Águas subterrâneas

A água circula na Natureza ora fazendo parte de diferentes reservatórios no meio abiótico, ora fazendo parte dos seres vivos. O contínuo e interminável movimento da água no nosso planeta constitui o ciclo hidrológico.

Reservatórios de água subterrânea - aquíferos

Um aquífero é uma formação geológica que permite a circulação e o armazenamento de água nos seus espaços vazios, possibilitando geralmente o aproveitamento desse líquido pelo ser humano de forma economicamente rentável e sem impactes ambientais negativos.

As águas superficiais começam a infiltrar-se no solo por acção da gravidade. Após a infiltração, a água que não fica retida no solo por capilaridade atinge a zona de saturação das formações geológicas subjacentes, onde se movimenta e pode ser armazenada, indo fazer parte das águas subterrâneas. As águas podem ser armazenadas em dois tipos de aquíferos: aquíferos livres e aquíferos confinados ou cativos.

Aquífero livre - formação geológica que permite o armazenamento e a circulação de água nos espaços vazios dos materiais que a constituem. Este tipo de aquífero encontra-se a uma pressão idêntica à pressão atmosférica devido à existência de uma superfície em que a água está em contacto directo com o ar. A zona que contribui para a realimentação do aquífero designa-se por zona de recarga, corresponde às camadas superficiais, e é através da qual que ocorre a infiltração da água. Os aquíferos livres podem ser superficiais ou subsuperficiais, o que facilita a sua exploração e recarga como também a sua contaminação. Durante o percurso descendente, a água atravessa diversas zonas com características específicas.

O nível máximo que a água atinge num local e num dado momento é designado por nível freático (nível hidrostático). A zona que se situa imediatamente abaixo da superfície topográfica e acima do nível freático designa-se por zona de aeração. Nesta zona, os espaços vazios entre as partículas estão parcialmente preenchidos por gases e por água. A água desta zona pode ser utilizada pelas raízes das plantas ou contribuir para o aumento das reservas de água subterrânea. A zona de saturação que apresenta na base uma camada impermeável, pode ser constituída por diferentes níveis ou camadas do solo ou formações rochosas, onde todos os espaços vazios ou fracturas estão totalmente preenchidos por água.

Aquífero confinado ou cativo - formação geológica onde a água se acumula e movimenta, estando limitada no topo e na base por materiais geológicos impermeáveis. Nestes aquíferos, a pressão de água é superior à pressão atmosférica. A recarga é feita lateralmente.

A captação das águas subterrâneas pode ser feita nos dois tipos de aquíferos através de furos (captações). Quando a captação de água subterrânea ocorre num aquífero cativo, dado que a água se encontra a uma pressão superior à pressão atmosférica, a água subirá até à cota correspondente ao nível hidrostático - designa-se por captação artesiana. Se a captação é feita num local onde o nível hidrostático ultrapassa o nível topográfico a água extravasa naturalmente sem ser necessário um sistema de bombagem - designa-se por captação artesiana repuxante.

Parâmetros característicos dos aquíferos

A quantidade de água que pode existir numa determinada formação geológica está dependente do volume dos espaços vazios existentes entre a matéria sólida que constitui os materiais geológicos.

Para se quantificar a capacidade de armazenamento de um aquífero e se determinar a viabilidade da sua extracção é necessário utilizar diversos parâmetros, como a porosidade e a permeabilidade.

A porosidade é um parâmetro que quantifica o volume máximo de água que um dado material pode comportar e que corresponde à sua saturação. A porosidade define-se como a relação entre o volume de vazios e o volume total da amostra. Este parâmetro depende quer do tamanho quer da forma dos grãos, bem como do grau de compactação do material geológico. Quanto menos compactada for a rocha maior será o espaço entre os vários grãos.

A permeabilidade é um parâmetro que avalia a capacidade de movimentação da água num dado aquífero. É definida como a propriedade que um dado material geológico apresenta em se deixar atravessar pela água. A qualidade de uma captação depende quer da porosidade, quer da permeabilidade do respectivo aquífero.

As formações geológicas com alta porosidade e alta permeabilidade constituem bons aquíferos. Enquanto que uma formação rochosa com alta porosidade, mas baixa permeabilidade, pode conter uma elevada quantidade de água, mas esta flui muito lentamente.

Composição química das águas subterrâneas

As águas subterrâneas apresentam características muito próprias e que se relacionam com o contexto geológico da região onde são captadas. Uma vez que as águas subterrâneas permanecem muito tempo em contacto com as formações geológicas que atravessam, é possível estabelecer uma relação entre a litologia inerente a essas formações e a composição química da água.

As rochas magmáticas e metamórficas fornecem água de boa e excelente qualidade com baixa concentração de sais dissolvidos. As rochas sedimentares fornecem água de boa qualidade, mas as que são captadas em arenitos podem ser mais ricas em sódio e as provenientes de rochas carbonatadas mais ricas em cálcio e magnésio.

As águas que se encontram a maiores profundidades seguem percursos mais longos e permanecem mais tempo em contacto com as rochas, tornando-se, assim, mais ricas em sais dissolvidos.

Em Portugal, as águas subterrâneas destinadas ao consumo humano podem ser classificadas como águas minerais naturais e águas de nascente.

Outro parâmetro importante na caracterização da água é a sua dureza, que reflecte o seu teor global em cálcio e magnésio.

