paralelamente à direção de propagação da onda, com zonas de compressão e rarefação;  São as ondas de maior velocidade e as menos destruidoras;  Propagam-se em todos os meios. Ondas S (Secundárias) ou transversais  As partículas vibram perpendicularmente à direção de propagação da onda;  Menor velocidade que as ondas P e, portanto, mais destruidoras;  Propagam-se em meios sólidos. Ondas superficiais (propagam-se à superfície) Ondas L (Love)  As partículas vibram horizontalmente e perpendicularmente à direção de propagação da onda;  Menor velocidade que as ondas P e S, e portanto, mais destruidoras;  Propagam-se em meios sólidos. Ondas R (Rayleigh)  As partículas descrevem um movimento elíptico e perpendicular à direção de propagação da onda;  São as ondas mais lentas e, portanto as mais destruidoras;  Propagam-se em meios sólidos e líquidos. D ire ç ã o d e p ro p a g a ç ã o d a o n d a Direção de propagação da onda 3.3. Minimização de riscos sísmicos Porque o risco sísmico existe e porque ninguém pode prever com exatidão onde e quando vai ocorrer o próximo sismo, é necessário de tomar medidas e precauções para minimizar os prejuízos causados. A previsão e a prevenção sísmicas visam anular ou diminuir as consequências, por vezes devastadoras, dos sismos. Medidas de previsão sísmica  Alterações no comportamento dos animais;  Ocorrência de sucessivos microssismos;  Variações no campo magnético;  Variações na inclinação dos terrenos;  Abalos premonitórios;  Aparecimento de pequenas fraturas no interior das rochas próximas de falhas. Medidas de prevenção sísmica  Elaboração de mapas de risco sísmico;  Estudo geológico dos terrenos antes da edificação de grandes construções;  Elaborar normas legais de construção sismorresistente;  Educação das populações. 3.4. Ondas sísmicas e descontinuidades internas A análise do comportamento das ondas sísmicas no interior da geosfera permitiu concluir que o seu modo de propagação não é uniforme, o que significa que o interior da Terra não é homogéneo. As ondas P e S sofrem fenómenos de refração e reflexão devido ao facto das ondas atravessarem, durante a sua trajetória, superfícies de descontinuidade - separação entre dois meios com caraterísticas físicas e/ou químicas diferentes. Variação da velocidade de propagação das ondas P e S no interior da Terra. O estudo da propagação das ondas P e S permitiu identificar as seguintes superfícies de descontinuidade:  Descontinuidade de Mohorovicic ou Moho – efetua a separação entre a crosta e o manto superior. Verifica-se um aumento de velocidade das ondas P e S.  Descontinuidade de Gutenberg – efetua separação entre o manto inferior e o núcleo externo. As ondas S deixam de se propagar e a velocidade de propagação das ondas P reduz.  Descontinuidade de Lehman/Wiechert – efetua separação entre o núcleo externo do núcleo interno. A velocidade de propagação das ondas P aumenta. . Analisando detalhadamente a propagação das ondas P e S, verificamos que na astenosfera há uma diminuição acentuada da velocidade de ambas as ondas devido ao facto das rochas se encontrarem parcialmente fundidas e com maior plasticidade, sendo esta zona designada por zona de baixa velocidade. Zonas de sombra sísmica A zona de sombra sísmica corresponde à parte da Terra em que não é registada a presença de ondas sísmicas. A zona de sombra sísmica está diretamente relacionada com as propriedades dos materiais que as ondas atravessam e que modificam o seu modo de propagação, realçando mais uma vez o facto de o interior da Terra ser diferenciado em camadas com diferentes propriedades. Para as ondas P, a zona de sombra sísmica situa-se entre os 103º e os 143º a partir do epicentro. A onda direta tangente à descontinuidade de Gutenberg é registada aos 103º de distância ao epicentro. Por outro lado, as ondas P são refratadas e desviadas da sua trajetória, emergindo apenas em locais cuja distância epicentral é superior a 143º. Assim sendo, não se verifica registo de chegada das ondas P entre os 103º e os 143º. Para as ondas S, a zona de sombra sísmica situa-se entre os 103º e os 103º a partir do epicentro. A existência de um núcleo externo líquido anula a velocidade das ondas S a partir da superfície de descontinuidade de Gutenberg. Assim sendo, não se verifica registo de chegada das ondas S em todos os locais que se encontram a distâncias superiores a ângulos de 103º. 4. Estrutura Interna da Geosfera Os dados recolhidos através dos métodos diretos e indiretos permitiram aos cientistas elaborar modelos relativos à estrutura interna da Terra, considerando que esta é formada por camadas concêntricas. Foi, então tido em conta, o aumento da temperatura, da densidade e da pressão com a profundidade, bem como a avaliação do comportamento das ondas sísmicas e a análise da composição de outros corpos celestes (por exemplo, os meteoritos), que nos permite inferir uma estrutura semelhante para a Terra. 4.1. Modelo físico da estrutura interna da Terra Baseia-se nas propriedades físicas dos materiais (rigidez), considerando a Terra dividida em quatro camadas: Litosfera – constituída por materiais rígidos no estado sólido; Astenosfera – constituída por materiais sólidos, mas pouco rígidos e com comportamento plástico (viscoso), devido à combinação das condições de pressão e temperatura, o que faz com que alguns constituintes se aproximem do seu ponto de fusão, diminuindo a rigidez; Mesosfera - constituída por materiais rígidos no estado sólido; Endosfera – compreende o núcleo externo (constituído por materiais no estado líquido) e núcleo interno (constituído por materiais rígidos no estado sólido). A zona de sombra sísmica é definida em função da distância ao epicentro e, por isso, a sua posição no globo não é fixa. Quando, por outro lado, a quantidade de água diminui, em consequência de uma seca prolongada, ocorre a formação de um leito de estiagem (ou leito menor). O estudo geológico de um rio implica, para além da composição e tipo de carga sedimentar, a elaboração de perfis topográficos. Estes podem ser longitudinais, quando traçados ao longo do percurso do rio, ou transversais, quando traçados transversalmente ao percurso do rio. Estes perfis permitem calcular a largura dos leitos, a elevação das margens e as variações na altitude dos leitos em relação ao nível do mar. 1.1. Rios – tripla ação geológica A atividade geológica de um rio, desde a nascente até à foz, pode ser resumida em três processos: erosão, transporte e deposição de materiais, pelo que se diz que os rios têm tripla ação geológica. A ação geológica de um rio depende, entre outros fatores, da velocidade da água.  Erosão Durante a erosão, ocorre o desgaste e a remoção dos materiais rochosos que constituem o leito do rio, levando à sua modificação gradual, com consequente aprofundamento e alargamento dos mesmos. Os efeitos da erosão sobre um rio funcionam de forma cíclica: A erosão deve-se essencialmente à pressão que a água em movimento exerce sobre as saliências do leito e das margens. Perfil transversal Aumento da erosão do leito Aumento da velocidade das águas Aumento do caudal do rio  Transporte Durante o transporte, a corrente de água arrasta os detritos sólidos erodidos, isto é, a sua carga sólida. Esta carga é constituída por materiais dissolvidos, materiais em suspensão e materiais que se deslocam por tração sobre o fundo. O tipo de transporte depende do tamanho dos detritos. As partículas dissolvidas ou em suspensão (muito pequenas dimensões) são transportados por suspensão, deslocando-se à mesma velocidade da água. Os detritos de maiores dimensões (maior massa) deslocam-se por saltação, arrastamento ou rolamento sobre o fundo. Neste caso, a velocidade de deslocação das partículas é inferior à da água.  Sedimentação Quando a capacidade de transporte de um rio diminui, os materiais tendem a depositar-se, provisória ou definitivamente, quer ao longo do rio, quer nas suas margens, ocorrendo a sedimentação. 1.2. Desequilíbrios das bacias hidrográficas As cheias, a construção de barragens e a extração de inertes são fatores de risco geológico que podem contribuir para o desequilíbrio das bacias hidrográficas. 1.2.1. Cheias As cheias são fenómenos naturas, extremos e temporários, provocados por repentinas precipitações intensas ou por precipitações muito prolongadas, ou ainda pela fusão de grandes massas de gelo. Podem ainda ocorrer cheias relacionadas com a rutura de barragens e diques. O excesso de água faz aumentar o caudal dos cursos, ocorrendo o extravasamento do leito normal e a inundação das áreas circunvizinhas. Quando as cheias assumem grandes dimensões, podem provocar muitos prejuízos para as populações, nomeadamente o seu desalojamento e destruição das suas propriedades agrícolas, interrupção do fornecimento de eletricidade, água e gás, danos em vias de comunicação, entre outros. De modo a prevenir e controlar os possíveis danos de uma cheia, é necessário adotar uma série de medidas, tais como:  Ordenar e controlar as ações humanas nos leitos dos rios;  Construir sistemas integrados de regularização dos cursos de água, como barragens e diques;  Implementar medidas que impeçam a construção e urbanização em potenciais zonas de cheia. 