Origem do Universo e da Terra

Origem do Universo e da Terra
1. Origem do Universo e da Terra
1.1. Teoria do Big Bang
1.2. Organização do Universo (galáxia e sistemas)
1.3. O sistema solar
1.4. Planetas do Sistema Solar
A ORIGEM DO NOSSO PLANETA
Um fator de grande destaque sobre nosso planeta, pelo menos até onde o homem conhece, é a
associação dos elementos inorgânicos da Litosfera, Hidrosfera e Atmosfera com a Vida (Biosfera). E
todos sabemos que essa associação não teve início em tempos recentes, mas sim há milhões de anos no
passado. E a maneira que temos para recuperar toda essa história é através do estudo das rochas e dos
fósseis. Contudo, a história completa não pode ser reconstruída, uma vez que muitas informações
foram perdidas ao longo do caminho. Sabendo disso, os pesquisadores vêm juntando informações de
dentro e de fora do planeta com o objetivo de entender sua origem e evolução.
Sendo assim, a versão mais aceita para a origem do planeta é a partir de uma grande explosão
do universo, há cerca de 15 bilhões de anos (b.a.), conhecida como Big Bang. Não se sabe o que
existia no universo antes dessa época, mas em um determinado momento, toda a matéria e energia se
concentraram em um mesmo ponto do universo, formando um imenso buraco negro. Toda a
concentração foi demais e houve a explosão e foi o início da formação do universo tal qual o
conhecemos hoje. Os primeiros elementos resultantes foram prótons e elétrons e, em alguns pontos do
universo, eles começaram a se reunir e se concentrar, formando os embriões de galáxias. Conforme a
concentração aumentava nessas galáxias, aumentava também o choque entre as partículas, em
conseqüência a temperatura, gerando fusão atômica e formando os primeiros elementos químicos leves
como hidrogênio e hélio. Estavam formadas as primeiras estrelas. Com a continuação das fusões
atômicas elementos químicos mais pesados como Ferro, Níquel, Magnésio e Oxigênio surgiram. O
calor em excesso de algumas dessas estrelas fez com que elas explodissem, sendo chamadas de
“supernovas”. Nessa época já estávamos em cerca de 8 – 9 b.a. e nem sinal de planetas. Da explosão
das supernovas, novamente elementos foram lançados ao espaço e posteriormente se agruparam,
formando novas galáxias, entre elas a nossa via Láctea, com estrelas e planetas. Nosso sistema solar
provavelmente esteve estruturado há 5 b.a. Na formação de um planeta os elementos se unem, mas não
há atividades de fusão atômica tão intensa quanto nas estrelas. Ainda durante o estado de fusão de um
planeta, os elementos começam a se separar de acordo com as características químicas e físicas de cada
um, ou seja, os mais leves para a superfície e os mais pesados para o centro do planeta.
O que se acredita é que a Terra tenha cerca de 4,6 b.a. Contudo, a rocha mais antiga já
encontrada foi datada em 3,8 B.a. Por que, então, acredita-se que ela tenha uma idade maior? A idade
da Terra não é uma verdade absoluta e poderá mudar, para mais ou para menos, assim que as pesquisas
avançarem. No entanto sua idade foi baseada nas análises de meteoritos que caíram no planeta. Isso só
é possível pois, como foi visto acima, todos os corpos (planetas, estrelas, meteoros, satélites naturais)
que existem no espaço foram formados ao mesmo tempo, a partir do Big Bang. Assim, ao sabermos a
idade de qualquer um desse corpos podemos sabem a idade dos demais, incluindo a Terra.
Estes são os principais componentes do universo:
- Superaglomerados (conjuntos de aglomerados)
- Aglomerados (conjuntos de galáxias)
- Galáxias (conjunto de estrelas)
- Sistemas (conjuntos de estrelas, planetas, asteróides, etc...)
- Estrelas
- Planetas
- Asteróides
- Cometas
- Poeira
- Buracos negros
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O Sistema Solar
Nosso sistema solar fica na galáxia chamada Via Láctea e é formado por:
- estrela (1)
- planetas (8)
- satélites naturais
- asteróides
- cometas
- poeira
- gás
A CIÊNCIA ACREDITA QUE TODOS ESSES COMPONENTES SE FORMARAM AO
MESMO TEMPO.
O Sol:
Esta é nossa estrela. Suas principais características são:
- estrela de média grandeza
- está no centro do sistema solar
- tem cerca de 4,6 bilhões de anos
- permanecerá funcionando por mais 5 bilhões de anos
- seu final será uma anã branca/negra
- corresponde a 99,8% da massa de todo o sistema solar
- sua composição é principalmente de H (92%) e He (7,9%)
- seu raio é de cerca de 695 mil km (é mais de 100x o raio da Terra)
- a temp. na sua superfície é de cerca de 5500oC
- a temp. no seu núcleo é de cerca de 15 milhões oC
Planetas:
O sistema solar é formado por 8 planetas, sendo eles, em ordem de proximidade com o Sol:
MERCÚRIO, VÊNUS, TERRA, MARTE, JÚPITER, SATURNO, URANO, NETUNO
Observe que PLUTÃO não está mais entre os planetas, isso porque ele foi reavaliado e
algumas de suas características não combinavam com a nova definição de planeta, válida desde 2006.
Segundo essa nova definição um planeta é:
- um objeto em órbita do Sol;
- a órbita deve ser livre ao redor do Sol, ou seja, o planeta não pode correr o risco de se chocar contra
outro corpo celeste, como um asteróide ou outro planeta;
- deve ser grande o suficiente e ter massa suficiente para gerar uma força da gravidade que deixe ele
esférico (arredondado) ou próximo disso;
Segundo as novas análises PLUTÃO fere duas dessas características, pois é muito pequeno e
com pouca massa e não apresenta uma órbita livre, correndo o risco de se chocar com NETUNO e com
asteróides do cinturão de Kuiper.
TEXTO COMPLEMENTAR
Definição de planeta (do site http://www.astro.iag.usp.br/~dinamica/iau-planeta.html#plutao)
A União Astronômica Internacional em sua Assembléia Geral de 24 de agosto de 2006 aprovou
resolução segundo a qual um planeta é um corpo celeste que:
(a) está em órbita ao redor do Sol;
(b) tem forma determinada pelo equilíbrio hidrostático (arredondada) resultante do fato de que sua
força de gravidade supera as forças de coesão dos materiais que o constituem;
(c) é um objeto de dimensão predominante entre os objetos que se encontram em órbitas vizinhas.
Dessa definição resulta que o Sistema Solar possui apenas 8 (oito) planetas conhecidos: Mercúrio,
Venus, Terra, Marte, Júpiter, Saturno, Urano e Netuno. Plutão perde o status de planeta que lhe havia
sido atribuído por ocasião de sua descoberta como resultado de uma errônea avaliação de suas reais
dimensões.
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O item (c), responsável pela redução do Sistema Solar a 8 planetas tem uma base dinâmica muito clara.
Se dois corpos se formam em órbitas muito próximas uma da outra, a probabilidade de que subsistam é
mínima (mas a existência de planetas co-orbitais é matematicamente possível – existe mesmo a
suspeita de um caso desse tipo nos sistemas planetários extra-solares recém descobertos). O mais
provável é que venham a colidir. Por exemplo, um planeta que teria se formado entre a Terra e Marte
poderia ter colidido com a Terra nos primórdios do Sistema Solar gerando os detritos de que se formou
a Lua. Plutão existe em uma órbita que cruza a órbita de Netuno cuja estabilidade se deve ao fato de
ser um corpo pequeno. Fosse maior e o seu destino mais provável teria sido uma colisão com Netuno e
a sua destruição. É bom lembrar que um dos enigmas do Sistema Solar, o satélite Tritão (satélite de
Netuno), provavelmente resultou de um evento singular em que, um objeto semelhante a Plutão,
movendo-se em uma órbita ao redor do Sol, se aproximou de Netuno e foi capturado tornando-se um
satélite desse planeta.
Embora a definição adotada seja verborrágica, a realidade física que ela exprime é muito simples. São
planetas aqueles corpos do Sistema Solar que se formaram acretando, dentro da nebulosa solar
primitiva quase toda a matéria existente na vizinhança de suas órbitas. São corpos que se formaram
num período de relativa abundância local de matéria. Não são planetas aqueles objetos que, embora
também acretados dentro da nebulosa solar primitiva, não encontraram a abundância de matéria e as
condições dinâmicas que seriam necessárias para que atingissem as dimensões de outros objetos de sua
imediata vizinhança permanecendo em uma órbita estável.
O caso de Plutão
Em 1930 ocorreu um fato novo. Coroando uma exaustiva busca através do céu para descobrir um novo
planeta, Tombaugh descobriu Plutão, em uma órbita além da de Netuno. E Plutão foi aclamado como
tal. Mas, era Plutão realmente um planeta? O primeiro critério era óbvio. O movimento de Plutão
indicava tratar-se de um objeto em órbita ao redor do Sol. O segundo (o tamanho) não chegava a ser
contrariado. Plutão era um objeto brilhante e mesmo publicações respeitadas ainda indicavam, na
década de 60, que seria um planeta do mesmo tamanho que a Terra. (mas de menor massa e
densidade).
As coisas começaram a mudar em 1978, com a descoberta de Caronte, satélite de Plutão, por Christy.