Gestão sustentável das águas subterrâneas

A composição química das águas subterrâneas é influenciada por muitos factores, como a natureza e o teor de certos gases da atmosfera, os produtos resultantes da alteração das rochas, as reacções de dissolução e de precipitação que ocorrem no subsolo.

As actividades antrópicas podem introduzir impactes negativos muito diversificados e significativos na composição das águas subterrâneas. Exemplos de actividades antrópicas: extracção de água subterrânea de forma não controlada nos aquíferos costeiros; a extracção de água doce nestes sistemas pode provocar a entrada de água salgada no aquífero tornando a sua água salobra; rejeição de efluentes industriais e domésticos; actividades agrícolas; deposição de resíduos sólidos urbanos em aterros sanitários origina materiais lixiviantes altamente nocivos.

Após a poluição de um aquífero, a sua recuperação é praticamente impossível, envolvendo custos e período de tempo insuportável.

A exploração dos recursos geológicos deve assentar em decisões que evitem o rápido esgotamento das reservas, bem como minimizarem os impactes ambientais dessas actividades. Uma exploração sustentada dos recursos geológicos tem de estar enquadrada num modelo global de desenvolvimento que permita que as gerações actuais satisfaçam as suas necessidades sem pôr em risco as necessidades das gerações futuras.

Recursos minerais

Os elementos químicos fazem parte dos mais variados minerais e esses minerais estão amplamente disseminados numa grande variedade de rochas. Apenas em zonas muito restritas do planeta podemos encontrar elementos químicos em concentrações superiores à da sua concentração média na crusta terrestre. Designa-se por clarke a concentração média de um elemento químico na crusta terrestre e exprime-se em partes por milhão ou gramas por tonelada. Podemos considerar que num local existe um jazigo mineral quando a concentração média de um determinado elemento químico aí identificado é muito superior ao clarke desse elemento. Portanto, temos um minério quando um mineral ou agregado de minerais sólido ocorre na natureza.

A exploração dos jazigos minerais pode ser feita segundo métodos diferentes, como por exemplo a céu aberto ou em poços e galerias. Existe ainda um outro processo, quando certos minerais como o ouro e os diamantes ocorrem em jazigos de origem secundária, isto é, resultantes da meteorização das rochas que continham esses minerais. Os minerais resistentes são transportados pela água, concentrando-se em certas zonas dos cursos de água, constituindo jazigos que se designam por placers.

A exploração mineira pode provocar impactes ambientais graves numa dada região, como a desflorestação e a remoção das camadas de solo. Durante o processo extractivo, torna-se necessário realizar um determinado tipo de operações de separação dos componentes mineralógicos que não têm nesse momento valor económico. Designa-se por ganga (ou estéreis) à parte não aproveitável que acompanha o minério extraído dos jazigos que não tem valor económico. A acumulação dos produtos não úteis, que constituem a ganga, e que formam junto às explorações mineiras depósitos superficiais designa-se por escombreira. As escombreiras contêm substâncias tóxicas, podendo contaminar os solos e as águas subterrâneas se não forem devidamente tratadas.

A reabilitação de uma exploração mineira pode abranger processos naturais, mas, geralmente, exige intervenções com vista ao controlo dos processos corrosivos como, por exemplo, a impermeabilização dos solos com vista à sua protecção e à protecção das águas subterrâneas.

As mais variadas rochas que afloram num país podem também ser utilizadas como recursos geológicos e usadas na construção civil, na pavimentação e na estatuária. Consoante o predomínio da rocha numa dada região, assim ela será mais frequente como material de construção.

Em Portugal, as rochas mais utilizadas como elemento de construção são o granito e o calcário.

Após a edificação dos monumentos, a rocha exposta fica sujeita a variadas fontes de alteração. A alteração provocada por diversos factores, físicos, químicos e biológicos, vai acelerar a meteorização progressiva das rochas que constituem esses monumentos.

Textura das rochas metamórficas

A textura de uma rocha é determinada pelo tamanho, forma, arranjo dos minerais que a constituem. Durante o processo metamórfico, alguns minerais conferem às rochas metamórficas aspectos peculiares, quando estas resultam da actuação conjunta de tensões orientadas e temperaturas elevadas.

Um tipo de característica textural, de uma dada rocha metamórfica, é a existência ou ausência de foliação. Foliação corresponde a uma estrutura planar originada durante os processos metamórficos e que resulta de um alinhamento preferencial de certos minerais anteriores ao processo metamórfico (como as micas), quer da orientação de novos minerais formados durante o processo de recristalização. A existência de foliação pode estar relacionada com a presença de certos minerais com hábito tabular/lamelar que sob a acção de tensões dirigidas (não litostáticas) tendem a ficar orientados numa posição perpendicular à da tensão que afectou a rocha.

A clivagem, a xistosidade e o bandado gnáissico são três tipos de foliação muito característicos de rochas de baixo, médio e alto grau de metamorfismo, respectivamente.

• Clivagem - tipo de foliação frequente em rochas que experimentaram deformação em condições de metamorfismo de baixo grau, como por exemplo as ardósias e os filitos. Os processos metamórficos levam à ocorrência de orientação paralela dos minerais lamelares. Este tipo de estrutura conduz ao aparecimento de planos de clivagem favoráveis à existência de fissilidade (facilidade de a rocha se dividir em lâminas). As superfícies de clivagem numa rocha, em consequência do desenvolvimento dos minerais micáceos, conferem a esta rocha um brilho sedoso/lustroso nas superfícies de foliação.