1.2.2. Construção de barragens As barragens provocam a retenção de água na albufeira, o que não só regulariza o caudal a jusante da barragem, como também a água acumulada pode ter outras utilizações, como a produção de energia hidroelétrica, irrigação de terrenos agrícolas, o abastecimento das populações, entre outros. O principal processo de fornecimento de materiais para o litoral encontra-se associado aos rios. De facto, uma grande quantidade dos sedimentos que se deposita no litoral é de origem fluvial. A construção de barragens impede o normal fluxo dos sedimentos, pois conduz a uma diminuição drástica do fluxo de partículas sedimentares para o litoral. As barragens servem de barreiras artificiais ao trânsito de sedimentos com uma consequente acumulação a montante e uma deficiente sedimentação a jusante. As albufeiras acabam por se converter em áreas de deposição de inertes. Deste modo, a construção de barragens pode afetar o equilíbrio dos ecossistemas aquáticos e terrestres da zona, pela inundação de áreas anteriormente emersas e interferência com as migrações de certos animais (por exemplo, os peixes). 1.2.3. Extração de inertes Os sedimentos que se depositam no leito e nas margens de um rio constituem uma importante matéria- prima que está na base da construção civil, em particular a areia. A extração irracional de areias de um rio pode causar sérios prejuízos, nomeadamente:  Redução na quantidade de sedimentos que chegam à foz de um rio;  Modificações irreversíveis a nível dos ecossistemas;  Redução da fertilidade de certas espécies de peixes nos estuários dos rios;  Alterações nas correntes e no equilíbrio dos rios;  Alteração da estabilidade de obras de engenharia (por exemplo, as pontes). 1.2.4. Planos de Bacia Hidrográfica Os Planos de Bacia Hidrográfica constituem instrumentos de gestão equilibrada, planificação, valorização e proteção das bacias hidrográficas em Portugal. Estes planos podem, de alguma forma, ajudar a selecionar e a prevenir alguns dos problemas referidos anteriormente, avaliando e intervindo em alguns aspetos, nomeadamente:  captações de água e rejeições de águas residuais;  intervenções em redes e bacias hidrográficas;  análise da ocorrência de fenómenos, como cheias e secas;  distribuição de recursos hídricos e avaliação da qualidade da água;  conservação da natureza, da paisagem e dos recursos naturais. Montante Jusante 3. Zonas de vertente As zonas de vertente, sobretudo quando apresentam um declive muito acentuado, são locais onde a erosão pode avançar de forma mais rápida. As alterações que se verificam numa encosta devem-se essencialmente a dois tipos de causas naturais:  a erosão hídrica, que se traduz no desgaste lento e gradual da superfície do terreno provocado pelo impacto das gotas da chuva e pelo escoamento de água ao longo das vertentes, o que retira sedimentos da superfície da encosta;  os movimentos em massa, que correspondem ao deslocamento de um grande volume de materiais sólidos, de forma brusca e inesperada, ao longo de uma vertente ou encosta, por ação da força da gravidade. 3.1. Movimentos em massa As causas da ocorrência de movimentos de massa estão associadas a dois tipos de fatores:  fatores condicionantes – correspondem às condições mais ou menos permanentes que podem favorecer os movimentos em massa;  fatores desencadeantes – resultam de alterações que foram introduzidas numa vertente e que podem desencadear um movimento em massa. 3.1.1. Fatores condicionantes Os movimentos em massa são condicionados, essencialmente, pela inclinação do terreno e, consequentemente, pela força da gravidade. O terreno é relativamente estável. A força de atrito é superior à componente tangencial (GT), responsável pelo movimento. O terreno é muito instável. A componente tangencial (GT), responsável pelo movimento, vence a força de atrito, desencadeando um movimento de massa. Assim, se o declive da área for muito pronunciado, o risco de ocorrência de um movimento em massa será maior. Para além destes fatores, o contexto geológico e as características geomorfológicas também podem ser determinantes, nomeadamente:  as características litológicas das rochas;  a sua disposição no terreno, isto é, a orientação e inclinação das camadas;  o grau de alteração e de fraturação dos materiais rochosos. 3.1.2. Fatores desencadeantes Os principais fatores desencadeantes são:  precipitação intensa e/ou muito prolongada – é um fator que altera o equilíbrio em que se encontram os solos e as formações rochosas, podendo desencadear um movimento de massa;  ação do Homem – por exemplo, a destruição do coberto vegetal (desflorestação). As raízes das plantas constituem um elemento de fixação do solo; a sua remoção deixa o solo mais suscetível à erosão;  ocorrência de sismos – pode provocar a derrocada de formações rochosas que se encontram em posições instáveis;  ocorrência de tempestades nas zonas costeiras – aumentam a erosão das arribas, podendo provocar a queda de blocos, geralmente de grandes dimensões. A importância da água na estabilização dos solos: Quando os grãos estão secos, a fricção grão-grão não permite a sua agregação. No caso de existir alguma humidade nos solos, a tensão superficial exercida pela película de água mantém os grãos juntos. No entanto, quando o solo está saturado de água, esta rodeia totalmente os grãos de areia. Como não há fricção, a mistura comporta-se como um líquido. 3.2. Medidas de prevenção Os movimentos de massa podem arrastar construções e edifícios, provocando elevados prejuízos humanos (inclusive perda de vidas) e materiais. Neste sentido, devem ser tomadas medidas no sentido de minimizar, ou mesmo anular, os ricos geológicos associados aos movimentos em massa, nomeadamente:  Estudo das características geológicas e geomorfológicas de um local, para avaliação do seu potencial de ocorrência de um movimento de massa e elaboração de cartas de rico geológico, onde se evidenciem as áreas com diferentes graus de probabilidade de ocorrência de movimentos de massa.  Elaboração de cartas de ordenamento do território com a definição das áreas onde possam ser exercidas as diferentes atividades humanas – vias de comunicação, zonas habitacionais, zonas agrícolas, zonas industriais, zonas de exploração mineira, etc. Se a probabilidade de ocorrência de um movimento em massa for considerada elevada, não deve ser autorizada qualquer tipo de atividade humana que implique a construção de infraestruturas.  Estabilização das zonas de vertente através da construção de muros de suporte, plantação e vegetação de crescimento rápido que agregue o solo.  Drenagem da água através de tubos coletores de água e tubos de drenagem, evitando a saturação dos solos resultante da sua impermeabilização pelas obras de engenharia.  Pregagem das camadas em risco de se soltarem. Desta forma, um dado mineral produz um sulco (risca) em todos os termos da escala com menor dureza relativa que a sua e é riscado por todos os que possuem dureza superior. A dureza relativa de um mineral é expressa pelo lugar que este ocuparia na escala, se dela fizesse parte. Por exemplo, se um determinado mineral desconhecido riscar a fluorite e, por sua vez, for riscado pela apatite, a sua dureza será, aproximadamente 4,5.  Cor É a propriedade que resulta da absorção de radiações de certos comprimentos de onda do espetro solar. A cor de um mineral deve ser observada numa superfície de fratura recente, à luz natural. Os minerais podem ser:  Idiocromáticos, quando apresentam uma cor contante.  Alocromáticos, quando apresentam uma gama variada de cores. Por exemplo, existe quartzo azul, rosa... A propriedade alocromática dos minerais deve-se à presença de elementos estranhos à sua composição. Por exemplo, o corindo incolor torna-se azul quanto são integrados na sua estrutura cristalina iões de ferro (Fe2+) e titânio (Ti4+); esta variedade designa-se safira. Por sua vez, o corindo incolor pode tornar-se vermelho, devido à integração de iões crómio (Cr3+) na sua estrutura cristalina; esta variedade designa-se rubi.  Traço (ou risca) É a cor que um mineral apresenta quando reduzido a pó. Para determinar essa cor, risca-se o mineral numa superfície de porcelana despolida. Este método é apenas aplicável nos minerais com dureza inferior à da porcelana (aproximadamente 7). No caso dos minerais com dureza superior, para determinar o traço, reduz-se a pó uma pequena amostra do mineral num almofariz. A cor do traço nem sempre é igual à cor que o mineral apresenta. No entanto, diferentes variedades da mesma espécie de mineral exibem sempre traço com a mesma cor. O traço é uma propriedade constante do mineral, enquanto que a cor pode ser variável.  