O estudo do movimento de Caronte ao redor de Plutão permitiu determinar que a massa de Plutão é
apenas dois milésimos da massa da Terra. Mais tarde, o estudo das passagens de Caronte na frente de
Plutão permitiram determinar o diâmetro de Plutão: 2274 km. Plutão é maior do que os asteróides, mas
bem menor do que a Lua, cujo diâmetro é de 3476 km. Harrington, o astrônomo que fez a primeira
determinação moderna da massa de Plutão, em um workshop sobre satélites naturais apresentou sua
fala sob o título: "Plutão, asteróide 1930EX ou cometa P/Tombaugh ". O título exato que ele usou se
perdeu, mas a idéia era dizer que, dada sua pequena massa e os gelos que recobrem sua superfície,
Plutão poderia muito bem ser classificado como sendo um grande asteróide ou um cometa. (Plutão
certamente viria a apresentar uma atividade de tipo comentário, se aproximasse mais do Sol de modo a
permitir uma taxa elevada de sublimação dos gelos que o compõem.)
Como continuar chamando Plutão de planeta? Essa discussão teve início em seguida, com altos e
baixos de intensidade (ver Boletim da Sociedade Astronômica Brasileira, vol. 18, pp. 39-42, 1999).
Afinal, chamar Plutão de planeta não causava danos a ninguém e, continuar a chamá-lo de planeta
evitava semear confusão entre os estudantes e professores de todo o mundo de maneira desnecessária.
Essa foi a opinião que prevaleceu da última vez que se tentou mudar o seu status.
Existe uma divisão que se faz entre os planetas chamados de internos (ou terrestres) e externos. Veja
mais um pouco sobre eles na tabela abaixo:
PLANETAS INTERNOS
PLANETAS EXTERNOS
Júpiter, Saturno, Urano, Netuno
Quais
são Mercúrio, Vênus, Terra, Marte
eles?
SÓLIDOS
GIGANTES GASOSOS
Aparência
Pequena
Grande
Massa
Todos têm densidade próxima à da Todos têm densidade próxima à do Sol
Densidade
Terra
Poucos
Muitos
Satélites
Fina e rarefeita
Espessa e com muito H e He
Atmosfera
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Essa diferenciação existe, mesmo todos os planetas tendo se formado ao mesmo tempo e a
partir da mesma nuvem de gás. Isso porque no início da formação do sistema solar, quando o Sol
começou a funcionar, a temperatura aumentou muito e expulsou os gases mais leves da região ao seu
redor. Esse efeito foi sentido até depois da órbita de Marte e antes da órbita de Júpiter. Os gases
expulsos dessa região foram ajudar a formar os planetas mais distantes e que hoje são conhecidos
como gigantes gasosos.
Não existe certeza de como os planetas se formaram, mas algumas informações científicas
estão disponíveis e ajudam a formar as teorias que explicam esse fenômeno. Tudo começou com a
grande nebulosa que deu origem a todo o sistema solar. Como já foi escrito antes, no centro dessa
nebulosa começou a funcionar o Sol, há cerca de 4,6 bilhões de anos. Logo em seguida o que sobrou
de gás começou a se organizar na forma de anéis ao redor do Sol. Cada anel corresponde ao que hoje
conhecemos como a órbita dos planetas. Enquanto a temp. era muito alta os elementos químicos
permaneciam na forma de gases. Depois que a temp. baixou bastante esses gases se condensaram e
formaram partículas sólidas de vários tamanhos. Essas partículas colidiam (se chocavam) umas com as
outras por dois motivos: a) por acaso; ou b) porque já começava a haver a atuação da força da
gravidade que atraía as partículas. Esses choques eram em alta velocidade o que fazia com que as
partículas se juntassem, ou seja, sofressem fusão. Isso gerava o aumento do tamanho das partículas,
cada vez mais. Foi assim que, provavelmente, os planetas e asteróides e satélites naturais de formaram.
Quando os corpos formados por esse processo tinham de 1 a 5 km de diâmetro, eram chamados
planetésimos. Acima de 5 km, mas ainda em processo de formação, eram chamados protoplanetas.
No tamanho final são chamados planetas. ESSE PROCESSO É CHAMADO DE ACRESÇÃO
PLANETÁRIA.
COMPOSIÇÃO DA TERRA
Algumas informações gerais:
Forma: aproximadamente um elipsóide de rotação, uma esfera quase perfeita
diâmetro equatorial: 12.756.776m
diâmetro polar: 12.713.824m
maior elevação: monte Everest, no Himalaia, com 9km de altura
maior depressão: no oceano Pacífico, chamada fossa das Marianas (Filipinas), com 11km de
profundidade
densidade: maior no interior ( 5,5g/cm3), sendo que na superfície a média está entre 2,7 e 3,0.
Composição da Terra
Costuma-se diz que o nosso planeta é formado por 4 grandes conjuntos de elementos, também
chamados de Esferas. São eles a Litosfera (parte sólida e de fundamental interesse para a Geologia),
Hidrosfera (diferentes maneiras como a água aparece no planeta), Atmosfera (parte gasosa que
envolve o planeta) e Biosfera (organismos que habitam o planeta). Uma quinta esfera é atualmente
considerada como a Antroposfera, representada pelo homem e definida pela importância de suas
relações com a Terra.
Para conhecermos o planeta há dois tipos de abordagens possíveis: DIRETA (examinando materiais e
processos do próprio planeta) e INDIRETA (obtendo informações sem ter acesso ao interior do
planeta).
O acesso direto às informações do planeta nos mostra que, externamente, podemos encontrar rochas,
relevo, sedimentos, estruturas e processos que nos permitem conhecer melhor nosso planeta. Contudo,
somente essas observações são muito pouco para conhecermos nosso planeta em detalhe. Precisamos
de mais ajuda. Outra fonte de observação direta são os materiais que saem do interior e chegam à
superfície, tais como gases e magma vulcânico.
A maior parte dos conhecimentos provém de meios indiretos, uma vez que, de seus 6400 km de raio,
foram perfurados apenas 12 km (menos de 0,2%). Mas as grandes contribuições sobre o interior da
Terra provêm do estudo da propagação das ondas sísmicas originadas pelos terremotos. Os terremotos
ou tremores de terra surgem na tentativa do planeta em retomar seu equilíbrio interno, após alguma
mudança. Como será visto mais adiante, a superfície do planeta é dividida em algumas “peças”, como
se fosse um quebra-cabeças. Essas “peças”, chamadas em Geologia de Placas Litosféricas,
correspondem aos continentes e oceanos, e seus limites muitas vezes não são visíveis na superfície do
planeta, embora tenha vários quilômetros de espessura para o interior do planeta.
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Distribuição da Água
Recursos Hídricos
Quando falamos em recursos hídricos estamos nos referindo à água doce disponível no
planeta. De 100% da água disponível no planeta, 97,5% é salgada e 2,5% doce. Do total de água doce
68,9% está nas calotas polares, 29,9% nos aqüíferos, 0,3% nos rios e lagos e 0,9% em outros
reservatórios. Sendo assim, cerca de 1% da água doce é aproveitável pela humanidade.
APROVEITE AGORA PARA RELEMBRAR O CICLO DA ÁGUA
Se pensarmos no volume total de precipitação sobre o planeta como 100%, 60,5% dele
retorna à atmosfera como vapor por causa da evapotranspiração. O que sobra, 39,5% escoa pela
superfície ou infiltra no subsolo. Esse valor é que chamamos de EXCEDENTE HÍDRICO. Ele é
importante porque determina a quantidade de água disponível em determinada região. Claro que se
pensarmos em termos de planeta ou mesmo de Brasil, isso tudo vai depender do clima e das
características físicas do terreno. Por isso há a divisão do planeta e dos países em relação à abundância
de água em: REGIÕES FRIAS, ÚMIDAS, SUB-ÚMIDAS, SEMI-ÁRIDAS, ÁRIDAS E HIPERÁRIDAS.
Nove países no mundo detêm 60% da água doce mundial, sendo eles: BRASIL, RÚSSIA,
EUA, CANADÁ, CHINA, INDONÉSIA, ÍNDIA, COLÔMBIA, PERU.
Essas informações acima refletem uma característica natural do nosso planeta que é a má
distribuição dos recursos hídricos, o que depende do clima, da regularidade da precipitação, tipo de
terreno, etc.
Se colocarmos aqueles 39,5% de excedente hídrico em números mundiais teremos cerca de
47000 km3/ano. Destes, cerca de 9000 estão acessíveis ao consumo, 3500 estão armazenados em
represas e, portanto, cerca de 34500 km3/ano são difíceis ou caros de explorar.
Os principais modos de consumo da água doce disponível são nas atividades agrícolas,
industriais e consumo urbano. Mundialmente falando há diferenças muito grandes da quantidade
consumida entre as diferentes regiões e países. O fato concreto é que o aumento da população causa
aumento na demanda por água.
O Brasil concentra cerca de 53% da água doce da América Latina, tem 12% da vazão total
mundial de rios, tem uma precipitação média entre 1000 e 3000 mm/ano em mais de 90% do seu
território e sua maior bacia hidrográfica (área drenada pelo rio principal e seus afluentes), a do
Amazonas, tem 72% da vazão dos rios nacionais. Ainda assim há diferenças de água disponível entre
suas regiões.