• Xistosidade - com o aumento do grau de metamorfismo ocorrem fenómenos de recristalização, verificando-se um maior desenvolvimento dos cristais (como micas, quartzo e feldspatos). É uma forma de foliação desenvolvida pela orientação paralela de minerais tabulares e lamelares em rochas metamórficas de grão grosseiro. Devido ao maior desenvolvimento dos minerais estes são observáveis a olho-nú.

• Bandado gnáissico - é um tipo de foliação gerada por diferenciação em bandas por efeito de tensões dirigidas, identificada em rochas de alto grau de metamorfismo. Devido aos intensos fenómenos de recristalização dos minerais não lamelares, estes vão ser separados de outros como a biotite e as anfíbolas, formando-se bandas alternadas destes minerais que lhe conferem o bandado característico.

Um outro tipo de textura que pode ser identificada em certas rochas metamórficas é a textura não foliada ou granoblástica. Rochas como o quartzito, o mármore e as corneanas apresentam este tipo de textura relacionado com o metamorfismo de contacto.

Tipos de metamorfismo

Existem vários tipos de metamorfismo, dos quais se destacam: o metamorfismo regional e o metamorfismo de contacto.

• Metamorfismo regional

É um tipo de metamorfismo que afecta extensas áreas na crusta terrestre, tendo origem em processos que envolvem uma sequência de fenómenos relacionados com a formação de cadeias montanhosas (orogenia). O metamorfismo regional está ligado a processos relacionados com a convergência de placas, contexto tectónico onde podem ocorrer condições de elevadas temperaturas e condições de tensão que variam de moderadas a altas.

Quando as condições de tensão e de temperatura ultrapassam determinados valores (cerca de 800ºC), ocorrem processos de fusão parcial, iniciando-se a transição do metamorfismo para o magmatismo (ultrametamorfismo).

• Metamorfismo de contacto

Ocorre nas zonas próximas da instalação de rochas intrusivas. Antes de consolidar, o calor e os fluidos libertados pelo magma, ao propagarem-se às rochas encaixantes, vão alterar os minerais existentes nessas rochas.

As rochas junto à intrusão são fortemente aquecidas e alteradas, desenvolvendo-se uma zona de alteração quer mineralógica, quer estrutural, denominada auréola de metamorfismo. Por ser o calor o principal factor de metamorfismo, o metamorfismo de contacto também pode ser designado por metamorfismo térmico.

A extensão da auréola metamórfica depende da dimensão do corpo intrusivo que se instala. As rochas metamórficas que se originam nas zonas mais próximas do corpo intrusivo designam-se por corneanas (pode também designar as rochas resultantes do metamorfismo de contacto a partir de rochas argilosas). Por processos de metamorfismo de contacto, os calcários podem originar mármores e os arenitos formam quartzitos. A variedade de rochas resultantes do metamorfismo de contacto depende do tipo de rocha-mãe onde o corpo magmático se instala.

Mineralogia das rochas metamórficas

Os minerais que constituem as rochas são mais estáveis em ambientes semelhantes aos da sua génese. Quando essas condições se alteram, os minerais podem experimentar transformações.

A composição mineralógica e o arranjo dos minerais rochosos preexistentes, quando sujeitos a novas condições de pressão e de temperatura, tornam-se instáveis. Os materiais rochosos podem ser transformados, originando-se diferentes associações de minerais, e/ou texturas, devido a novos arranjos de partículas, ocorrendo processos de recristalização.

A recristalização verifica-se pela alteração da estrutura cristalina do mineral. A circulação de fluidos alteram a composição química dos minerais preexistentes, podendo também ocorrer a recristalização.

Uma forma de distinguirmos as rochas metamórficas de outro tipo de rochas é através da sua mineralogia característica. Os minerais específicos de ambientes metamórficos que podem caracterizar as condições presentes num determinado contexto metamórfico são a clorite, a estaurolite, a silimanite, a granada, a cianite, a andaluzite e o epídoto.

A andaluzite, a silimanite e a cianite são aluminossilicatos que, sob diferentes condições de pressão e de temperatura, experimentam transformação polimórfica.

A identificação de determinados grupos de minerais em rochas que numa dada zona foram afectadas por metamorfismo pode ser utilizada na caracterização das condições termodinâmicas reinantes durante o processo metamórfico.

Quando um dado mineral permite inferir das condições em que uma dada rocha metamórfica foi gerada, é designado por mineral-índice. Sendo possível identificar diferentes graus de metamorfismo pela presença de minerais indicadores das condições de pressão e de temperatura em que a rocha que os contém foi gerada. Existe o metamorfismo de baixo grau, metamorfismo de médio grau e metamorfismo de alto grau. As diferentes zonas metamórficas são delimitadas por superfícies de igual grau de metamorfismo, chamadas isógradas, sendo definidas pelos pontos onde ocorrem pela primeira vez determinados minerais-índice.

Metamorfismo

As rochas, quando submetidas a condições termodinâmicas substancialmente diferentes das existentes no momento da sua génese, tornam-se instáveis, e experimentam transformações mais ou menos acentuadas, reajustando-se às novas condições ambientais.

O metamorfismo é o processo geológico que consiste num conjunto de transformações mineralógicas, químicas e estruturais que ocorrem no estado sólido, em rochas sujeitas a estados de tensão, a temperatura e pressão diferentes da sua génese.