Brilho É a propriedade que se refere à intensidade da luz refletida por uma superfície de fratura recente do mineral. Brilho metálico Brilho intenso, semelhante ao observado nos metais. É característico dos minerais opacos. Brilho submetálico Brilho semelhante aos metais sendo, contudo, menos intenso. É característico dos minerais quase opacos (translúcidos quando observados à aresta fina). Classificação do brilho Brilho não metálico É característico dos minerais transparentes ou translúcidos, como o quartzo e o feldspato.  Densidade Consiste na relação entre a massa de um determinado volume de mineral e a massa de igual volume de água a 4ºC. Pode determinar-se usando a balança de Jolly. A densidade de um mineral depende da sua estrutura cristalina, nomeadamente da natureza dos seus constituintes e do seu arranjo atómico, mais ou menos compacto. Quanto mais compacto for um mineral, maior é a sua densidade. Os minerais de brilho metálico são, geralmente mais densos. 2. Rochas sedimentares 2.1. Etapas de formação das rochas sedimentares As rochas sedimentares resultam da deposição de detritos provenientes rochas preexistentes, da atividade dos seres vivos, entre outros. A sua formação ocorre naturalmente à superfície da crusta e engloba duas etapas: I. Sedimentogénese: compreende os processos que intervêm desde a formação dos materiais que vão constituir a rocha até à deposição desses materiais. II. Diagénese: conjunto de fenómenos físicos e químicos que transformam os sedimentos soltos em rochas sedimentares consolidadas. SEDIMENTOGÉNESE A sedimentogénese compreende as seguintes etapas: 1. Meteorização A meteorização engloba um conjunto de fenómenos que levam à alteração das características iniciais das rochas, por ação de agentes externos (físicos ou químicos) que ocorrem na superfície terrestre. Meteorização física ou mecânica Inclui os diversos processos que fragmentam a rocha em pedaços cada vez mais pequenos sem que, no entanto, ocorram transformações químicas que alterem a sua composição (as rochas continuam a ter as mesmas propriedades).  Ação da água A água constitui o mais importante fator de alteração das rochas. A alternância de períodos secos com períodos de forte humidade, resultantes da variação cíclica dos teores em água das rochas, originam aumentos de volume e retrações, gerando tensões que conduzem à fraturação e, eventualmente, à desagregação do material rochoso. A própria ação da água da chuva sobre as rochas também contribui para a sua meteorização.  Ação do gelo (crioclastia) Por diminuição da temperatura, a água que penetra nas fraturas e nos poros da rocha pode gelar. A água, ao mudar do estado líquido para o estado sólido, expande-se e o seu acréscimo de volume exerce forças que aumentam as fissuras já existentes, ou originam novas fissuras, contribuindo, deste modo, para a desagregação da rocha. Quanto mais fendas e cavidades cheias de água existirem, maior será a fragmentação causada pelo gelo. Por isso, rochas porosas e fissuradas desagregam-se com mais facilidade.  Ação da temperatura (termoclastia) Todos os corpos sofrem variações no seu volume provocadas por variações de temperatura. As rochas são constituídas por minerais diferentes, que se comportam de modo diferenciado quando expostos a variações de temperatura. As variações bruscas de temperatura implicam uma variação do volume das rochas: um aumento de temperatura implica uma dilatação; um arrefecimento implica contração. Este movimento sistemático, provocado por grandes amplitudes térmicas, leva a uma grande fraturação das rochas, com formação de materiais soltos.  Ação dos seres vivos A implantação de sementes nas fraturas de rochas porosas e com fraca resistência pode contribuir para a sua desagregação. As suas raízes são responsáveis pelo alargamento das fendas pré-existentes, com consequente separação dos blocos rochosos. Também os ventos, fazendo balançar as árvores, obrigam ao alargamento das fendas das rochas onde estão implementadas, facilitando, desta forma, a ação de outros agentes de alteração. Por vezes, certos animais, como coelhos, texugos, minhocas e formigas cavam tocas ou galerias que aumentam o grau de degradação da rocha ou expõem, ainda mais, as rochas a outros agentes de meteorização.  Crescimento de minerais (haloclastia) Por vezes, a água que existe nas fraturas e poros das rochas contêm sais dissolvidos, que podem precipitar e iniciar o seu crescimento exercendo, assim, uma força expansiva, que contribui para uma maior desagregação das rochas.  Alívio de pressão A redução da pressão sobre uma massa rochosa pode causar a sua expansão e posterior fragmentação. As rochas formadas em profundidade sob grande pressão (por exemplo das rochas magmáticas plutónicas), quando são aliviadas do peso das rochas suprajacentes, expandem, fraturam e formam diáclases. Por vezes, este alívio de pressão provoca o aparecimento de camadas concêntricas de capas, formando uma disjunção esferoidal. Este processo é frequente em minerais com elevados teores em ferro (minerais ferromagnesianos – olivinas piroxenas e anfíbolas). Exemplo: O processo que leva à formação da ferrugem é o resultado da formação de Fe2+ em Fe3+ por contacto com o oxigénio: 4FeO + O2  2Fe2O3 Resumindo, por ação da meteorização química obtêm-se substâncias químicas (iões e novos minerais), que constituem um outro tipo de sedimentos de origem não detrítica. Há ainda a considerar um outro tipo de meteorização química que é efetuada por seres vivos e que se designa meteorização químico-biológica. Todos os seres vivos, em resultado de processos metabólicos produzem fluidos e ácidos que podem provocar alterações químicas quando em contacto com as rochas. 2. Erosão Após a meteorização, ocorre a erosão, processo pelo qual os agentes erosivos, principalmente a água e o vento, arrancam e separam fragmentos da rocha-mãe.  Ação erosiva da água As águas correntes possuem um papel muito importante na erosão das rochas. As águas das chuvas são responsáveis pela formação de sulcos profundos nos solos, que se designam ravinas, principalmente quando os solos são desprovidos de vegetação, podendo originar estruturas designadas por chaminés de fada.  Ação erosiva do vento Feita, principalmente, através de dois processos: o primeiro consiste na remoção de partículas sedimentares, deixando descoberta a rocha sã que, desta forma, fica sujeita à ação da meteorização; no segundo processo, o vento, em conjunto com as partículas que transporta, desgasta as rochas, agindo como se fosse uma lixa (corrosão). Assim, as diferentes rochas vão sendo alteradas de um modo diferenciado, preferencialmente, ao nível do solo, podendo originar estruturas pedunculadas. 3. Transporte A força exercida pelos agentes erosivos é, geralmente, suficiente para iniciar o transporte dos materiais erodidos. De entre os agentes de transporte, os mais importantes são a gravidade terrestre, o vento e a água.  A força exercida pela aceleração da gravidade faz com que muitos dos materiais se soltem e deslizem das zonas mais altas, ao longo das encostas, até zonas mais baixas.  O vento é um agente de densidade muito pequena, o que significa que o seu poder de transporte depende da sua intensidade e do tamanho das partículas a transportar. O transporte pelo vento pode realizar-se por suspensão, saltação e deslizamento. O vento é um agente que atua preferencialmente em regiões áridas, sem vegetação, nas quais as partículas do solo são facilmente levantadas, arrastadas e transportadas.  A água é o principal agente de transporte dos materiais resultantes da meteorização das rochas. Estes materiais, quando são transportados pela água, podem ir em solução ou sob a forma de detritos ou de clastos. Durante o transporte, os sedimentos são arredondados e calibrados, refletindo indicações precisas sobre o a força da corrente de transporte, a sua duração e a distância percorrida pelos fragmentos. Durante o arredondamento, ocorre uma diminuição do tamanho e arredondamento gradual dos detritos devido a processos erosivos. A granotriagem corresponde à separação dos fragmentos em função do seu tamanho e peso (calibragem). Assim, quanto mais longo e intenso for o transporte, mais arredondados e bem calibrados ficam os detritos. 4. Deposição e sedimentação Em locais onde a ação dos agentes transportadores se anula ou é de expressão muito reduzida, o transporte cessa e os sedimentos vão-se acumulando em camadas sucessivas e sobrepostas, os estratos. Para além dos produtos resultantes da meteorização, também se podem depositar outras substâncias químicas, bem como matéria orgânica (que poderá originar fósseis). DIAGÉNESE Os sedimentos depositados vão sofrer em seguida um conjunto de transformações físicas e químicas e por vezes biológicas que conduzem à sua consolidação e transformação numa rocha sedimentar.  Compactação e desidratação À medida que vai ocorrendo a deposição, os sedimentos são sucessivamente comprimidos por ação das novas camadas de sedimentos que sobre eles se depositam, conduzindo a um aumento crescente de pressão. Esse aumento de pressão provoca a expulsão da água que existe entre eles (desidratação) e a diminuição da sua porosidade, com consequente diminuição do volume.  