Quais as atividade que causam mais impacto nos recursos hídricos de superfície? Sem
dúvida a extração descontrolada para abastecer cada vez mais gente e a contaminação por esgoto
urbano lixos e efluentes agro-industriais.
Por sua vez os recursos hídricos subterrâneos estão cada vez mais sendo usados para
abastecimento público. Por que? Ela apresenta um custo relativamente baixo de exploração e uma
ótima qualidade. Além do abastecimento público tem sido usada na agricultura, indústria e como
reserva estratégica em áreas de risco (como áreas propensas a terremotos e vulcanismo). Da mesma
forma que é usada por essas atividades, é também influenciada negativamente por elas.
Como acontece com a água de superfície, a subterrânea também tem uma distribuição
desigual no planeta, a medida que depende das rochas armazenadoras. Temos sempre que pensar em
um equilíbrio para sua utilização e manutenção, ou seja, a quantidade retirada nunca deve ser maior
que a quantidade que abastece (recarrega). Se a quantidade retirada for menor ou igual temos
equilíbrio. Se for maior temos uma superexploração que traz grandes problemas. Essa superexploração
tem ocorrido porque há um crescimento populacional, pela falta de planejamento e pela urbanização
(diminui a recarga porque impermeabiliza o solo).
Suas principais conseqüências são:
- diminuição na produção dos poços
- aumento no custo da exploração
- diminui ou acaba com a drenagem (rios e lagos) da região
- começa a haver contaminação do reservatório com água de menor qualidade ou mesmo
água salgada
- rebaixamento do terreno
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Um dos problemas mais sérios que afetam os recursos hídricos subterrâneos é a poluição. Ela
é causada por:
- áreas urbanas sem rede de esgoto
- atividades industriais
- resíduos sólidos (lixo)
- atividades agrícolas
- extrativismo mineral
- acidentes ambientais
- tanques enterrados
A proteção de reservatórios de recursos hídricos subterrâneos é feita através de dois pontos
de vista. O ponto de vista da quantidade da água estimula estudos e planejamento para saber quanto
tem, quanto recarrega para saber quanto pode gastar. Do ponto de vista da qualidade da água procurase fazer o controle do uso da terra pela restrição da ocupação do terreno ou pelo estabelecimento de
zonas com níveis diferentes de restrição ao redor dos poços ou fontes de abastecimento com diferentes
graus de restrição, chamado de PPP (perímetro de proteção do poço).
Fatores de Modificação do Planeta
Consideramos que a superfície do planeta, e uma pequena parte de seu interior, tem sido
constantemente modificada desde a origem do planeta. Existem duas categorias principais de agentes
modificadores do planeta que são os chamados agentes INTERNOS (ou endógenos) e agentes
EXTERNOS (ou exógenos) de modificação. Os primeiros correspondem a modificações geradas por
processos internos, alimentados pela energia fornecida pelo interior do planeta. Estão relacionados
com as formações de montanhas e tectônicas de placas. Os agentes externos atuam apenas na
superfície do planeta e são representados pelos chamados agentes de intemperismo e erosão, sendo que
a energia que causa essas modificações é a energia do Sol.
INTEMPERISMO: Qualquer tipo de rocha na superfície da Terra está disponível à ação dos agentes de
intemperismo. É importante compreender que não são modificações geradas no interior da Terra mas
sim na superfície. Pode ser definido como o conjunto de processos operantes na superfície do planeta
que ocasionam a decomposição (fragmentação e dissolução) das rochas e seus minerais, através da
ação de agentes atmosféricos e biológicos.
Como foi visto na aula sobre rochas sedimentares a Área Fonte sofria ação dos agentes de
intemperismo e gerava o manto de intemperismo (ou regolito). Isso é particularmente verdade para
regiões sob influência de clima equatorial, tropical e temperado úmido, onde existe abundância de
água e temperaturas variáveis ao longo do ano. Com essas condições as rochas são destruídas mais
rapidamente. Em locais onde ocorrem condições mais homogêneas de clima, especialmente com a
ausência de água, como nas regiões áridas frias e quentes, o intemperismo também está presente, mas
em uma taxa muito menor. O conceito de intemperismo muitas vezes é acompanhado pelo de erosão.
Contudo, não devem ser confundidos.
EROSÃO: é transporte; é a remoção feita por algum agente de transporte (ex. água, vento, gelo) do
material resultante do intemperismo. Desta forma, o intemperismo causa a decomposição da rocha e a
erosão elimina o material intemperisado.
AGENTES DE INTEMPERISMO
Þ FÍSICOS: causam fragmentação das rochas
Þ QUÍMICOS: causam dissolução das rochas
Þ BIOLÓGICOS: causam fragmentação e dissolução das rochas
IMPORTANTE
Fragmentação: Quebra de uma rocha em pedaços menores;
Dissolução: destruição de uma rocha por reações químicas;
1) AGENTES FÍSICOS: todo tipo de atividade mecânica, mas que não envolve animais nem plantas, e
que causa fragmentação em uma rocha. P.Ex.: a) crescimento de minerais em fendas de rochas; b)
crescimento de gelo em fendas de rochas; c) variação de temperatura ao longo do dia causando
dilatação e contração dos minerais da rocha, criando regiões de fraqueza e despregando pedaços da
rocha original (esfoliação esferoidal é como ocorre a fragmentação em granitos submetidos à variação
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diária e constante da temperatura, pois esta rocha tem minerais diferentes de diferentes tamanhos e que
respondem diferentemente à variação da temperatura, gerando uma fragmentação na rocha que a deixa
arredondada), d) impacto de partículas de sedimento como areia que são transportados pela água ou
pelo vento, e) impacto direto da água.
2) AGENTES QUÍMICOS: Representados, principalmente, pela ação direta da água e por soluções
geralmente ácidas.
3) AGENTES BIOLÓGICOS: Um exemplo típico deste tipo de intemperismo é a ação das raízes de
vegetais que penetram nas fendas das rochas. Ao crescerem, aumentam de comprimento e diâmetro e
forçam as paredes da fenda, causando a fragmentação da rocha. Sim, este é um processo físico de
fragmentação, mas como é causado por um vegetal, é colocado em uma categoria diferente de
intemperismo. Outros processo biológico importantes dizem respeito à produção de ácidos húmicos
(proveniente da decomposição da matéria orgânica) e ação de fungos e bactérias (produzem ácidos que
decompõem as rochas).
A intensidade da atuação do intemperismo varia de acordo com 3 fatores principais:
a) Condições climáticas: as condições climáticas governam, basicamente, a água e a temperatura, 2
elementos imprescindíveis para o intemperismo. Como comentado acima, regiões sob climas tropicais,
equatoriais e temperados úmidos, que têm grande disponibilidade de água, apresentam intemperismo
muito elevado.
b) Propriedades dos materiais: A composição das rochas que sofrerão o intemperismo pode controlar
(acelerar ou retardar) sua decomposição. Por exemplo, a sílica, presente em muitas rochas, é um
elemento muito estável e resistente, sendo dificilmente decomposto, a não ser que sofra atuação de
água bastante ácida. Desta forma, rochas com muita sílica (= granito) são dissolvidas mais lentamente.
Por outro lado, rochas sedimentares ou ígneas que não tenham muita sílica são mais facilmente
intemperisadas. Os basaltos, por exemplo, quando sofrem intemperismo, têm seus minerais de Ferro
oxidados, formando a chamada “terra roxa”, solo avermelhado e muito importante para a agricultura.
c) Variáveis locais: Algumas condições localmente distribuídas podem regular o intemperismo. A
cobertura vegetal pode barrar a água das chuvas ou mesmo direcioná-las para outros locais, impedindo
que a água atinja diretamente ou em maior quantidade a rocha. Da mesma maneira, a atividade de
organismos pode retirar a cobertura vegetal de uma área e torná-la mais exposta ao intemperismo.
Ainda, a posição topográfica das rochas (=relevo), controla o intemperismo, uma vez que a água, por
exemplo, escorre e é drenada das regiões altas (laterais de uma montanha) ficando mais tempo em
contato com as rochas que estão em regiões mais baixas (na base da montanha).
Constantemente meteoros atingem a Terra. Muitas vezes podem ser observados e inclusive coletados e
analisados. Recentemente um meteoro foi notícia por ter sido avistado por inúmeras pessoas e ter se
transformado em um espetáculo para os catarinenses. Leia abaixo:
Meteoro se torna espetáculo no céu catarinense
17 de março de 2009
Terra Notícias
Por: Paulo Varella, de Porto Belo (SC), e Vagner Cano, de São Paulo (SP),
Um espetáculo de curta duração foi visto por poucos em Santa Catarina na madrugada de sábado. Ao
cruzar o céu do município de Porto Belo (SC), um meteoro deixou um rastro de luz que ficou visível
por um período de aproximadamente 15 segundos.
O fenômeno, popularmente conhecido como estrela cadente, trata-se da entrada de pedaços de rocha
que vagam pelo sistema solar na atmosfera da Terra. Esses corpos, chamados de meteoróides no
espaço, passam a se chamar meteoros ao atingir a atmosfera terrestre.
Em contato com os gases da atmosfera, o meteoro atinge a temperatura de 650°C e começa a queimar,
tornando-se luminoso. Na maioria dos casos, a queima resulta na sua desintegração completa. "Quando
o rastro luminoso termina, a queima se encerrou", explica o físico Marcomede Rangel, do
Observatório Nacional do Rio de Janeiro.