O metamorfismo ocorre nas zonas de subducção, em cadeias orogénicas ou na proximidade da instalação de um magma no seio de rochas preexistentes.

As rochas quando sujeitas a condições termodinâmicas diferentes das existentes na altura da sua génese, tornam-se instáveis. Como resposta às novas condições, as rochas modificam-se gradualmente até alcançar um estado de equilíbrio compatível com o novo ambiente. As modificações das rochas dependem da actuação de um conjunto de factores de metamorfismo. As tensões (pressões), o calor e a composição dos fluidos actuando em enormes intervalos de tempo são factores que condicionam o metamorfismo.

• Tensão

Quando se aplica uma força numa determinada área, o material fica sujeito a um estado de tensão. As rochas metamórficas são formadas a diferentes profundidades. À medida que aumenta a profundidade, as rochas são sujeitas a campos de tensões quer devido ao peso exercido pela coluna de material suprajacente, quer devido aos movimentos tectónicos.

A tensão exercida resultante do peso da massa rochosa suprajacente é designada por tensão litostática. Esta é exercida de igual modo em todas as direcções, o que origina uma diminuição do volume dos materiais rochosos, com um consequente aumento da densidade.

As rochas que estão sujeitas a forças que não são exercidas de igual modo em todas as direcções. estão sob uma tensão não litostática ou dirigida. Esta produz uma orientação preferencial de certos minerais, que tendem a ficar alinhados perpendicularmente à direcção da força.

As rochas, quando sujeitas à acção de tensões dirigidas, podem ser comprimidas ou estiradas consoante a tensão actuante seja do tipo compressivo ou tractivo, respectivamente.

• Calor

À medida que as rochas aprofundam no interior da litosfera, ficam sujeitas a temperaturas elevadas, que, mesmo não sendo suficientes para as fundir, provocam alterações importantes nos seus minerais constituintes. A rocha ajusta-se aos novos valores de temperatura, estabelecendo novas ligações atómicas, surgindo novas redes cristalinas e aparecendo minerais mais estáveis. Outra fonte de calor importante nos processos metamórficos provém do contacto entre rochas e intrusões magmáticas. Se as rochas forem sujeitas a temperaturas próximas dos 800ºC, os materiais começam a fundir e verifica-se a transição para o domínio magmático.

• Fluidos

Os fluidos, como a água aquecida e a elevadas pressões, pode transportar vários iões em solução. Estas soluções vão reagir com as rochas, alterando a sua composição química e mineralógica. Também os fluidos que são libertados durante a instalação de um corpo magmático são importantes no processo metamórfico. No decurso deste processo metamórfico, a água que existe em certos minerais hidratados pode também ser libertada, constituindo assim um fluido capaz de induzir transformações nas rochas.

• Tempo

Os fenómenos metamórficos são extremamente lentos, por isso, também se considera o tempo como um dos factores relevantes para a formação de rochas metamórficas.

Diversidade de rochas magmáticas

As rochas magmáticas podem apresentar grande diversidade de aspectos em consequência de diferentes condições de génese e também da diversidade de magmas que as originaram.

Composição mineralógica - uma das propriedades que permitem dar ideia da composição mineralógica das rochas é a tonalidade que apresentam. Minerais como o quartzo e feldspatos e moscovite são minerais de cor clara e pouco densos, designados por minerais félsicos (feldspato + sílica). A biotite, piroxenas, anfíbolas e olivina são minerais ricos em ferro e magnésio, apresentam cores escuras e são designadas por minerais máficos (magnésio + ferro).

Quando os minerais predominantes são félsicos (rochas ácidas) as rochas denominam-se leucocratas. Se os minerais predominantes são máficos (rochas básicas) designam-se melanocratas, as rochas ultrabásicas designam-se ultramelanocratas. Se as rochas apresentarem uma tonalidade intermédia, designam-se por mesocratas.

Textura - a viscosidade e o tempo de arrefecimento dos magmas são factores que condicionam o tamanho dos cristais que as rochas apresentam. Consideram-se dois grupos de texturas: textura fanerítica ou granular e textura afanítica ou agranular.

• Textura fanerítica (granular) - formada por cristais relativamente desenvolvidos e visíveis a olho nu. Textura característica das rochas intrusivas.
• Textura afanítica (agranular) - os minerais são de pequenas dimensões. Textura característica das rochas extrusivas. Existem casos em que existem alguns cristais visíveis à vista desarmada, o que reflecte dois tempos de cristalização.

Podem formar-se agrupamentos de rochas designados por família, a partir da composição mineralógica. Os feldspatos potássicos são característicos da família dos granitos. As plagioclases encontram-se em todas as rochas magmáticas, embora se observe um predomínio dos termos mais sódicos nas rochas leucocratas e termos mais cálcicos nas rochas melanocratas.

Família do granito

Granito - textura granular

Riólito - textura afanítica leucocrata

Família do diorito

Diorito - textura granular

Andesito - textura afanítica, mesocrata

Família do gabro

Gabro - textura granular

Basalto - textura afanítica, melanocrata

Processos de formação de minerais

Numa rocha magmática, a génese dos diferentes minerais que a constituem não é simultânea, porque os diferentes minerais têm diferentes temperaturas de cristalização.

Os movimentos das partículas dependem não só das condiçóes internas inerentes à própria natureza das substâncias que cristalizam mas também de factores externos (a agitação do meio em que se formam, o tempo, o espaço disponível e a temperatura).