Cimentação Entre os espaços das diferentes partículas sedimentares pode ocorrer a precipitação de substâncias como a sílica e o carbonato de cálcio, originando um cimento que provoca a agregação dos sedimentos. Forma-se, assim, uma rocha sedimentar consolidada. 2.2. Classificação das rochas sedimentares A classificação das rochas sedimentares baseia-se, sobretudo, em critérios de composição química e mineralógica ou na génese dos sedimentos que as originam. Existem três principais tipos de sedimentos, distinguíveis de acordo com a sua origem:  detritos (os sedimentos são fragmentos de rochas pré-existentes);  substâncias químicas dissolvidas nas águas;  substâncias químicas produzidas pelos seres vivos ou resultantes da sua atividade. Conforme o tipo predominante de sedimento, formam-se diferentes tipos de rochas sedimentares: detríticas, quimiogénicas e biogénicas. ROCHAS SEDIMENTARES DETRÍTICAS Formam-se a partir de fragmentos sólidos (detritos) de diferentes dimensões, obtidos a partir de outras rochas pré-existentes, por processos de meteorização e erosão. Os sedimentos detríticos são classificados em função do seu tamanho: Balastros Blocos Seixos, calhaus e godos Cascalho Areão Areias Silte (ou limo) Argila A U M E N T O D O T A M A N H O ROCHAS SEDIMENTARES BIOGÉNICAS Formam-se a partir de substâncias bioquímicas produzidas pelos seres vivos ou resultantes da sua atividade. Alguns autores denominam estas rochas por rochas quimiobiogénicas.  Calcários biogénicos Como referido anteriormente, a diminuição nas águas do teor de dióxido de carbono, por alteração das condições físico-químicas, conduz à precipitação quimiogénica da calcite. Porém, a atividade fotossintética das plantas pode, também, reduzir o teor de dióxido carbono das águas (através da fotossíntese), criando as condições necessárias para que ocorra a precipitação de calcite. Neste caso, a precipitação da calcite é consequência da atividade de seres vivos e o calcário formado diz- se biogénico. Contudo, a atividade de seres vivos pode manifestar-se de outras formas, formando outros tipos de calcário:  os corais são seres vivos que edificam estruturas calcárias, sob a forma de recifes, a partir de carbonato de cálcio dissolvido na água do mar. Este tipo de calcário, que se forma em consequência da atividade biológica, designa-se de calcário recifal.  outros seres vivos retiram carbonato de cálcio da água do mar para construir parte do seu corpo, como por exemplo, as conchas. A acumulação e a cimentação destas estruturas, após a morte dos seres vivos, originam os calcários conquíferos.  Carvão Resultam da decomposição lenta de restos de plantas superiores, em ambientes aquáticos pouco profundos e pouco oxigenados (por exemplo, os pântanos), ao longo de milhares de anos. Este sedimento biogénico, de origem vegetal, a partir do qual se irá formar o carvão, designa-se turfa. A sua diagénese origina, devido à ação de microrganismos anaeróbios, carvões progressivamente mais ricos em carbono e mais pobres em oxigénio e hidrogénio, o que faz deles importantes combustíveis fósseis. Este processo de evolução do carvão a partir da turfa designa- se incarbonização e processa-se através dos seguintes estados:  Lignite (ou lenhite) – apresenta elevado teor em água, pelo que o seu poder combustível é fraco;  Carvão betuminoso (ou hulha) – apresenta um elevado teor em carbono; é o carvão de maior interesse económico dado o seu valor energético e a sua relativa facilidade de exploração;  Antracite – contém mais de 90% de carbono, o que torna difícil a sua combustão; é utilizado, por exemplo, nas minas dos lápis. No processo de incarbonização, o material vegetal da turfa sofre transformações bioquímicas, por ação de microrganismos. O aprofundamento do material vegetal leva ao aumento das condições de pressão e temperatura, ocorrendo transformações geoquímicas, em que se verifica a perda de água e substâncias voláteis, a diminuição da porosidade e o aumento da concentração de carbono. Quanto maior é o teor em carbono, maior é o seu poder energético.  Petróleo Forma-se a partir de matéria orgânica de origem aquática, essencialmente fitoplâncton e zooplâncton, que, após a sua morte, são depositados em ambientes aquáticos pouco profundos, pouco agitados e pobres em oxigénio. A rápida deposição de sedimentos isola estes restos orgânicos e, por ação das bactérias decompositoras anaeróbias, ocorre a sua decomposição parcial. A continuação da sedimentação leva ao afundamento da matéria orgânica, que fica sujeita ao aumento de temperatura e de pressão. As propriedades físicas e químicas da matéria orgânica vão sendo alteradas e, durante milhares de anos, toda essa matéria orgânica se transformará, por decomposição anaeróbia, num líquido negro e espesso que designamos petróleo (ou crude). O petróleo é um hidrocarboneto líquido. Se o aquecimento continuar ou se a temperatura aumentar, o petróleo vai ficando cada vez mais fluido e leve, acabando por se transformar totalmente em hidrocarbonetos gasosos – gás natural. Esta evolução ocorre na rocha-mãe. A baixa densidade dos hidrocarbonetos faz com que migrem da rocha-mãe, armazenando-se em rochas porosas e permeáveis (por exemplo, arenitos ou calcários), designadas rochas-armazém. Sobre estas rochas existe uma outra rocha, por sua vez com muito baixa permeabilidade (geralmente rochas argilosas), que funciona como uma barreira que impede a progressão do petróleo até à superfície. É designada rocha de cobertura. Contudo, para que ocorram acumulações consideráveis de petróleo, é necessária a presença de armadilhas petrolíferas, estruturas geológicas favoráveis à acumulação de petróleo, formando reservatórios. São exemplos as falhas e as dobras. 2.3. As rochas sedimentares, arquivos históricos da Terra As rochas sedimentares são, normalmente, estratificadas, o que resulta do facto de a deposição dos sedimentos, por ação da gravidade, ser horizontal. O estrato, camada ou leito, é a unidade estratigráfica elementar. O seu limite inferior designa-se muro e o superior é o teto. Sempre que ocorre uma variação brusca na natureza do sedimento, uma pausa na sedimentação ou uma alteração das condições físico-químicas do meio, individualiza-se um novo estrato. Uma sucessão de estratos depositados no mesmo ambiente sedimentar constitui uma sequência estratigráfica. 2.3.1. Ambientes de sedimentação As rochas sedimentares permitem reconstruir as condições e os ambientes existentes no momento da sua formação, isto é, permitem-nos conhecer o paleoambiente em que se formaram. Nas juntas de estratificação ocorrem frequentemente marcas que constituem pistas sobre o paleoambiente:  Marcas de ondulação (ripple marks): as marcas de ondulação que se observam em praias atuais aparecem preservadas em alguns arenitos antigos, dando-nos informação sobre o ambiente sedimentar em que a rocha se gerou, sobre a posição original das camadas e sobre a direção das correntes que as produziram;  Fendas de dessecação ou fendas de retração: estas fendas, que frequentemente se observam em terrenos argilosos atuais, aparecem muitas vezes conservadas em rochas antigas;  Marcas de gotas da chuva;  Pegadas, pistas de reptação, fezes fossilizadas: fornecem informações sobre ambientes sedimentares do passado e sobre os hábitos dos animais, tipos de alimentação, etc. O conjunto das características litológicas e fossilíferas de um estrato designa-se por fácies e contribui para a compreensão e interpretação do ambiente que presidia aquando a sedimentação. Essas características, tais como a textura da rocha, a natureza, forma e dimensão dos sedimentos, o tipo de minerais constituintes, permitem, pela aplicação do Princípio das Causas Atuais (ou Princípio do Atualismo), correlacionar os ambientes atuais com os ambientes antigos. Os diferentes tipos de fáceis correspondem, então, aos diferentes ambientes de sedimentação, que podem ser continentais (fluviais, lagos, glaciares, desertos, pântanos), marinhos (margem, plataforma continental, mar profundo) ou de transição (delta, praia). 2.3.2. Fósseis e processos de fossilização Fósseis são restos ou vestígios de seres vivos do Passado ou produtos resultantes da sua atividade, que ficaram preservados nas rochas. A existência de partes duras nos organismos e a sua inclusão imediata em sedimentos finos são fatores que favorecem a fossilização. Existem diferentes tipos de fossilização:  Marcas fósseis ou icnofósseis: o organismo está representado por vestígios da sua atividade. Exemplos: pegadas, ninhos, fezes.  Moldagem: o organismo está representado apenas pelo molde interno ou externo das suas partes duras (as partes moles desaparecem). Exemplos: conchas, ossos, dentes, caules, nervuras. Certos órgãos achatados, como folhas de plantas, asas de insetos, deixam um tipo especial de moldagem – impressão. 