Se a atmosfera da Terra não é suficiente para queimar integralmente o meteoro, ele cai no solo e passa
a ser chamado de meteorito. O meteoro visto no município do litoral de Santa Catarina no fim de
semana possuía 20 cm de diâmetro e peso de 30 kg, conforme estimativas do físico do Observatório
Nacional.
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Como conhecer o Interior da Terra
Para conhecermos o planeta há dois tipos de abordagens possíveis: DIRETA (examinando materiais e
processos do próprio planeta) e INDIRETA (obtendo informações sem ter acesso ao interior do
planeta).
O acesso direto às informações do planeta nos mostra que, externamente, podemos encontrar rochas,
relevo, sedimentos, estruturas e processos que nos permitem conhecer melhor nosso planeta. Contudo,
somente essas observações são muito pouco para conhecermos nosso planeta em detalhe. Precisamos
de mais ajuda. Outra fonte de observação direta são os materiais que saem do interior e chegam à
superfície, tais como gases e magma vulcânico.
A maior parte dos conhecimentos provém de meios indiretos, uma vez que, de seus 6400 km de raio,
foram perfurados apenas 12 km (menos de 0,2%). Mas as grandes contribuições sobre o interior da
Terra provêm do estudo da propagação das ondas sísmicas originadas pelos terremotos. Os terremotos
ou tremores de terra surgem na tentativa do planeta em retomar seu equilíbrio interno, após alguma
mudança. Como será visto mais adiante, a superfície do planeta é dividida em algumas “peças”, como
se fosse um quebra-cabeças. Essas “peças”, chamadas em Geologia de Placas Litosféricas,
correspondem aos continentes e oceanos, e seus limites muitas vezes não são visíveis na superfície do
planeta, embora tenha vários quilômetros de espessura para o interior do planeta.
Uma placa sempre está em contato com outra e cada uma tem um movimento próprio. Os locais onde
esse contato acontece são as mesmas áreas que vão suportar sua movimentação, que pode ser vertical
(uma sobre a outra) ou horizontal (uma deslizando ao lado da outra). Esse movimento não é rápido e
nem é visível no nosso dia-a-dia. Com o passar do tempo, as placas vão tentando se movimentar mas o
contato entre elas impede que isso aconteça. O que se observa é o aumento do esforço de uma placa
em relação à outra, sem haver movimento. Nesses casos, o que está havendo é um acúmulo de pressão,
que vai aumentando cada vez mais com a continuação dos esforços entre as placas. No entanto, ao
romper o ponto de resistência das rochas que formam as placas, ocorre o alívio de pressão na forma de
movimento, e este é o terremoto. Essa é uma das maneiras de acontecer o terremoto.
Mas seja lá qual for a maneira como o terremoto aconteceu, se resultado é quase sempre o mesmo. Ao
ocorrer o terremoto, 2 tipos principais (“P” e “S”) de ondas sísmicas (ou abalos sísmicos) são gerados,
surgindo a partir do centro do terremoto (ou hipocentro) e se propagando para todos os lados, de
maneira concêntrica, em direção à superfície. Portanto, um mesmo terremoto produz sempre os dois
tipos de ondas. Quando as duas ondas chegam à superfície do planeta geram um terceiro tipo de onda
(“L”) que se espalha pela superfície, sendo mais forte quanto mais próxima estiver do centro do
terremoto. As características das ondas seguem abaixo:
1) Ondas Primárias (P): ondas longitudinais, de pequena amplitude, semelhantes às ondas sonoras;
aumenta ou diminui a velocidade de propagação de acordo com o aumento ou diminuição da densidade
das rochas que formam o interior da Terra; em camada líquida ocorre refração e reflexão
2) Ondas Secundárias (S): ondas transversais; aumenta ou diminui a velocidade de propagação de
acordo com o aumento ou diminuição da densidade das rochas que formam o interior da Terra, não se
propagam em meio líquido ou gasoso.
3) Ondas Longas (L): ondas que se propagam pela superfície do planeta apenas quando as ondas P e S
atingem essa superfície;
CONSTITUIÇÃO INTERNA DO GLOBO
Como as ondas sísmicas podem nos ajudar a conhecer o interior do planeta? É justamente
observando suas características que conseguiremos entender esta ligação. A velocidade de propagação
das ondas sísmicas mostra pronunciadas mudanças no interior da Terra, devido à diferença de
densidade dos materiais que elas atravessam. Revelam uma estrutura interna concêntrica para o planeta
(veja descrição das camadas abaixo). Outra característica importante é que as ondas “S” não se
propagam em fluidos (gases e líquidos) e, por isso, em algumas partes do interior do planeta elas
desaparecem, mostrando que uma camada líquida ou gasosa estava em seu caminho durante a
propagação. Dessa forma, estudando o comportamento das ondas em diferentes materiais e observando
sua velocidade, refração e reflexão, pôde-se estabelecer a estrutura interna do planeta como segue
abaixo:
8
1) Crosta
Podemos reconhecer dois tipos diferentes: continental e oceânica. A Crosta Oceânica tem entre 5 e 10
km de espessura e é composta principalmente por rochas ricas em Silício e Magnésio (SiMa). Já a
Crosta Continental tem entre 30 e 80 km de espessura e suas rochas são bastante variadas em tipos e
densidade, tendo como principais constituintes o Silício e Alumínio (SiAl). Sendo assim, sabemos que
a crosta se inicia na superfície do planeta, mas não podemos dizer que ela sempre vai até uma mesma
profundidade, pois ela é muito variável. Logo abaixo da Crosta tem início o manto. O limite entre
Crosta e Manto é chamado DESCONTINUIDADE DE MOHOROVICIC (lê-se MO-RRO-RO-VICIC ou simplesmente MORRÔ).
2) Manto (superior + zona de baixa velocidade, transicional e inferior)
Inicia-se logo abaixo da crosta. Portanto seu limite superior está em profundidades variáveis, e
estende-se até 2900km de profundidade. Sua constituição é rica em óxidos e sulfetos, quase
homogenia, e a densidade dos materiais aumenta conforme a profundidade aumenta. O manto pode ser
dividido em algumas partes, como segue:
- Manto Superior: em contato com a crosta e estendendo-se até 400km de profundidade;
- Manto Transicional: entre 400 e 650km;
- Manto Inferior entre 650 e 2900km;
É importante destacar uma região diferenciada dentro do manto superior. No intervalo de 100 a
200km de profundidade, o material que forma o manto (óxidos e sulfetos) passa a apresentar uma
notável mudança de estado físico, passando de material sólido mais denso para material em fusão
parcial menos denso, ou seja, não é líquido, mas se tornou bastante maleável. Essa camada, com
100km de espessura, é chamada de Astenosfera ou Zona de Baixa Velocidade. Recebeu esse nome
porque as ondas sísmicas, ao atravessá-la, diminuem a velocidade porque esta é uma zona de
densidade menor do que nas rochas sólidas. No manto inferior, entre 2600 e 2900km de profundidade,
alguns estudiosos identificam uma camada de transição entre as condições do manto e aquelas que
serão encontradas no núcleo e, chamam essa camada de Camada D.
Logo após o manto tem início o núcleo. O limite entre Manto e Núcleo é chamado
DESCONTINUIDADE DE GUTEMBERG (está sempre a  2.900 km de profundidade).
3) Núcleo (externo e interno)
As características que são mais importantes sobre o núcleo dizem respeito à sua composição, onde
predomina Níquel e Ferro, e ao estado físico de cada parte, sendo que o Núcleo Externo (entre 2900 e
5100km) é líquido e com densidade aumentando para o interior, e o Núcleo Interno (entre 5100 e
6400km) é sólido e com densidade constante.
Agora que já conhecemos a organização interna do planeta, surge uma questão: o que é a
Litosfera? Muitas vezes aprendemos e ensinamos que Litosfera é a porção mais superficial da Terra,
um sinônimo de superfície ou de crosta. Contudo, para a Geologia, Litosfera é um pouco mais.
Corresponde a tudo o que está acima da Astenosfera (ou Zona de Baixa Velocidade), ou seja,
corresponde à Crosta (Oceânica + Continental) e à parte do Manto Superior que está acima da
Astenosfera (ou seja, do seu início até 100km de profundidade, onde começa a Astenosfera). Portanto,
se analisarmos apenas o estado físico das partes, veremos que a litosfera é uma camada superficial
sólida apoiada (alguns dizem “flutuando”, embora não seja a forma mais correta) sobre uma camada
mais maleável que é a Astenosfera. Assim, qualquer alteração que ocorra na Litosfera pode ser
acomodada pela Astenosfera, mantendo o equilíbrio do planeta.
Portanto, a medida que adentramos mais e mais no interior do planeta, com exceção de
pequenas porções, a pressão, densidade e temperatura aumentam. Temos, então, o Grau Geotérmico
que está relacionado com o aumento da temperatura em direção ao centro da Terra e, mais
detalhadamente, significa o número de metros em profundidade na crosta terrestre necessários para
haver o aumento de temperatura de 1C (valor normal=30m). Mas de onde vem esse calor no interior
da Terra? Em parte ele é o que sobrou do calor gerado durante o processo de formação do planeta
(acresção). Adicionalmente, existem elementos químicos chamados isótopos no centro da Terra que
liberam muita energia e fazem a temp. aumentar.