A forma dos cristais é dependente das condições envolventes, mas a estrutura cristalina é constante e independente dessas condições. A estrutura cristalina é formada por fiadas de partículas ordenadas ritmicamente segundo direcções do espaço, definindo uma rede em que existem unidades de forma paralelepipédica que constituem a malha elementar ou motivo cristalino.

A interacção das partículas tende a criar uma estrutura ordenada em que as ligações entre elas sejam tão numerosas e fortes quanto possível. As partículas que não chegam a atingir o estado cristalino, ficando a estrutura desordenada, designa-se por estrutura amorfa ou vítrea.

• Isomorfismo - minerais que, embora, quimicamente diferentes, apresentam a estrutura interna idêntica e formas externas semelhantes, designam-se por substâncias isomorfas. É o caso das plagioclases, em que ocorre a substituição, na rede estrutural, de um tipo de ião por outro ião diferente (os raios dos iões têm de ser semelhantes). As plagioclases, são minerais que mantêm constante a sua estrutura interna, mas que variam de composição, são conhecidas como a série isomorfa ou solução sólida.

• Polimorfismo - minerais que apresentam a mesma composição química, mas redes cristalinas diferentes. É o caso do carbonato de cálcio que forma dois minerais diferentes, a calcite e a aragonite, e o carbono que forma o diamante e a grafite. Este último origina dois minerais diferentes pela influência da temperatura e pressão. A grafite forma-se a condições de baixa pressão, enquanto que o diamante forma-se a altas pressões, apresentando uma estrutura mais densa.

Rochas magmáticas - Diversidade de magmas

A formação de rochas magmáticas está relacionada com a mobilidade da litosfera e ocorre nos limites convergentes e divergentes das placas litosféricas. Estes limites correspondem a regiões onde as condições de pressão e de temperatura permitem a fusão parcial das rochas da crusta e do manto superior, originando magmas. Conforme o magma consolida em profundidade ou à superfície gera, respectivamente, rochas intrusivas ou plutónicas, e rochas extrusivas ou vulcânicas.

Além das condições já referidas para a fusão de materiais constituintes do manto e da crusta, a diminuição da pressão e a hidratação desses materiais também conduz à fusão do material.

No caso da fusão por hidratação, a junção de água aos materiais mantélicos desloca o ponto de fusão para temperaturas mais baixas. Assim, o material começa a fundir a uma temperatura inferior àquela que fundiria na ausência de água.

Existem três tipos fundamentais de magmas: riolítico, andesítico e basáltico.

• Magmas riolíticos - formam-se a partir da fusão parcial das rochas constituintes da crusta continental. Estes magmas são muito ricos em gases, porque resultam da fusão das rochas da crusta continental, ricas em água e dióxido de carbono. Verifica-se a formação deste magma em zonas de choque de placas continentais que originam cadeias montanhosas. A crusta terrestre, nestas zonas, deforma-se devido à acção de forças tectónicas, aumentando de espessura e consequentemente aumenta a pressão e a temperatura, criando as condições necessárias à fusão parcial das rochas da crusta.

• Magmas andesíticos - formam-se em zonas de subducção a partir do choque entre placa continental e oceânica. A composição deste magma depende da quantidade e da qualidade do material (água e sedimentos) do fundo oceânico subductado. Na formação deste magma, a presença de água a temperaturas elevadas e sob pressão facilita a fusão dos materiais.

• Magmas basálticos - constituem grande parte das rochas dos fundos oceânicos. São expelidos ao longo dos riftes e dos pontos quentes (surgem a partir da ascensão de plumas térmicas oriundas do manto profundo, que ao subirem sofrem descompressão originando os pontos quentes), resulta da fusão parcial de uma rocha constituinte do manto, o perodotito.

Rochas sedimentares, arquivos históricos da Terra

«O presente é a chave do passado»

O estudo dos sedimentos e das rochas sedimentares permite não só fazer a datação de muitas formações como também reconstituir os ambientes antigos ou paleoambientes em que as rochas se formaram.

As rochas sedimentares são estratificadas e fossilíferas, preservam, também, determinadas estruturas que ajudam a desvendar as condições da sua formação.

• Marcas de ondulação – estas marcas observam-se em praias actuais, aparecem preservadas em alguns arenitos, dando-nos informação sobre o ambiente sedimentar em que a rocha se gerou, sobre posição original das camadas e direcção das correntes que as produziram.

• Fendas de dessecação ou fendas de retracção – estas fendas observam-se em terrenos argilosos actuais, aparecem conservadas em rochas antigas.

• Marcas das gotas da chuva – aparecem em rochas antigas com aspecto idêntico ao que acontece na actualidade.
• Icnofósseis (pegadas de animais, pistas de reptação, fezes fossilizadas) – fornecem informações sobre ambientes sedimentares do passado, hábitos dos animais e tipos de alimentos.

Segundo o Princípio das causas actuais ou Princípio do actualismo, pode explicar-se o passado a partir do que se observa hoje, isto é, causas que provocaram determinados fenómenos no passado são idênticas às que provocam o mesmo tipo de fenómenos no presente.

Fósseis são restos ou vestígios de seres vivos que viveram em tempos geológicos anteriores e que foram contemporâneos da diagénese da rocha que os contém. O conjunto de processos que leva à preservação de restos ou vestígios de organismos nas rochas denomina-se fossilização.