2.3.4. Escala de tempo geológico As informações resultantes tanto de datações relativas como, mais tarde, de datações absolutas, permitiram aos geólogos a elaboração de escalas de tempo geológico. Estas representações esquemáticas da história da Terra, que vão sofrendo alterações à medida que novas e pertinentes informações vão sendo recolhidas, representam sequências de divisões do tempo geológico, sendo as respetivas idades registadas em milhões de anos. Nestas escalas, a unidade geocronológica mais alargada designa-se por Éon. Na história da Terra definem-se dois Éons: Pré-Câmbrico e Fanerozoico. Nesses grandes intervalos de tempo consideram-se divisões de duração inferior chamadas Eras, cada uma das quais se subdivide em períodos que, por sua vez, se dividem ainda em épocas. Cada Era é conhecida pelo grupo de animais que a dominou. As transições entre as diferentes divisões correspondem sobretudo a momentos de grandes extinções ocorridas no passado e testemunhadas pelo registo fóssil. 3. Rochas magmáticas 3.1. Definição de magma O magma é uma substância líquida, constituída essencialmente por uma mistura de materiais rochosos fundidos com uma percentagem variável de gases. As rochas magmáticas formam-se pelo arrefecimento e cristalização do magma. Os magmas são gerados no interior da Terra, onde a temperatura atinge valores entre 800ºC e 1500ºC. Geralmente, a formação de magma ocorre em locais onde se verifica uma forte atividade tectónica (limites tectónicos). Porém, existem fenómenos de magmatismo que ocorrem no interior das placas litosféricas (vulcanismo intraplaca). Ambientes tectónicos nos quais ocorre formação de magma A. Zona de afastamento de placas B. Zona de colisão de uma placa continental e uma oceânica C. Zona de colisão entre duas placas continentais D. Zona de colisão entre duas placas oceânicas E. Zona intraplaca 3.2. Composição e classificação dos magmas Do ponto de vista químico, os magmas são constituídos por silício, alumínio, ferro, magnésio, oxigénio, cálcio, potássio, água, entre outros. A quantidade de sílica é um importante parâmetro de classificação dos magmas e depende do tipo de rocha que originou o magma. A viscosidade do magma é influenciada pelo seu conteúdo em sílica (SiO2) e pela sua temperatura. O magma é tanto mais viscoso quanto maior for a quantidade de sílica nele dissolvido, sendo o magma riolítico o mais viscoso. Por outro lado, quanto maior for a temperatura do magma, menor a sua viscosidade, sendo o magma basáltico o mais quente. A viscosidade, por sua vez, influencia o ponto de fusão: quanto maior a viscosidade, menor é o ponto de fusão, sendo o magma basáltico o que tem um ponto de fusão mais elevado. Magma básico Percentagem em sílica até 50% Magma intermédio Percentagem em sílica de 50% a 70% Magma ácido Percentagem em sílica superior a 70% Magma Basáltico Magma Riolítico Magma Andesítico Forma-se a partir da fusão do peridotito do manto superior ao longo dos limites divergentes das placas (riftes) e nos pontos quentes. Forma-se a partir da fusão de materiais do manto e da crosta, na presença de água, na zona de subducção (colisão) de uma placa oceânica e uma placa continental. Forma-se a partir da fusão de rochas constituintes da crosta, nas zonas de colisão entre duas placas continentais. Basalto (quando o magma solidifica à superfície) Andesito (quando o magma solidifica à superfície) Riolito (quando o magma solidifica à superfície) Gabro (quando o magma solidifica em profundidade) Diorito (quando o magma solidifica em profundidade) Granito (quando o magma solidifica em profundidade) 3.3. Cristalização e diferenciação dos magmas Durante o processo de arrefecimento de um magma, em consequência da diminuição da temperatura, tem início um processo designado por cristalização, que consiste na formação de cristais de matéria mineral. Quando a consolidação do magma ocorre à superfície, ou perto dela, as rochas resultantes designam-se rochas vulcânicas ou extrusivas. Devido às diferenças de pressão e temperatura, o arrefecimento ocorre muito rapidamente e muitas substâncias não chegam a cristalizar. Por outro lado, quando a consolidação do magma ocorre no interior da Terra, em locais profundos, as rochas formadas designam-se rochas intrusivas ou plutónicas. Neste caso, o arrefecimento é um processo lento, ocorrendo a formação sequencial de minerais, possuindo cada um deles estrutura e composição química bem definida. Os minerais não cristalizam todos ao mesmo tempo, pois têm diferentes pontos de fusão. Primeiro, cristalizam os minerais de mais alto ponto de fusão, seguidos dos restantes por ordem decrescente dos respetivos pontos de fusão. Este processo designa-se cristalização fracionada e é um dos processos responsáveis pela diferenciação magmática. À medida que ocorre a cristalização dos minerais forma-se um magma residual de composição química diferente da inicial, devido à separação da fração já cristalizada. Bowen realizou uma série de experiências que determinaram a sequência pela qual os minerais cristalizam num magma em arrefecimento. Essa sequência ficou conhecida como Série Reacional de Bowen. Esta série é composta por dois ramos:  Série de reação descontínua ou dos minerais ferromagnesianos;  Série de reação contínua ou série das plagióclases. Os minerais que se situam na mesma linha horizontal possuem temperaturas de cristalização próximas. Em condições de formação ideais, esta organização interna pode refletir-se na forma exterior dos cristais, formando minerais delimitados por superfície planas. Nas situações opostas, formam-se minerais informes, ou seja sem superfícies planas. Desta forma, nas rochas podemos distinguir três tipos de cristais:  Euédrico: o mineral é totalmente limitado por faces planas bem desenvolvidas;  Subédrico: o mineral apresenta faces parcialmente bem desenvolvidas;  Anédrico: o material apresenta faces irregulares. Assim: Um cristal pode, então, ser definido como um sólido homogéneo de matéria mineral que, sob condições favoráveis de formação, pode apresentar superfícies planas e lisas, assumindo formas geométricas regulares. Por sua vez, a matéria amorfa ou vítrea caracteriza-se pela ausência de ordenação interna, isto é, as unidades básicas (átomos, moléculas e iões) que a constituem estão dispostas de uma forma totalmente aleatória. 3.4.1. Isomorfismo e Polimorfismo As propriedades físicas dos minerais estão estritamente relacionadas com a composição química, com a natureza dos átomos, dos iões e das moléculas que os constituem, bem como com a sua estrutura interna. A composição química e a estrutura interna caracterizam a estrutura cristalina. Minerais isomorfos são minerais de composição química diferente que apresentam a mesma estrutura cristalina. Exemplo: ramo das plagioclases da Série de Bowman Apenas varia a composição química pela substituição gradual dos iões cálcio pelos iões sódio, não havendo alteração da estrutura cristalina, uma vez que os dois iões, devido à semelhança do seu raio atómico, podem intersubstituir-se. Minerais polimorfos são minerais quimicamente semelhantes, mas que apresentam estruturas cristalinas diferentes, indicando que foram formados em condições de temperatura e pressão diferentes. Exemplo: grafite e diamante Tanto a grafite como o diamante são igualmente constituídos por átomos de carbono (C). Devido às diferentes condições físico-químicas que presidem na formação destes minerais, as formas cristalinas que apresentam são totalmente distintas. Na grafite, apesar dos átomos de carbono constituem cada camada estarem fortemente unidos, entre as camadas as forças de ligação são fracas. No diamante, os átomos de carbono estão unidos por fortes ligações covalentes. A temperatura e a pressão condicionam o tipo de rede estável. 3.5. Características das rochas magmáticas Devido à sua grande diversidade, a classificação das rochas magmáticas pode ser efetuada tendo em conta a sua cor, textura, composição química e mineralógica.  Cor A cor de uma rocha está relacionada com a existência dos minerais mais abundantes na sua composição. Minerais como o quartzo, os feldspatos potássicos e as micas brancas são considerados minerais félsicos, uma vez que são ricos em sílica, feldspato e alumínio, pelo que conferem cor clara às rochas. Minerais como a biotite, piroxenas, anfíbolas e olivinas designam-se minerais máficos, uma vez que são ricos em ferro e magnésio, pelo conferem uma cor escura à rocha. Tendo por base as proporções relativas destes dois tipos de minerais, podemos classificar as rochas quanto à sua cor:  rochas leucocratas: rochas claras, ricas em minerais félsicos e pobres em minerais máficos;  rochas mesocratas: rochas de cor intermédia, com minerais félsicos e máficos em proporções semelhantes;  rochas melanocratas: rochas escuras, ricas em minerais máficos e pobres em minerais félsicos. Quando são constituídas exclusivamente por minerais félsicos ou por exclusivamente minerais máficos, as rochas designam-se hololeucocratas e holomelanocratas, respetivamente.  