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Vamos discutir uma questão. Algumas pessoas não acreditam que o interior do planeta seja da
maneira que acabamos de ler. Isso porque não aceitam que se possa conhecer o interior do planeta sem
ter ido até lá, sem ver os materiais que lá estão. O fato é que o homem só tem acesso a materiais das
partes mais profundas do planeta quando estuda uma erupção vulcânica. Sendo assim é uma vontade
antiga do homem poder ir pessoalmente ao interior do planeta. Para isso, existem algumas propostas
mas ainda não são possíveis de serem realizadas.
TEXTO COMPLEMENTAR
Cientista propõe enviar uma sonda ao centro da Terra
As dúvidas do projeto faraônico criado pelo planetólogo David Stevenson, Hervé Morin escreve de
Pasadena, EUA, para 'Le Monde': David Stevenson, um planetólogo neozelandês, atropelou o mundo
da geologia ao propor lançar uma sonda não na direção do cosmos, e sim dentro do núcleo central do
nosso planeta. No entanto, o seu projeto, faraônico, ainda comporta algumas incertezas.
'Enquanto era julgada ridícula na origem, a idéia passou a ser considerada como improvável. Trata-se
de um progresso considerável!'
Em meio à mixórdia do seu escritório no Caltech (Instituto de Tecnologia da Califórnia) de Pasadena,
o planetólogo David Stevenson não esconde a sua satisfação diante do efeito produzido pela sua
'modesta proposta', apresentada em 15 de maio na revista 'Nature' (...). Esta consiste em nada menos do
que fazer afundar até o centro da Terra uma sonda imersa dentro de uma enorme bolha de ferro em
fusão! Esta 'proposta' não passou desapercebida nos laboratórios de geologia, onde as idéias
revolucionárias não costumam surgir com tanta freqüência assim.
'É verdade que os geólogos até então não tinham refletido seriamente sobre a maneira de ir até o centro
da Terra. Eles consideram esse tipo de projeto como caro demais, ou difícil demais para ser realizável',
constata David Stevenson, um neozelandês que chegou no Caltech em 1980. 'Mas os especialistas em
ciências espaciais têm um outro jeito de pensar sobre essas coisas', acrescenta. 'Houve investimentos
enormes por causa da competição entre o Leste e o Oeste. Entre essas disciplinas, existe uma diferença
notável de meio-ambiente e de atitude em relação ao que é possível fazer'.
O pesquisador, um especialista na formação dos planetas do sistema solar, inspirou-se nesse modo de
pensar desinibido para criar o seu projeto. Foi um filme lançado recentemente, intitulado 'Fusion - The
Core' (de John Amiel, 2001), contando a história de uma expedição científica a caminho do centro da
Terra, que o levou a formular dentro de parâmetros científicos esta idéia sobre a qual ele vinha
refletindo há vários anos. 'Um agente da produtora Paramount entrou em contato comigo para que eu
respondesse às questões científicas levantadas pelo filme', conta o geólogo. 'Achei que isso poderia ser
bastante divertido. Escrevi o artigo inteiro num único dia de dezembro'. Mais tarde, os cálculos foram
revistos e afinados, mas o essencial do projeto já estava definido: produzir uma fissura na superfície da
Terra, nela fazer escorrer 100 mil toneladas de metal derretido, cuja massa, simplesmente pelo efeito
da gravidade, prolongaria este rasgo, arrastando dentro dela uma sonda do tamanho de uma toranja 'ou de um melão, ou de um abacaxi', brinca o pesquisador -, capaz de efetuar medições e de transmitilas por meio de ondas acústicas.
Esta cápsula subterrânea poderia alcançar o centro da Terra em uma semana, uma vez que a gravidade
faria '99,99% do trabalho'. Trata-se de acelerar o fenômeno da 'síndrome da China' evocada no filme
epônimo e premonitório que precedera por pouco o acidente da central nuclear de Three Mile Island
(TMI), em 1979. Felizmente, o núcleo em fusão do reator de TMI não chegou a derreter nem a
penetrar no solo. Um processo similar suporia uma viagem que demoraria 'milhares de anos ou mais',
nota David Stevenson.
O princípio que ele pretende pôr em prática é exatamente o fenômeno inverso das fissuras que
permitem à lava em fusão de ser expulsa pelos vulcões. Menos densa que o meio-ambiente no qual ela
evolui, esta sobe até a superfície, enquanto a bolha de metal de Stevenson se aproveitaria do fenômeno
contrário. Uma das teorias em voga estipula que o centro metálico da Terra teria se formado em função
desse mecanismo - mas o pesquisador não está convencido de que as coisas tenham acontecido
efetivamente dessa forma.
Por enquanto, a sua proposta deixa entusiasmados muito mais os leigos do que os especialistas, os
quais 'não estão se mostrando tão críticos assim, porém não estão dando pulos de impaciência, gritando
que é preciso pô-la em prática imediatamente', comenta Stevenson. O pesquisador lembra de uma
conversa a esse respeito que ele teve com o antigo ministro francês da pesquisa científica, Claude
Allègre, por ocasião de um congresso recente. 'Ele parecia pensar que a idéia de base tinha lá o seu
mérito. Talvez não para ir até o centro, mas para explorar algumas dezenas de quilômetros', conta.
10
Mas será que esta idéia é simplesmente realizável? O pesquisador não vê problemas em reconhecer
que a primeira fase de sua experiência, que consiste em induzir a fissura, continua sendo o aspecto que
apresenta as maiores dificuldades dentro do projeto como um todo. Ele lamenta hoje ter sugerido a
utilização de bombas nucleares - uma ferramenta experimental pouco popular - ao passo que 'não há
nenhuma certeza de que seja preciso recorrer a explosivos'. Ele não alimenta qualquer ilusão sobre a
perspectiva de ver a sua proposta ser implementada nos próximos anos.
'Ela não passa de uma semente, que poderia ser retomada dentro de dez anos', acredita. Será que ele
quis simplesmente ser considerado como um dos grandes visionários da história das ciências? 'Quem
sabe?', responde.
'Bem que Arthur C. Clarke descreveu estações espaciais, muito tempo antes que elas sejam realizadas'.
É possível que o seu artigo seja acima de tudo um piscar de olho malicioso dirigido aos seus
antecessores, entre os quais o autor de '2001: Uma Odisséia no Espaço'.
A sua proposta é absolutamente séria, mas a razão principal que o levou a formulá-la 'foi o prazer, o
divertimento', reconhece. 'É muito possível que ela não seja simplesmente realizável'. Assim como era
a 'modesta proposta' de Jonathan Swift (1729), da qual ele confessa ter retomado cientemente o título.
Com efeito, num ensaio irresistível de tão engraçado, o autor de 'Gulliver' sugeriu, como quem não
quer nada, que se poderia resolver os problemas de pobreza da população miserável da Irlanda
vendendo as suas crianças como carne de abatedouro!
Em busca do 'moho'
Em várias oportunidades, os cientistas tentaram perfurar a superfície terrestre oceânica e continental
para estudar a sua composição, e alcançar a descontinuidade do 'moho'. Trata-se de uma zona de
mudança de velocidade das ondas sísmicas, situada entre a crosta terrestre e o manto, e que se encontra
a 10 quilômetros de profundidade debaixo dos oceanos, e entre 30 e 80 quilômetros debaixo dos
continentes. O 'moho' foi descoberto no início do século 20 pelo geólogo iugoslavo Andija
Mohorovicic. Até hoje, a perfuração continental mais profunda foi realizada pelos soviéticos, na
península de Kola, em 1989. Embora tivessem alcançado a profundidade de 12 quilômetros, eles
contudo não conseguiram chegar até o 'moho'. Mais tarde, os alemães tentaram a mesma experiência
em Windischeschenbach, no Alto Palatinado, mas só conseguiram alcançar a profundidade de 9.101
metros, em 1994. As perfurações oceânicas, tais como a do projeto americano Joides, alcançaram por
sua vez profundidades muito mais modestas.
(Tradução: Jean-Yves de Neufville) (Le Monde, Uol.com/Mídia Global, 5/8)
Terremoto mata 207 e deixa 100 mil desabrigados na Itália
Do UOL Notícias
Em São Paulo
Ao menos 207 pessoas morreram e outras 1.500 ficaram feridas em decorrência do terremoto de 6,3
graus na escala Richter que atingiu a região de Abruzzo, no centro da Itália, na madrugada desta
segunda-feira (6), segundo confirmou o premiê italiano, Silvio Berlusconi. O primeiro-ministro
informou nesta terça-feira (7), que 17 corpos ainda não foram identificados.
O epicentro do tremor, que ocorreu às 3h32 desta segunda (horário local), 22h32 de domingo (horário
de Brasília), foi localizado a 10 quilômetro de L'Aquila, 68 quilômetros a oeste da cidade de Pescara e
95 km ao nordeste de Roma. O Instituto de Geofísica dos EUA afirma que a magnitude do tremor foi
de 6,3 graus, no entanto, o Instituto Nacional de Geofísica da Itália diz que foi de 5,8 graus.
Equipes de resgate usaram escavadeiras e as próprias mãos na busca por sobreviventes. Mais de 24
horas depois de que o tremor sacudiu a região, equipes de emergência retiraram dois estudantes na
manhã
desta
terça-feira
dos
escombros
de
prédios
em
L'Aquila.