• Mumificação – os organismos são conservados inteiros e sem alterações, quando são envolvidos por um meio isolante que evita o contacto com o oxigénio.

• Moldagem – o organismo ou alguma parte do seu corpo imprime um molde nos sedimentos que o envolvem. Muitas vezes, o organismo desaparece e apenas resiste o molde. O molde pode ser interno – o molde da superfície interna, ou externo – corresponde ao molde da superfície externa nos sedimentos. A estes moldes correspondem os respectivos contramoldes. Certos órgãos muito finos e achatados deixam um tipo especial de moldagem – a impressão.

• Mineralização – as partes duras podem ser preenchidas por minerais transportados em solução e que substituem a matéria orgânica, mantendo inalterada a estrutura e a forma do órgão.
• Icnofósseis (marcas fósseis) – são pegadas, marcas de reptação, rastos que constituem evidências da actividade do ser vivo cuja marca a litogénese não destruiu.

Escala do tempo geológico

Uma escala do tempo geológico corresponde a uma espécie de calendário da idade relativa das formações geológicas da Terra.

A escala do tempo geológico tem várias divisões com diferentes amplitudes, acima das Eras existem Eons e as Eras estão divididas em unidades menores, Períodos, que se subdividem em Épocas.

Em determinados momentos da história da Terra aconteceu um renovamento da fauna e da flora. Verificaram-se extinções em massa que afectaram grupos inteiros de seres vivos, seguidas de uma expansão e diversificação de novas formas.

Quanto mais recuadas no tempo, mais inseguras são as divisões do tempo geológico, devido à falta de dados fósseis em boas condições nas rochas do passado longínquo da Terra, em que a vida era simples e pouco diversificada.

Reconstituição de paleoambientes

As rochas sedimentares são geradas em ambientes muito próprios e conservam indicadores das condições desses ambientes. A fácies da rocha corresponde às características físicas, estruturais, texturais e mineralógicas que caracterizam os estratos.

Os fósseis de fácies permitem reconstituir os ambientes em que as rochas que os contêm foram geradas. Os fósseis são fundamentais para a reconstituição dos paleoambientes, aplicando o princípio das causas actuais.

Princípios da datação relativa

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

A estratigrafia é o ramo da Geologia que se ocupa do estudo das rochas sedimentares e das suas relações espaciais e temporais.

• Princípio da sobreposição - numa sequência de estratos na sua posição original, qualquer estrato é mais recente do que aquele que está abaixo dele e mais antigo do que os estratos que a ele se sobrepõem. A velocidade e as condições de sedimentação variam ao longo do tempo e pode haver períodos de interrupção da sedimentação. Se as rochas afloram podem sofrer erosão. Se, posteriormente, a sedimentação, devido a nova imersão, continuar, forma-se um estrato que assenta numa superfície erodida - superfície de descontinuidade. Se após a formação da primeira série de estratos a sua posição for alterada por acção de forças tectónicas, perdendo a sua horizontalidade, e se, depois, ocorrer a deposição de outra série de estratos, a superfície de separação das duas séries designa-se por discordância angular.
• Princípio da continuidade lateral - os estratos podem ser mais ou menos espessos consoante as condições de sedimentação. Em duas colunas estratigráficas de dois lugares geograficamente distantes, sequências de estratos idênticas (mesmo que os estratos tenham dimensões variáveis) correspondem a estratos com a mesma idade.
• Princípio da identidade paleontológica - estratos pertencentes a colunas estratigráficas diferentes e que possuam conjuntos de fósseis semelhantes têm a mesma idade relativa. Para esta datação, são importantes os fósseis de idade, pois viveram durante um período de tempo relativamente curto, apresentaram uma grande expansão geográfica e testemunharam a rápida evolução dos seres.
• Princípio da intersecção e princípio da inclusão - segundo o princípio da intersecção, toda a estrutura que intersecta outra é mais recente do que ela. Segundo o princípio da inclusão, fragmentos de rochas incorporados ou incluídos numa rocha são mais antigos do que a rocha que os engloba.

Classificação das rochas sedimentares

Podem-se considerar três grupos de rochas sedimentares: rochas detríticas, rochas quimiogénicas e rochas biogénicas.

Rochas detríticas

São constituídas por sedimentos de origem detrítica, ou seja, sedimentos resultantes do processo de meteorização e erosão de rochas preexistentes. Por a granulometria dos materiais ser variável é necessário estabelecer sistemas de classificação dos sedimentos detríticos de acordo com as dimensões que apresentam – escalas granulométricas.

Os clastos podem apresentar-se angulosos ou arredondados dependendo da duração do transporte, da distância percorrida e da dureza do material.

• Rochas conglomeráticas - Constituídas por detritos de maiores dimensões. As brechas são rochas consolidadas, constituídas por materiais angulosos (pouca duração de transporte). Os conglomerados são rochas consolidadas a partir da cimentação de calhaus rolados.
• Rochas areníticas - São rochas desagregadas, por isso, entre os grãos de areia existem espaços ou poros onde a água ou o ar podem circular, sendo muito permeáveis. As areias podem ser cimentadas por precipitação de substâncias dissolvidas nas águas de circulação, formando os arenitos ou o grés.
• Rochas sílticas e rochas argilosas - Estas rochas têm granulometria muito fina. Quando as argilas ficam submetidas à compressão provocado pelas camadas superiores, tornam-se mais compactas, formando argilitos. As rochas argilosas normalmente apresentam diversos minerais associados, mas quando são puras (apenas constituídas por minerais de argila) designam-se por caulino. As argilas aumentam de volume ao absorverem água, quando ficam saturadas tornam-se impermeáveis. Quando estas ficam expostas ao ar seco, a água evapora-se e essas formações aparecem com fendas de dessecação ou fendas de retracção.