Textura A textura é o aspeto geral de uma rocha, resultante das formas, do tamanho e do grau de cristalização dos minerais que as constituem. A textura de uma rocha depende, essencialmente, da velocidade de arrefecimento do magma que a originou. Assim:  Se a consolidação do magma ocorre em profundidade, a sua velocidade de arrefecimento será lenta, o que permite a organização da matéria cristalina, formando-se rochas constituídas por minerais que se distinguem macroscopicamente. A textura dessas rochas é fanerítica ou granular.  Se a consolidação do magma ocorre à superfície ou perto dela, a sua velocidade de arrefecimento será relativamente rápida, o que impede a organização da matéria cristalina, formando-se rochas constituídas por minerais indistinguíveis macroscopicamente. A textura dessas rochas é afanítica ou agranular.  Em casos em que a consolidação do magma à superfície ocorre extremamente rápido, não ocorre a formação de cristais individualizados, os iões ficam dispostos ao acaso, pelo que as rochas adquirem um aspeto semelhante ao vidro ou um aspeto completamente amorfo. A textura dessas rochas é vítrea. Assim, as rochas magmáticas plutónicas possuem uma textura fanerítica/granular e as rochas magmáticas vulcânicas possuem uma textura afanítica/agranular ou mesmo vítrea.  Composição química e mineralógica O elemento mais abundante nas rochas magmáticas é o silício, que, normalmente, vem expresso sobre a forma do respetivo óxido, SiO2 (sílica). É com base na percentagem relativa de sílica que se classificam as rochas em:  Rochas ácidas: percentagem de sílica superior a 65%;  Rochas intermédias: percentagem de sílica entre 52% e 65%;  Rochas básicas: percentagem de sílica entre 43% e 52%;  Rochas ultrabásicas: percentagem de sílica inferior a 43%. Dos minerais que constituem as rochas magmáticas, distinguem-se dois grupos:  minerais essenciais: minerais cuja presença permite caracterizar a rocha e determina a sua designação. Deste grupo, os minerais mais citados são o quartzo, o feldspato (potássico e calcossódico – plagioclases), a moscovite, a biotite, a piroxena, a anfíbola e a olivina.  minerais assessórios: minerais que não são importantes para designar a rocha e que ocorrem em quantidades diminutas. Por exemplo, a magnetite, a apatite, o zircão, o rútilo e a turmalina. 3.6. Exemplos de rochas magmáticas Tendo em conta os parâmetros de caracterização anteriormente estudados, para cada rocha magmática, é, então, possível constatar:  a profundidade de formação (extrusivas e intrusivas);  a composição mineralógica;  a percentagem em sílica;  o desenvolvimento dos cristais (textura granular ou agranular);  a cor (leucocratas, mesocratas, melanocratas). O limite de elasticidade de uma rocha é geralmente baixo. Esse limite de elasticidade é ultrapassado quando a deformação provocada por uma força se torna irreversível, mesmo que cesse a atuação dessa força. A rocha sofre, então, rutura, originando uma falha, ou fica deformada de modo permanente, originando uma dobra. Deformação elástica: o material deforma, mas quando cessa a tensão, a deformação desaparece. É uma deformação reversível. Deformação plástica: a deformação mantém-se mesmo que a tensão desapareça, originando uma dobra. É uma deformação irreversível. Deformação frágil: o material fratura como resposta à tensão exercida, originando uma falha. É, portanto, uma deformação irreversível. 4.1. Falhas Uma falha é uma superfície de fratura ao longo da qual ocorreu um movimento relativo entre os blocos fraturados. As falhas podem resultar da atuação de qualquer tipo de tensão em rochas com comportamento frágil. Elementos caracterizadores de uma falha: A. Plano de falha: superfície de fratura. B. Direção: linha de interseção do plano de falha com um plano horizontal. C. Inclinação: ângulo formado entre o plano de falha e um plano horizontal que o interseta. DD’. Rejeito ou rejeto: movimento relativo entre os dois blocos da falha. Corresponde à menor distância entre dois pontos que estavam juntos antes da fratura. Pode ser decomposto numa componente horizontal – rejeito horizontal (DV) – e numa componente vertical – rejeito vertical (D’V). E. Teto: bloco situado acima do plano de falha. F. Muro: bloco situado abaixo do plano de falha. O movimento relativo entre os dois blocos da falha, ou seja, do teto e do muro, está na base da classificação das falhas em: Falha normal O teto desce relativamente ao muro. Forma-se, geralmente, em regime de deformação distensivo. Falha inversa O teto sobre relativamente ao muro. Forma-se, geralmente, em regime de deformação compressivo. Falha de desligamento (cisalhantes) Os movimentos dos blocos são essencialmente horizontais e paralelos à direção do plano de falha. 4.2. Dobras Uma dobra consiste no encurvamento de uma superfície originalmente plana. As dobras resultam da atuação de tensões de compressão em rochas de comportamento dúctil. Elementos caracterizadores de uma dobra: A. Charneira: linha que une os pontos de máxima curvatura de uma dobra. B. Flancos: são as partes da dobra de um e do outro lado da charneira. C. Superfície ou plano axial: plano de simetria da dobra, que a divide em duas partes (flancos) aproximadamente simétricas. D. Eixo de dobra: é a linha de separação dos flancos da dobra, que resulta da interseção longitudinal do plano axial com a crista da dobra; é o prolongamento da charneira. A disposição espacial das dobras permite classifica-las em: Antiforma A concavidade da dobra está voltada para baixo. Sinforma A concavidade da dobra está voltada para cima. Dobra neutra Dobra cuja concavidade se orienta lateralmente. Uma outra classificação, relacionada com a idade relativa das rochas que constituem o núcleo da dobra, permite classifica-las em: Anticlinal No núcleo da dobra encontram-se as rochas mais antigas. Sinclinal No núcleo da dobra encontram-se as rochas mais recentes. 5. Rochas metamórficas As rochas sedimentares resultam da diagénese dos sedimentos e as rochas magmáticas resultam da consolidação do magma. Entre estes dois processos, existe um processo intermédio, o metamorfismo. Ultrapassadas as condições de pressão e temperatura que definem o final da diagénese, inicia-se o metamorfismo; contudo, se o aumento da temperatura determinar a fusão das rochas, ocorre o magmatismo. O metamorfismo é, assim, um processo da dinâmica interna, caracterizado por um conjunto de adaptações mineralógicas e texturais que as rochas pré-existentes sofrem, quando sujeitas a condições de pressão e de temperatura diferentes das que presidiram à sua formação. Estas adaptações mineralógicas e texturais ocorrem no estado sólido, isto é, sem que ocorra a fusão da rocha pré-existente. Com frequência, as rochas metamórficas apresentam-se dobradas, o que sugere que a sua génese ocorreu num estado de deformação dúctil. O metamorfismo é um processo muito lento, que ocorre entre os 10 e os 30 Km de profundidade. Normalmente ocorre metamorfismo em contextos tectónicos como zonas de subducção e zonas de afastamento de placas. 5.1. Fatores de metamorfismo Para formar uma rocha metamórfica tem que haver recristalização dos minerais que constituem a rocha pré-existente. A recristalização dos minerais depende do tipo e da intensidade de certos fatores, denominados fatores de metamorfismo, que determinam o grau de instabilidade das rochas pré-existentes, entre os quais se destacam a tensão, a temperatura, os fluidos e o tempo.  Tensão No interior da Terra, as rochas estão sujeitas a dois tipos de tensão:  tensão litostática ou confinante;  tensão não litostática ou dirigida. Os fluidos também se podem formar no decurso do processo de metamorfismo, devido à desidratação das rochas. Por exemplo, o argilito é uma rocha rica em água. Um argilito em metamorfização sofre uma desidratação progressiva, em função do aumento da temperatura e da tensão. A água entretanto libertada constitui um fluido indutor de metamorfismo pois pode incorporar iões de certos minerais e transportá-los para outros locais onde podem vir a reagir com minerais diferentes ou até reagir com o próprio argilito, metamorfizando-o.  Tempo O tempo é também um fator relativamente importante para a obtenção do equilíbrio químico das reações. Atendendo a que os processos metamórficos são extremamente lentos, a longa duração de tais processos possibilita reorganização mineralógica e os reajustamentos textural e estrutural das rochas. 