Cerca de 100 pessoas foram retiradas dos escombros. Mas com muitos ainda desaparecidos a Defesa
Civil diz que as esperanças de encontrar mais alguém com vida diminui a cada hora.
A imprensa estima entre 10 mil e 15 mil o número de edifícios atingidos pelo terremoto, entre eles
prédios novos e construções do século 15.
11
Dinâmica da Terra
A DERIVA CONTINENTAL
Conceito: Teoria proposta por Alfred Wegener, segundo a qual os continentes já estiveram unidos em
massas continentais bem maiores e teriam sofrido fragmentação, sendo afastados ,com o tempo, de
modo que suas formas e posições modificaram-se até atingirem a configuração atual.
- Argumentos que suportaram a proposta de Wegner:
Alfred Wegner era um meteorologiasta alemão que teve oportunidade de viajar por muitos
locais ao redor do mundo, no início do século 20. Depois de percorrido uma grande quantidade de
locais principalmente no hemisfério sul Wegner havia recolhido uma quantidade grande de
informações que fizeram com que ele pensasse mais seriamente sobre suas idéias de comportamento
dos continentes. As principais informações utilizadas por Wegner para justificar suas idéias foram:
Þ de caráter paleoclimático
observação de rochas sedimentares e ígneas, com cerca de 300 milhões de anos de
idade, em regiões tropicais da América do Sul, África, Austrália, Antártica e Índia; análise e
interpretação das rochas sedimentares chamadas de tilitos revelou características dessa rocha que
indicam que teriam sido geradas pela ação direta do gelo e, portanto, em clima Glacial; como isso é
possível, considerando a posição tropical atual desses continentes?
Þ de caráter paleontológico
foram coletados fósseis de animais (p.ex., répteis, bivalves) e plantas na América do
Sul, África, Austrália, Antártica e Índia. Os principais fósseis analisados diziam respeito a folhas e
troncos de Glossopterídeas (gimnospermas) e restos esqueléticos de répteis mesossaurídeos (lagartos
aquáticos) e outros répteis terrestres; esses fósseis têm mais de 250 milhões de anos e estão extintos
atualmente; as Glossopterídeas, apesar de um elemento comum da flora da época, apresenta restrita
capacidade de propagação; os répteis mesossaurídeos, apesar de terem andado na contra-mão da
evolução, uma vez que voltaram a ocupar o ambiente aquático como seus antepassados (anfíbios), não
eram excelentes nadadores; a comparação entre os fósseis da América do Sul e da África mostrou
tratar-se dos mesmos mesossaurídeos; as glossopterídeas foram encontradas em todos os continentes
examinados; como isso é possível?
Þ de caráter sedimentológico
foram analisadas seqüências de rochas na América do Sul, África, Antártica, Índia e
Austrália; as idades das rochas foram sugeridas como sendo superiores a 200 milhões de anos; as
rochas da base da seqüência eram iguais (em ordem e características) e comuns a todos os continentes;
a partir de um determinado momento, rochas com idade estimada de 150 milhões de anos passaram a
se diferenciar na Austrália e Índia; este fato se repetiu para rochas mais jovens da seqüência, e para
outras localidades examinadas, até que todas as seqüências passaram a ter rochas diferentes; como isso
é possível?
De acordo com a proposta de Wegner, para todas as perguntas acima a solução mais satisfatória é
aquela que coloca todas as massas de terra (da América do Sul, África, Austrália, Antártica e Índia)
unidas. Dessa maneira essas localidade que hoje aparecem distantes geograficamente poderiam ter tido
ambientes parecidos que tinham as mesmas condições ambientais. Assim, a rocha sedimentar de
origem glacial que é chamada de tilito teria se formado a partir de uma mesma época glacial que
atingiu todos os continentes analisados. A mesma coisa para as plantas e répteis fósseis, que não
poderiam, de acordo com suas características morfológicas, terem atravessado os oceanos e se
distribuído pelos continentes. A única maneira de poderem ser encontrados em locais tão distantes é se,
um momento no passado, esses locais já tiverem estado mais próximos e com condições ambientais
iguais. Por fim, os argumentos estratigráficos, onde a seqüência de rochas vai mudando aos poucos
entre as áreas analisadas marca os momentos em que os continentes estão se separando e novas
condições ambientais passam a predominar entre eles, gerando rochas com características diferentes.
Wegener propôs como mecanismo para a movimentação dos continentes a “Fuga dos Pólos”,
que levava em conta o peso e volume dos continentes e o movimento de rotação da Terra. Foi rejeitado
pelos demais pesquisadores, e sua teoria de movimentação dos continentes foi momentaneamente
esquecida.
Depois de muitos anos, mais ou menos na metade do século 20, as idéias de Wegner receberam
valiosas contribuições. Inicialmente foram as observações dos pesquisadores Du Toit e Homes:
12
Þ Du Toit: Demonstrou que os dados geológicos de Wegner estavam corretos (publicou o livro
“Nossos continente errantes”).
Þ Reagrupou corretamente o supercontinente a partir de mapas mais precisos e propôs que o melhor
arranjo dos continente seria obtido a partir da plataforma continental que está a duzentos metros de
profundidade dentro do oceano, e não a partir da linha de costa. Hoje em dia já se sabe que um ajuste
melhor ainda é conseguido nos 1000 metros de profundidade.
Þ Homes: correntes de convecção do manto seriam responsáveis pelo movimento dos continentes.
Þ Escreve “Principles of Physical Geology” (1944)
É importante notar que os inúmeros avanços tecnológicos ocorridos na última metade do
século passados permitiram a descoberta e análise de informações que acabaram por dar suporte
adicional à idéia inovadora de Wegener.
Principais evidências que suportam a teoria da tectônica de placas
1)
ajuste dos contorno dos continentes: o melhor ajuste do contorno dos continentes é feito pelo
relevo que está submerso, no limite da plataforma continental, a cerca de 200 metros de profundidade;
Atualmente sabe-se que o melhor ajuste é feito por volta dos 1000 metros de profundidade.
2)
correntes de convecção: o mecanismo correto que explica a movimentação das placas foi sendo
aperfeiçoado ao longo do tempo e hoje sabe-se que parte do processo envolve o manto superior e até o
núcleo externo;
3)
expansão do assoalho oceânico ou dorsal meso-oceânica: foram identificadas as cadeias mesooceânicas, que são locais no oceano onde o magma basáltico do interior da Terra atinge a superfície,
resfria e solidifica passando a fazer parte do assoalho oceânico; as rochas ígneas do fundo oceânico
(portanto da corsta oceânica) são progressivamente mais velhas quanto mais distantes da cadeia mesooceânica, o que mostra sua constante formação com o passar do tempo;
4)
datação radiométrica das rochas: a descoberta da radioatividade no final do século 19 e início do
20 permitiu que as rochas fossem datadas e sua idade expressa em números. Existem duas maneiras de
se expressar a idade de uma rocha. A mais utilizada e que tem maior precisão é obtida a partir de
datação radiométrica (isótopos instáveis) e só pode ser feita em rochas ígneas. É expressa na forma de
anos, milhões de anos, bilhões de anos, etc. Outra expressão da idade das rochas pode ser através da
idade relativa, ou seja, uma estimativa da idade de formação de determinada camada ou de
determinado objeto (como um fóssil), a partir de uma idade que já se conhece e foi obtida por datação
radiométrica. É expressa na forma de: a camada W é mais antiga do que a camada F. ou o fóssil RR é
mais novo do que o fóssil FT. Através dessa metodologia foi possível identificar que as idades dos
basaltos do fundo oceânico eram mais antigas quanto mais distante da dorsal meso-oceânica. Além
disso, foram analisadas rochas ígneas do nordeste-norte brasileiro e do oeste-norte da África; foram
datadas rochas ígneas a partir do litoral em direção ao interior, nos dois continentes; a idade geral das
rochas foi fixada como sendo Pré-Cambriana, ou seja, a mais de 570 milhões de anos atrás; outro fato
importante é que as rochas do litoral, dos dois continentes, apresentaram a mesma idade, e conforme
iam datando rochas mais do interior dos continentes, viam que rochas com mesma distância do litoral
tinham idades equivalentes.
5)
ANOMALIAS MAGNÉTICAS: depois de datarem as rochas por todo o globo passaram a
investigar um aspecto chamado paleomagnetismo. Isso porque os minerais de ferro, abundantes nos
magmas que formam as rochas ígneas extrusivas, sempre se formam apontando para o norte magnético
do planeta. Quando observaram as rochas com muitos minerais de ferro viram duas situações
diferentes: 1) rochas em diferentes partes do mundo, e com diferentes idades, tinham os minerais de
ferro apontando para direções diferentes. Isso se constitui uma anomalia pois todas deveriam apontar
para a mesma direção, ou seja, o norte magnético da Terra. A solução para essa anomalia é que quando
essas rochas se formaram os minerais apontavam para o norte magnético, mas com o passar do tempo
e a movimentação dos continentes elas mudaram de local; 2) outra anomalia foi observada nas rochas
ígneas do tipo basalto que formam o fundo dos oceanos. Ao examiná-las foi verificado que a partir da
dorsal meso-oceânica seguindo para os lados, haviam faixas de rochas basálticas com minerais de ferro
apontando para o norte e em seguida outra faixa de minerais de ferro apontando para o sul. Essas
faixas se alternavam muitas e muitas vezes. É conhecido como o padrão zebrado de anomalia
magnética. Ele indica que conforme o fundo dos oceanos é formado os minerais de ferro apontam para
13
onde está o campo magnético da época. Sabe-se hoje que o campo magnético da Terra se inverte de
tempos em tempo, por razões ainda não totalmente conhecidas. Isso tudo combina com uma situação
onde os continentes estão se afastando, confirmando a teoria da Tectônica Global.