Rochas quimiogénicas

São formadas por materiais resultantes da precipitação de substâncias em solução. A evaporação da água onde as substâncias estão dissolvidas, leva à formação de cristais que se acumulam, constituindo evaporitos.

1. Calcários de precipitação - A circulação de águas acidificadas pelo dióxido de carbono através das rochas calcárias, faz com que o carbonato de cálcio solubilizado vá sendo removido. A rocha fica modelada, formando um rendilhado de sulcos e cavidades conhecidas por lapiaz e grutas e galerias (no interior). As águas que circulam no interior das grutas transportam hidrogenocarbonato de cálcio, que pode precipitar sob a forma de carbonato de cálcio e depositar-se formando calcários de precipitação – travertino (rocha mais ou menos compacta). A água que goteja do tecto de uma gruta, abandona uma película de carbonato de cálcio, que por acumulação sucessiva, forma estalactites e estalagmites.
2. Rochas salinas (evaporitos) - Resultam da precipitação de sais dissolvidos, devido à evaporação da água que os contém em solução. Ocorre a evaporação da água, os sais menos solúveis precipitam primeiro, seguindo-se a precipitação dos sais progressivamente mais solúveis. É o caso do gesso (sulfato de cálcio hidratado) e do sal-gema (halite/cloreto de sódio). Este último é pouco denso e muito plástico, por isso, os depósitos profundos de sal-gema, quando sob pressão podem ascender através de zonas débeis da crusta, formando domas salinos ou diapiros.

Rochas biogénicas

Podem ser constituídos por detritos orgânicos ou por materiais resultantes de uma acção bioquímica, por esta razão, designam as rochas biogénicas por quimiobiogénicas.

1. Calcários biogénicos - Muitos organismos aquáticos, fixam carbonatos, edificando peças esqueléticas. Após a morte, esses seres depositam-se nos fundos marinhos formando um sedimento biogénico. A parte orgânica é decomposta e as conchas são cimentadas, formam-se os calcários conquíferos e os calcários recifais.
2. Carvão - Resulta da acumulação de sedimentos constituídos por matéria orgânica vegetal. Formam-se em bacias de sedimentação lacustres ou lagunares costeiras em que ocorre uma rápida subsidência. Por deposição de novas camadas sedimentares, os sedimentos orgânicos ficam em meio anaeróbico. À medida que o afundimento prossegue, o aumento da pressão e da temperatura, associado à presença de substâncias tóxicas (resultantes do metabolismo das bactérias que acabam por morrer), conduzem à perda de água e de substâncias voláteis e um enriquecimento em carbono (incarbonização). O aumento do teor de carbono depende da idade, das condições de pressão e de temperatura a que se formaram. Por grau crescente de quantidade de carbono: turfa; lignite; hulha e antracite.
3. Produtos petrolíferos - Incluem materiais gasosos (gás natural), líquidos (petróleo bruto ou nafta) e sólidos (asfaltos ou betumes). O petróleo tem origem a partir de plâncton rico em lípidos que fica aprisionado em sedimentos a uma grande profundidade e sem oxigénio. A rocha-mãe é a camada rochosa que possui a matéria orgânica que dará origem ao petróleo. Sob influência de pressões, os hidrocarbonetos fluidos por serem pouco densos, migram para a rocha-armazém ou rocha-reservatório (rocha porosa e permeável). Sobre esta rocha existe uma camada impermeável, a rocha-cobertura (rocha argilosa), que impede a migração e dispersão do petróleo até à superfície. A rocha-armazém, a rocha-cobertura, falhas, dobras ou domas salinos constituem a armadilha petrolífera (estrutura geológica que permite a formação de petróleo e que evita que este atinja a superfície e se disperse).

Processos de formação das rochas sedimentares

As rochas sedimentares formam-se à superfície, ou próximo dela, e resultam da alteração, desagregação e rearranjo dos constituintes de uma rocha-mãe preexistente – sedimentar, metamórfica ou magmática – provocados por factores físicos, químicos ou biológicos.

A génese das rochas sedimentares implica duas etapas fundamentais: - Sedimentogénese – elaboração dos materiais que as vão constituir até à sua deposição;

- Diagénese – evolução posterior dos sedimentos conduzindo à formação de rochas consolidadas.

Sedimentogénese

Os constituintes que entram na constituição das rochas sedimentares são de três categorias.

Meteorização das rochas e erosão

A meteorização corresponde à alteração física e química das rochas devido a diversos agentes (água, ar, vento, mudanças de temperatura, seres vivos), que conduz ao desgaste da rocha. Os materiais resultantes da meteorização podem ser removidos do local, pela acção da gravidade, água, vento ou gelo, essa remoção denomina-se erosão.

Determinados aspectos das rochas podem favorecer a meteorização. Por exemplo, os maciços graníticos apresentam inúmeras superfícies de fractura, as diaclases, provocadas por tensões internas da crusta, ou por fenómenos de descompressão devido à remoção de camadas superiores. A rede de diaclases favorece a alteração da rocha, por esta estar mais exposta aos agentes de meteorização e erosão. Os minerais perdem a coesão e desagregam-se gradualmente. Os vértices dos blocos desaparecem, as arestas suavizam-se e os blocos vão arredondando, formando uma paisagem conhecida como caos de blocos.