5.2. Minerais de origem metamórfica. Recristalização Como referido anteriormente, os minerais das rochas sujeitas a metamorfismo tornam-se instáveis, pelo que se combinam formando, por recristalização, minerais compatíveis com as novas condições termodinâmicas ambientais. Existem minerais que são exclusivos das rochas metamórficas, formando-se em condições de pressão e temperatura bem definidas, variando apenas dentro de limites muito restritos. São exemplos a andaluzite, a cianite (ou distena) e a silimanite. A andaluzite, a cianite e a silimanite são exemplos de transformações polimórficas: durante o processo de recristalização, ocorre alteração da estrutura cristalina sem que ocorra variação da componente química. De facto, a composição destes três minerais é idêntica (Al2SiO3); porém, possuem diferentes estruturas cristalinas. Domínios de estabilidade termodinâmica dos minerais andaluzite, silimanite e cianite. O facto de uma rocha metamórfica conter andaluzite permite inferir que essa rocha se formou em condições relativamente baixas de pressão e temperatura. Por outro lado, a presença de cianite (ou distena) indica ambientes metamórficos de altas pressões, enquanto que a presença de silimanite indica ambientes metamórficos de elevadas temperaturas. Ou seja, a presença destes minerais define, dentro de certos limites, as condições de pressão e temperatura em que a rocha se formou. Por este motivo, são designados minerais índice (ou minerais indicadores das condições de pressão e temperatura). 5.3. Tipos de metamorfismo São definidos vários tipos de metamorfismo, em função do predomínio e da intensidade de um ou mais fatores de metamorfismo e/ou da extensão da área atingida. Assim, segundo estes critérios distinguem-se dois tipos de metamorfismo:  Metamorfismo local O metamorfismo de contacto é um exemplo de metamorfismo local e resulta da instalação de uma intrusão magmática, a elevadas temperaturas, no seio de rochas pré-existentes. O contacto com a intrusão magmática causa a metamorfização das rochas circundantes devido, essencialmente, à sua elevada temperatura e à libertação de fluidos pelo magma. A região das rochas alteradas metamorficamente em torno de uma intrusão magmática designa-se auréola metamórfica. A extensão de rochas afetadas e o seu grau de metamorfismo dependem da temperatura a que o magma se encontra, bem como da dimensão da intrusão e da profundidade a que esta ocorre. Nas auréolas metamórficas, o efeito dos agentes de metamorfismo atenua-se à medida que aumenta a distância à intrusão magmática, pelo que são originadas rochas com diferentes graus de metamorfismo ao longo da sua extensão. As rochas que se formam no contacto imediato com a intrusão magmática são as rochas da auréola com grau de metamorfismo mais elevado e designam-se coreanas. As rochas metamórficas resultantes deste tipo de metamorfismo não apresentam foliação, devido ao papel secundário da tensão.  Metamorfismo regional Este tipo de metamorfismo afeta uma grande extensão de rochas e ocorre na sequência de fenómenos tectónicos em larga escala. O metamorfismo regional deve-se à existência de temperaturas e tensões moderadas a elevadas, bem como à circulação de fluidos (embora de menor importância). As rochas de metamorfismo regional caracterizam-se por sucessivas fases de recristalização e deformação, devido à ação combinada e crescente das condições de temperatura e tensão. As rochas resultantes deste tipo de metamorfismo apresentam textura foliada, como resultado da atuação de tensões dirigidas durante a recristalização, essencialmente xistosidade (como resultado da conjugação entre deformação e recristalização). Porém, uma vez ultrapassados certos valores de tensão e temperatura, as rochas metamórficas iniciam um processo de fusão parcial, designada anatexia. Este processo de anatexia ocorre já no domínio do ultrametamorfismo, o qual marca a fronteira entre o metamorfismo e o magmatismo. As rochas metamórficas são, geralmente, muito resistentes e duráveis, por várias razões, nomeadamente:  o calor e a pressão eliminam os poros da rocha, aumentando a sua densidade;  as reações metamórficas substituem minerais instáveis por minerais mais estáveis;  a recristalização fortalece as ligações entre os constituintes da rocha. 5.4. Classificação das rochas metamórficas Um importante critério que está na base da classificação das rochas metamórficas é a foliação. Assim, podemos classificar as rochas metamórficas em: rochas foliadas e rochas não foliadas. Rocha mãe Rochas metamórficas de textura não foliada Argilito M E T A M O R F I S M O → → → Corneana Rochas de granularidade fina, compactas e escuras. Ocorrem em auréolas de metamorfismo. Arenito Quartzito As areias de quartzo, que constituem o arenito, unem-se e recristalizam em cristais de quartzo de maiores dimensões. Calcário Mármore Os cristais de calcite, que constituem o quartzo, unem-se e recristalizam em minerais de calcite de maiores dimensões. 1.1. Reservatórios de água subterrânea No decurso do ciclo hidrológico, uma parte significativa da água precipitada na superfície é infiltrada no solo. Os reservatórios de água subterrânea são designados aquíferos. A capacidade de um aquífero para armazenar água e a possibilidade da sua extração relaciona-se com as características que as formações geológicas apresentam, nomeadamente a sua porosidade e permeabilidade. 1.1.1. Porosidade dos aquíferos Esta característica resulta do facto de nas rochas existirem espaços vazios, que não estão preenchidos por matéria sólida, aos quais designamos poros (ou vazios). Na realidade, não estando preenchidos por sólidos, estão preenchidos por água ou ar. 𝑃𝑜𝑟𝑜𝑠𝑖𝑑𝑎𝑑𝑒 = 𝑉𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒 𝑑𝑜𝑠 𝑝𝑜𝑟𝑜𝑠 𝑉𝑜𝑙𝑢𝑚𝑒 𝑡𝑜𝑡𝑎𝑙 𝑑𝑎 𝑟𝑜𝑐ℎ𝑎 Dependendo da forma que os poros apresentam, as formações rochosas podem ser classificadas em:  rochas porosas, propriamente ditas;  rochas fissuradas. As rochas porosas são, tipicamente, rochas sedimentares detríticas, que se podem encontrar compactadas ou não.  Se o conjunto dos gãos apresenta uma granulometria muito semelhante, isto é, se apresentam todos aproximadamente a mesma dimensão, a rocha tem porosidade elevada.  Se os grãos apresentarem uma granulometria muito heterogénea, isto é, os grãos apresentam dimensões muito diferentes, a rocha apresenta uma porosidade moderada a reduzida. As rochas fissuradas podem ter origens muito diversificadas. Os vazios existentes nas rochas fissuradas designam-se fraturas ou fissuras, dependendo do seu grau de desenvolvimento. Nestas rochas, a porosidade depende do desenvolvimento que as fraturas e as fissuras apresentam: Contudo, geralmente, estas rochas têm uma porosidade inferior à das rochas porosas. 1.1.2. Permeabilidade dos aquíferos A permeabilidade pode ser definida como a maior ou menor facilidade com que uma formação rochosa se deixa atravessar por um fluido (neste caso em particular, pela água).  Quando os poros de uma rocha não estão em contacto uns com os outros ou as fissuras e as fraturas estão semifechadas, a circulação da água é muito difícil e, nesta situação, as rochas apresentam uma baixa permeabilidade.  Quando os poros de uma rocha estabelecem passagens entre eles ou as fissuras e as fraturas são abertas e contínuas, a circulação da água é mais fácil e, nesta situação, as rochas apresentam uma permeabilidade elevada. É a conjugação destas duas características (porosidade e permeabilidade) que permite caracterizar os reservatórios de água subterrânea. Assim, as rochas funcionam como bons aquíferos quando são muito porosas e têm boa permeabilidade, o que acontece quando os seus poros têm dimensões adequadas e estabelecem ligações entre si. Como exemplo, temos as rochas constituídas essencialmente por materiais arenosos. Se, pelo contrário, os poros forem de dimensões reduzidas e sem ligações entre si, as rochas são pouco porosas e com baixa permeabilidade, pelo que são consideradas maus aquíferos uma vez que, embora armazenem alguma água, libertam-na com muita dificuldade. Como exemplo, temos as rochas constituídas essencialmente por materiais argilosos. Os vazios foram abertos por dissolução. A rocha tem porosidade reduzida (se as fissuras forem de grandes dimensões, aumenta a porosidade da rocha). Os vazios foram abertos por ação mecânica. A rocha tem porosidade reduzida (se as fraturas forem de grandes dimensões, aumenta a porosidade da rocha). 1.1.3. Zonas de um aquífero Desde que a água, através da precipitação, chega à superfície terrestre e se vai infiltrando até atingir o aquífero, atravessa diferentes zonas:  Zona de aeração (ou zona não saturada): é a zona mais superficial de um aquífero, que tem como limite superior a superfície do terreno e como limite inferior o nível a partir do qual aparece a água - nível hidrostático ou freático. Os poros nas rochas que ocorrem nesta zona não se encontram totalmente preenchidos por água, uma vez que também podem conter ar.  Zona de saturação (ou zona saturada): começa onde acaba a zona de aeração, isto é, no nível hidrostático. Normalmente, o limite inferior desta zona corresponde a uma formação geológica impermeável e de porosidade muito reduzida ou mesmo nula, pelo que a água não consegue atravessar esta zona. Os poros existentes nas rochas desta zona encontram-se totalmente preenchidos por água. O nível hidrostático corresponde à profundidade a que se encontra a zona saturada numa determinada região. Este nível varia ao longo do ano, encontrando-se mais próximo da superfície terrestre durante o inverno uma vez que a água da chuva vai recarregar o aquífero. Durante o verão, como a precipitação é mais reduzida, o nível hidrostático encontra-se a uma maior profundidade. 