Tectônica de Placas ou Nova Tectônica Global
Þ Definição: “Grupo de conceitos sobre as complexidades da crosta terrestre e suas interações com as
placas litosféricas”. Está fundamentada nos argumentos corretos da Deriva Continental e da expansão
do assoalho oceânico.
Os aspectos das Placas litosféricas
Placas Litosféricas: a superfície da Terra, formada pela crosta, é dividida em placas que se
movimentam no tempo e no espaço, e sendo constantemente geradas e destruídas; são
aproximadamente 12; uma placa litosférica pode conter apenas crosta oceânica, apenas crosta
continental ou combinação de crosta oceânica e continental (mais comum). A diferença de composição
entre as placas acarreta diferenças nas densidades e diferentes comportamentos frente aos choques
resultantes das colisões entre as placas;
Limites entre as placas litosféricas: uma placa está sempre em contato com a outra, e esse contato
pode se dar por 3 maneiras diferentes:
O
a) limites divergentes: correspondem sempre às cadeias meso-oceânicas, onde o assoalho
oceânico, portanto rocha basáltica e, portanto, crosta oceânica, está em formação, promovendo a
separação ou afastamento das placas;
O
b) limites convergentes: neste limite as placas, que podem ter mesma composição ou
composições diferentes, entram em choque por estarem se deslocando em direções opostas; quando
isso ocorre, a placa mais densa, geralmente basáltica, mergulha sob a outra. Esta região chamada de
fossa oceânica (ou fossa tectônica ou zona de subducção). No caso de duas placas oceânicas
(basálticas) colidirem, como elas têm a mesma composição, o que vai influenciar é a espessura e
densidade das placas, sendo que, geralmente, a placa mais antiga, já mais fria e mais espessa, mergulha
sob a outra. Quando se chocam placas oceânicas e continentais, a primeira, mais densa, mergulha sob a
continental, e suas rochas em fusão causam intenso magmatismo e metamorfismo no continente
fazendo surgir as grandes cordilheiras de montanhas com algumas ocorrência de vulcões. A colisão
entre duas placas continentais pode ocorrer quando uma delas estava ligada a uma placa oceânica que
mergulhou completamente sob a placa continental. Neste caso, a placa continental associada à
oceânica continua o movimento iniciado por esta e mergulha sob a outra placa continental. Esse
movimento causa metamorfismo grande e moderado plutonismo, gerando cadeias de montanhas, como
ocorrido nos Alpes e Himalaia;
o c) limites transformantes ou conservativos: as placas tectônicas não se chocam, mas sim
deslizam lateralmente, sem destruir ou gerar crosta, e esse movimento se dá através de fraturas
chamadas falhas transformantes.
FATOS Relacionados:
Os limites das placas são os locais com maiores incidências de vulcanismo e terremotos
do planeta;
Ao que tudo indica a movimentação das placas é gerada por correntes de convecção do
manto;
As informações geológicas disponíveis, principalmente geocronológicas,
paleomagnéticas e geotectônicas, mostram que a aglutinação e separação dos continentes ocorreu
diversas vezes no passado geológico da Terra;
O primeiro supercontinente foi chamado de Rodínia, e estava rodeado pelo oceano
Miróvia, isso tudo por volta de 1,3-1,0 bilhões de anos atrás;
Outro supercontinente surgiu, após a fragmentação de Rodínia, isso por volta de 550
milhões de anos atrás, chamado Panótia;
Após fragmentação de Panótia, outro supercontinente se formou por volta de 230
milhões de anos atrás, chamado Pangea, envolto pelo oceano Pantalassa;
O processo de separação da Pangea se iniciou há 200 milhões de anos atrás e continua
até hoje.
14
5. Mineralogia
MINERALOGIA
É o ramo da Geologia que estuda os minerais, a base para muitas outras investigações geológicas.
Trata dos minerais que formam a Terra, analisando suas propriedades físicas e químicas, classificações
e utilizações. Vamos a algumas definições importantes:
MINERAL: é todo elemento ou composto químico, resultante de processos inorgânicos, apresentando
composição química definida e que é encontrado naturalmente na crosta terrestre. Se prestarmos
atenção na definição de mineral veremos que ela considera apenas aqueles materiais de origem
inorgânica, ou seja, que foram feitos sem a participação de um organismo.
CRISTAL: é também um mineral só que seus átomos têm arranjo interno ordenado, o que resulta em
superfícies planas e lisas, obrigatoriamente formando figuras geométricas (ex., cubos, hexágonos).
Existe uma frase bastante conhecida em Mineralogia que diz que “Todo cristal é um mineral,
mas nem todo mineral é um cristal”. Isso se explica porque praticamente todos os minerais podem se
apresentar das duas maneiras, ou seja, sem forma definida (chamado de amorfo= mineral) ou como
figuras geométricas (cristal), embora esta última seja mais rara na natureza. Por exemplo, o quartzo é
um mineral bastante conhecido de grande parte das pessoas e sua composição é, basicamente, Silício e
Oxigênio (SiO2). Ele pode ser encontrado na natureza sem uma forma definida, sendo chamado
mineral de quartzo, ou formando característicos cristais hexagonais (6 faces) alongados e pontudos.
Por que existem os dois tipos, então? Em condições favoráveis de pressão, temperatura, tempo
de formação, entre outras, os átomos que formam o mineral se arrumam de maneira organizada no
espaço. Logo, se as condições não forem adequadas os cristais não poderão se formar e o mineral
ficará sem uma forma definida.
MINERALÓIDE: é a categoria que reúne materiais tais como conchas, pérolas, marfim, âmbar,
corais, vidro, etc. Embora sejam formados por minerais, foram “fabricados” por um animal ou planta.
GEMAS: são minerais ou outros elementos (p.ex., conchas, marfim, coral) que têm grande valor
ornamental, seja na fabricação de jóias, estátuas, botões ou outros objetos decorativos.
MINÉRIOS: são os minerais que têm grande valor na indústria como as siderúrgicas (ferro e aço), e
são usados em grandes quantidades.
Já que foi apresentada a definição de mineral, como esse elemento natural pode ser formado?
Geralmente sua formação ocorre (a) a partir do resfriamento e consolidação do magma. Contudo,
outras alternativas são: (b) através da precipitação de um soluto (composto) presente em uma solução
saturada ou (c) a partir da mudança de estado gasoso diretamente para o sólido que ocorre em alguns
gases emitidos pelo interior do planeta.
TEXTO COMPLEMENTAR
Fazendo seu próprio cristal
(traduzido do site: http://www.sdnhm.org/kids/minerals/grow-crystal.html)
Um mineral é um sólido inorgânico de ocorrência natural. Isso significa que minerais se formam como
cristais. Alguns cristais como a Halita (sal de cozinha) são criados por precipitação. O mineral se
precipita a partir de uma solução e se arranja formando um cristal. Com poucos materiais caseiros você
pode usar esse processo para fazer seus próprios cristais.
Atenção! Para fazer esse experimento é necessária a utilização de água fervente. Tenha cuidado para
evitar acidentes.
Para fazer seus próprios cristais irá precisar de alguns itens que estão pela casa.
- 1 pote de vidro resistente ao calor;
-  1 xícara de água fervente
-  1/2 xícara de sal
- 1 lápis
- barbante de algodão
- 1 colher
- 1 clips de papel
- 1 toalha de papel
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Agora é hora de preparar uma solução supersaturada.
Prenda o clips a uma das extremidades do barbante e o lápis na outra. Quando você colocar o lápis
sobre a borda do pote de vidro o barbante deve ser longo o suficiente apenas para deixar o clips tocar o
fundo do pote. Deixe o conjunto de lápis, barbante e clips de lado por alguns momentos. Ferva cerca
de 1 xícara de água. Derrame a água fervente no pote de vidro. Adicione o sal, uma colher de cada vez,
e misture até que esteja totalmente dissolvido. Você pode ficar tentado a jogar todo o sal de uma vez,
mas a experiência não terá o mesmo resultado se você fizer isso. Seja paciente. Em um certo momento
você encontrará uma pequena quantidade de sal que não se dissolveu e se acumulou no fundo do pote.
Nesse momento foi atingida a supersaturação. Uma vez que a solução está supersaturada pare de
adicionar sal.
O próximo passo é colocar todos os materiais juntos. Mergulhe o clips até que atinja o fundo
do pote e o lápis se apoie na borda do pote. Cubra o pote com a toalha de papel para que a poeira não
interfira no experimento. Coloque o pote em algum lugar em que permaneça quieto por alguns dias.
Cristais de sal de cozinha (Halita) se formam em cubos. Depois de cerca de 12 horas você poderá ver
pequenos cristais se formando no fundo do pote, no clips e no barbante. Alguns podem até se formar
na superfície da água, próximo do barbante. Depois de 24 horas você verá formas perfeitas de cristais.