• Meteorização física – provoca uma desagregação em fragmentos de dimensões cada vez menores, o que aumenta a superfície exposta aos agentes de meteorização. Predomina em zonas geladas e desérticas.

1. Crioclastia (efeito do gelo) – a água penetra nos poros das rochas, com a descida da temperatura, a água congela aumentando de volume. Exerce pressão que provoca o alargamento das fissuras e desagregação da rocha.
2. Actividade biológica – as sementes, germinam em fendas das rochas, originam plantas cujas raízes se instalam nessas fendas, abrindo-as cada vez mais. Os animais que cavam galerias nas rochas, favorecem, também, a desagregação das rochas.
3. Acção mecânica da água e do vento – as águas de escorrência deslocam os sedimentos mais finos, formando colunas que ficam protegidas por detritos maiores (chaminés-de-fada).
4. Esfoliação – as rochas formadas em profundidade, quando aliviadas da carga suprajacente, expandem-se à superfície, produzindo diaclases paralelas à superfície.
5. Termoclastia (dilatações e contracções térmicas) – as variações de temperatura provocam dilatações e contracções alternadas dos minerais.

• Meteorização química – provoca uma alteração da estrutura interna (decomposição química) dos minerais. Predomina em regiões de clima quente e húmido.

1. Hidrólise – são reacções de alteração química que envolvem água. O dióxido de carbono atmosférico pode reagir com a água, formando ácido carbónico. Os feldspatos são alterados pelas águas acidificadas experimentando reacções de hidrólise. Na reacção do feldspato com o ácido carbónico, o ião H+ substitui o K+ na estrutura do feldspato, ocorre uma alteração da rede cristalina, formando um mineral novo - a caulinite. Esta transformação denomina-se por caulinização. O ião potássio e a sílica podem ser removidos pela água. Nesta reacção, formam-se, como produto final, minerais de argila que são mais estáveis.

2. Oxidação – o oxigénio provoca oxidações. Os minerais que contêm ferro na sua constituição, vão sofrer oxidação, por o ferro ser facilmente oxidado, passando de ferroso (Fe2+) a férrico (Fe3+).

3. Carbonatação – as águas acidificadas podem reagir, por exemplo com a calcite (carbonato de cálcio) mineral constituinte do calcário, formando produtos solúveis. O calcário contém, também, substâncias insolúveis que ficam no local formando, preenchendo bolsas e depressões, esses depósitos designam-se por terra rossa.

Há minerais que se alteram e desaparecem rapidamente, originando minerais novos, enquanto outros são extremamente resistentes à alteração química.

Transporte e sedimentação

Os materiais resultantes da meteorização das rochas podem ficar acumulados no local de origem, formando depósitos residuais, ou podem ser transportados para outros locais.

Durante o transporte, os materiais sólidos experimentam sucessivas alterações, como o arredondamento e a granosselecção.

• Arredondamento – os detritos, devido aos choques entre eles e ao atrito com as rochas da superfície, vão perdendo arestas e vértices. Os clastos inicialmente angulosos tornam-se mais arredondados.
• Granosselecção – as partículas são seleccionadas e separadas de acordo com o tamanho, a forma e a densidade. Um sedimento considera-se bem calibrado quando os detritos têm o mesmo tamanho. O vento e os rios são bons agentes de granosselecção.

Quando o agente transportador perde energia, os materiais não prosseguem o transporte e depositam-se, contribuindo para a formação de sedimentos. O processo de deposição dos materiais designa-se por sedimentação.

A deposição dá-se segundo camadas sobrepostas, horizontais e paralelas. As diferentes camadas denominam-se estratos e diferem umas das outras pela cor, composição ou granulometria. As superfícies que separam diferentes estratos denominam-se superfícies de estratificação. A superfície superior ao estrato denomina-se tecto e a que fica por baixo é o muro.

Em sedimentos fluviais e eólicos são frequentes casos de estratificação entrecruzada, que revela uma variação na intensidade e na direcção do agente de transporte.

Diagénese

Os sedimentos, após a deposição, experimentam diversos processos físico-químicos que constituem a diagénese. Através desses processos os sedimentos transformam-se em rochas sedimentares.

Os processos que ocorrem durante a diagénese são: compactação e cimentação.

• Compactação - enquanto a sedimentação vai ocorrendo, novas camadas vão-se sobrepondo, o que vai aumentar a pressão das camadas inferiores. Consequentemente, a água incluída nos espaços livres entre os materiais é expulsa e as partículas ficam mais próximas, diminuindo o volume da rocha, que se vai tornando mais compacta e densa.
• Cimentação - os espaços vazios entre os detritos podem ser preenchidos por materiais de neoformação, resultantes da precipitação de substâncias dissolvidas na água de circulação. Esses materiais constituem um cimento que liga os detritos e forma a rocha consolidada. Por vezes, quando os sedimentos são muito finos, os poros são demasiado pequenos para a circulação de água. A consolidação é devida à compactação. Noutras situações, nos espaços entre os sedimentos de maiores dimensões depositam-se partículas muito finas transportadas pela água, formando uma matriz que liga os materiais.

Fonte: http://www.cientic.com/tema_geologico_pp1.html