1.1.4. Tipos de aquíferos Atendendo às características e localização dos aquíferos, é possível classifica-los em:  Aquíferos livres – a parte superior do aquífero encontra-se em contacto com uma zona de aeração, pelo que a recarga deste aquífero faz-se através camadas que estão por cima. Como tal, a pressão da água na parte mais superficial deste aquífero (no nível hidrostático) é igual à pressão atmosférica.  Aquíferos cativos (ou confinados) – a parte superior do aquífero está em contacto com uma camada impermeável, pelo que a recarga deste aquífero é feita lateralmente, uma vez que a água não consegue atravessar as camadas que lhe estão por cima. Como tal, a pressão da água na parte mais superficial deste aquífero é superior à pressão atmosférica. A maior dificuldade de circulação da água nos aquíferos cativos favorece a dissolução de alguns constituintes das rochas, provocando o aumento do teor em sais da água. Este fenómeno provoca o aumento da dureza da água, sobretudo devido à presença de sais de Ca e Mg. 2. Recursos energéticos O desenvolvimento tecnológico levou a um aumento do consumo de energia ao longo dos tempos. Também as fontes de energia às quais o Homem recorreu foram variando. Se inicialmente a sua energia provinha quase exclusivamente dos alimentos que consumia, atualmente o Homem recorre às mais variadas fontes de energia para satisfazer as suas necessidades: combustíveis fósseis, energia geotérmica, nuclear, biomassa, hidroelétrica, eólica, entre outras. 2.1. Combustíveis fósseis – problemas gerados pelo seu consumo Os combustíveis fósseis – carvão, petróleo e gás natural – dominam o cenário energético internacional uma vez que constituem fontes de energia relativamente rentáveis. A procura intensiva de combustíveis fósseis debate-se atualmente com dois grandes problemas:  o seu carácter não-renovável torna-os suscetíveis a esgotamento;  a sua utilização intensiva não controlada contribui para a ocorrência de graves problemas ambientais, sejam chuvas ácidas, o aquecimento global ou a degradação da camada do ozono. O carvão é maioritariamente utilizado nas centrais termoelétricas, onde é queimado, para produção de energia elétrica. Um dos compostos mais frequentes do carvão é o enxofre, que, durante a queima, é libertado para a atmosfera, sobre a forma de dióxido de enxofre. Este composto, ao reagir com o vapor de água existente na atmosfera, origina ácido sulfúrico, formando-se, consequentemente, chuvas ácidas. A produção de dióxido de carbono é outra das graves consequências da utilização dos combustíveis fósseis. A presença de CO2, juntamente com o vapor de água e outros gases, funcionam como uma camada isolante que ajuda a reter algum do calor proveniente do Sol, mantendo a temperatura do planeta dentro de valores estáveis – “efeito de estufa”. Assim, quanto mais CO2 existir na atmosfera, maior será o “efeito de estufa” e, consequentemente, mais aumentará a temperatura da Terra. Da queima de combustíveis fósseis resulta uma quantidade adicional de CO2 emitida para a atmosfera, contribuindo, de forma acelerada, para o aquecimento global do planeta. 2.2. Outros recursos energéticos 2.2.1. Energia nuclear A energia nuclear resulta da libertação de grandes quantidades de energia resultantes da radiação emitida durante a desintegração de certos elementos químicos, como o urânio, em centrais nucleares. Entre as vantagens da utilização deste tipo de energia podemos referir:  a ausência de poluição atmosférica;  a não emissão de gases com efeito de estufa;  o facto de se tratar de uma forma de energia altamente rentável (resulta de um processo altamente energético);  a existência de reservas relativamente abundantes de urânio. Os principais aspetos negativos ligados à utilização desta fonte de energia são:  o elevado preço da construção e manutenção de uma central elétrica;  o risco ambiental, extremamente elevado, que uma central nuclear comporta;  a produção, transporte e armazenamento de resíduos altamente perigosos e radioativos;  a dificuldade e o elevado custo em eliminar os resíduos produzidos. 2.2.2. Energia geotérmica O calor existente no interior da Terra, essencialmente resultante da desintegração de elementos radioativos, constitui uma fonte energética a que chamamos energia geotérmica. Existe uma grande diferença entre a temperatura da camada mais superficial (crusta) e a zona mais interna (núcleo) da Terra. Esta diferença origina uma corrente contínua de calor, desde o interior da Terra até à superfície, designada fluxo geotérmico, que é responsável pela energia geotérmica. À variação de temperatura em função da profundidade, chama-se gradiente geotérmico. As zonas de elevado gradiente geotérmico são aquelas em que se atingem mais elevadas temperaturas em menor profundidade (como por exemplo, em zonas de vulcanismo ativo ou nas cristas oceânicas). Por sua vez, as zonas com baixo gradiente geotérmico apresentam, em geral, grande espessamento da crusta (por exemplo, nas cadeias montanhosas). Para que haja um eficaz aproveitamento deste calor, é necessário que exista um fluido capaz de assegurar a sua transferência, deste a fonte de calor até aos locais onde possa ser utilizado de forma rentável pelo Homem. O fluido mais eficaz é a água. Assim, a água, ao circular pelo interior da Terra onde existem fontes de calor, aquece e transporta esse calor até locais mais superficiais, para que este possa de alguma forma ser utilizado. Tendo em conta a temperatura que pode ser atingida num aproveitamento geotérmico, os locais onde esta energia é produzida podem ser divididos em:  aproveitamentos térmicos de alta entalpia – a temperatura atingida ultrapassa os 150ºC. O calor é usado, quase sempre, para a produção de energia elétrica;  aproveitamentos térmicos de baixa entalpia – a temperatura atingida está entre 50ºC e 150ºC. O calor é usado, quase sempre, no aquecimento e na produção de água quente sanitária. Os principais aspetos positivos ligados à utilização desta fonte de energia são:  a reduzida emissão de gases com efeito de estufa;  o risco ambiental, extremamente reduzido, que uma central térmica comporta;  a alta rentabilidade e eficiência em locais de alta entalpia. Entre as desvantagens da utilização deste tipo de energia podemos referir:  o difícil acesso aos locais de elevado potencial geotérmico;  o reduzido número de locais com interesse geotérmico, mesmo que de baixa entalpia. 3. Recursos minerais Os recursos minerais englobam uma grande diversidade de materiais terrestres, onde se incluem os metais, bem como as rochas e minerais utilizados nas mais variadas aplicações. De acordo com as suas propriedades químicas, os recursos minerais podem ser classificados em recursos minerais metálicos e recursos minerais não metálicos. 3.1. Recursos minerais metálicos Os recursos minerais metálicos são geralmente extraídos das minas e englobam diversos metais, como o cobre, o alumínio, o zinco, o ferro, o chumbo (mais abundantes) e o ouro, a prata (menos abundantes), entre outros. A abundância média de um elemento químico na crusta terrestre designa-se clarke. Quando estes elementos ocorrem na Natureza concentrados em determinados locais, com um teor várias vezes superior ao do seu clarke, considera-se que estamos na presença de um jazigo mineral. O material que, num jazigo mineral, é aproveitável designa-se minério. O material que, no mesmo jazigo, é rejeitado designa-se ganga ou estéril. Um dos grandes problemas da atividade mineira prende-se com o destino a dar a estes estéreis. 3.2. Recursos minerais não metálicos Os recursos minerais não metálicos são geralmente extraídos das pedreiras e englobam diversos tipos de rochas, como as areias, os granitos, o basalto, o mármore, entre outros. Este tipo de minerais são muito utilizados na construção civil. As rochas de origem magmática têm, genericamente, um elevado teor em sílica. Este aspeto confere-lhes uma dureza elevada, tornando-as resistentes ao choque e ao desgaste e, ao mesmo tempo, são também menos alteráveis quimicamente. São muito utilizadas no revestimento interior e exterior de habitações. Também as rochas metamórficas são muito utilizadas na construção civil devido à sua resistência e durabilidade. 3.3. Problemas ambientais da atividade mineira Desde a extração até ao transporte, a atividade mineira pode ser, de forma simplificada, sequenciada nas seguintes fases: 1ª Fase: extração do minério. 2ª Fase: tratamento do material extraído para separação do minério do material estéril (ganga). 3ª Fase: tratamento do minério para concentração e valorização. A 1ª fase contribui desde logo para a poluição atmosférica devido à emissão de gases poluentes pelas máquinas utilizadas na extração.