Depois de 2 dias você verá cubos de cristais de sal. Alguns podem se formar isolados e crescer mais,
enquanto outros podem formar aglomerados.
Se você quiser experimentar com outro mineral que tenha uma forma completamente diferente
tente usando 1 1/2 xícaras de sal de Epsom (sulfato de magnesio). Esses cristais se formarão mais no
fundo do pote e geralmente têm a forma de prismas alongados.
Os minerais podem ser estudados de acordo com várias propriedades físicas e químicas que são
fundamentais para sua classificação, ou seja, para identificar o tipo de mineral e a qual grupo ele
pertence. Contudo devemos lembrar que uma classificação bem feita leva em conta várias
características, e não apenas uma delas. A relação abaixo apresenta os principais grupos de minerais:
Elementos Nativos Sulfetos
Sulfossais
Óxidos
Halóides
Carbonatos
Nitratos
Boratos
Sulfatos
Cromatos
Fosfatos
Arseniatos
Vanadatos
Tungstatos
Molibdatos
Silicatos
As principais características que devem ser analisadas são:
Quebra: qual a aparência do mineral quando quebrado. Pode ser na forma de Clivagem
(fragmentação dos minerais obedecendo planos de fraqueza pré-definidos pela disposição espacial dos
átomos, geralmente paralelos às faces planas dos cristais) ou Fratura: fragmentação dos minerais sem
obedecer a planos de fraqueza pré-definidos;
Cor: muito importante na identificação dos diversos minerais, embora diferentes minerais possam
ter cores parecidas, ou um mesmo mineral possa ter diversas cores (devido a impurezas ou variação na
estrutura interna) e alguns minerais possam mudar de cor de acordo com temperatura, umidade, etc;
Brilho: depende da absorção, reflexão ou refração da luz pela superfície do mineral. Costuma-se
dizer que os minerais têm brilho METÁLICO ou NÃO-METÁLICO, nesse último caso podendo ser
adamantino (parecido com o do diamante), vítreo (do vidro), sedoso (da seda), grasso (da gordura),
nacarado (da concha), etc;
Transparência: a capacidade do mineral em barrar ou não a passagem de luz; pode ser Transparente,
translúcido ou opaco;
Traço: avalia a cor do pó deixado pelo mineral ao ser raspado contra uma superfície de cerâmica
branca.
Magnetismo: raros minerais podem ser atraídos pelo imã (Ex., Magnetita);
Fluorescência: raros minerais emitem luminosidade ao serem aquecidos (Ex., Fluorita);
Dureza: representa a resistência de um mineral à abrasão ou, em outras palavras, qual mineral pode
ser riscado por outro; aquele que for mais fraco vai se desfazer e ficará em uma posição inferior na
escala de dureza. Os minerais já estão classificados quanto à sua dureza e devem obedecer a uma
16
tabela chamada “Escala de Mohs”, onde o talco é o mineral mais frágil e o diamante o mais resistente.
Todos os demais podem ser inseridos nos valores intermediários;
Escala de Mohs
Dureza
Dureza
1 Talco
6 Ortoclásio
2 Gesso
7 Quartzo
3 Calcita
8 Topázio
4 Fluorita
9 Coríndon
5 Apatita
10 Diamante
Durante uma ação policial foram apreendidas “pedras preciosas” em grande quantidade em uma
cidade do estado de Goiás. Coletadas sem autorização do Estado, todo o material seria vendido
ilegalmente. Após análise dos geólogos da polícia científica constatou-se que o conteúdo era composto
por poucos cristais e muitos minerais. Os cristais, bem mais valiosos, foram avaliados em
R$250.000,00 e os minerais em R$ 1.200,00.
É possível perceber que o valor da avaliação dos cristais foi bem maior do que o valor dos minerais.
Isto ocorre porque minerais e cristais apresentam importante diferença. Sendo assim assinale a
alternativa correta.
O que diferencia um mineral de um cristal é:
A) Mineral tem origem orgânica e cristal não
B) Cristal forma rocha, mineral não
C) O arranjo tridimensional dos átomos, perfeito nos cristais
D) A composição, sendo o mineral um composto químico e o cristal um elemento nativo
E) A composição, sendo um cristal um composto químico e um mineral um composto solúvel
Petrologia: rochas ígneas
ROCHAS ÍGNEAS ou MAGMÁTICAS
São sempre originadas apartir do resfriamento e consolidação da lava (ou magma) ou outros
produtos vulcânicos. Aliás, MAGMA e LAVA são quase sinônimos, embora haja uma pequena
diferença entre seus significados. Magma é o material quando ainda está no interior da Terra ou dentro
de um vulcão. Lava é o mesmo material quando já chegou à superfície. Consideraremos os dois como
o mesmo material.
O MAGMA é um material formado por rocha em fusão (derretidas), portanto é um fluído
natural, muito quente (entre 700o-1200oC), geralmente avermelhado. Apresenta 3 componentes
diferentes:
Þ Líquidos: solução complexa onde predominam silicatos em fusão;
Þ Gases: composta principalmente por água (vapor) e pequenas quantidades de CO2, HCl, etc;
ÞSólidos: cristais em formação ou fragmentos de rochas que não derreteram;
A origem do magma é investigada através das ondas sísmicas, da distribuição de calor no
interior da Terra (estudos geotérmicos), fragmentos de rochas que são transportados pelo magma ou,
ainda, experimentos em laboratório. Sua formação ocorre com a fusão parcial das rochas, geralmente
no manto superior ou partes profundas da crosta, ou então na Astenosfera (parte do manto entre 100 e
200km de profundidade). Em casos isolados o magma é formado mais no interior do planeta, perto do
limite entre manto e núcleo externo e, nesse caso, é chamado de pluma mantélica. Nesses locais pode
haver variação de pressão e temperatura o que inicia a fusão do material. É importante destacar que
não existe um oceano contínuo de magma no interior do planeta. Geralmente os locais de formação de
magma são fixos uma vez que os mecanismos tectônicos (de movimentação das placas litosféricas)
17
controlam a variação de pressão e temperatura. Essas regiões são nas dorsais meso-oceânicas (cadeias
de montanhas no centro dos oceanos), margens continentais convergentes (placas litosféricas em
colisão), ilhas vulcânicas, etc.
Atividades magmáticas
O magma pode participar como destaque em dois processos no nosso planeta, chamados
atividades magmáticas, que são Plutonismo e Vulcanismo. Veja a seguir:
- Plutonismo: é o processo de movimentação do magma no interior da Terra, sem que ele chegue à
superfície; participa dele um tipo de magma especial chamado granítico; quando esse magma sofre
resfriamento e consolidação no interior da crosta, forma as rochas ígneas intrusivas que têm como
característica marcante, alto teor de sílica e, grande parte das vezes, uma coloração clara e minerais
grandes, bem visíveis a olho nu. Ex.: granito.
As formas de ocorrência das rochas magmáticas intrusivas:
a) SILL: são corpos extensos, pouco espesso e de forma tabular quando visto em corte;
b) LACÓLITO: o magma, é mais viscoso, formando massas intrusivas de forma lenticular, plano
convexa;
c) LAPÓLITO: tem a forma de uma bacia, de grandes dimensões e, ocorre sempre no fundo das
dobras do tipo sinclinal;
d) FACÓLITO: é um corpo intrusivo concordante, confinado nas cristas das dobras dos anticlinais ou
no fundo dos sinclinais;
e) DIQUE: é uma massa magmática que preenche uma fenda de uma rocha;
f) NECK: são corpos cilíndricos, verticais que cortam as rochas pré-existentes. São condutos antigos
de vulcões cuja parte superior foi erodida;
g) BATÓLITO: são massas enormes de material magmático (granítico) que afloram numa extensão de
pelo menos 100 Km2. Denomina-se STOCK quando ocupar uma área inferior a 100 km2;
h) VEIOS: são massas produzidas pela injeção de magma em fraturas menores e menos regulares que
os diques.
- Vulcanismo: é o processo de movimentação que faz o magma sair do interior do planeta e chegar à
superfície; participa dele um outro tipo de magma chamado basáltico; quando esse magma sofre
resfriamento e consolidação na superfície da Terra, forma as rochas ígneas extrusivas que têm baixo
teor de sílica sendo, geralmente, escuras e com grãos muito pequenos, invisíveis a olho nu. Ex.:
basalto.
Mas o que faz com que um magma atinja ou não a superfície? Embora se reconheça que para
haver a erupção vulcânica é necessário o acúmulo de muita pressão, são as características do magma
que definirão seu local final de deposição. Nesse processo a quantidade (teor) de sílica do magma é
muito importante, pois quando presente em grandes quantidades atua como um espessante do magma,
tornando-o mais grosso e dificultando sua movimentação pelos estreitos caminhos no interior do
planeta. Acompanhe na tabela a seguir:
Magma Granítico
Magma Basáltico
alto (acima de 70%)
baixo (50% ou menos)
Teor de Sílica
muito viscoso
pouco viscoso
Viscosidade
pouco fluído
muito fluído
Fluidez
Atenção!!!
Viscosidade aumenta quando aumenta o teor de sílica. A fluidez é inversamente proporcional à
viscosidade.
Contudo nem sempre o processo de vulcanismo acontece com o magma escorrendo pela
abertura de um vulcão. Aliás, atualmente, a grande maioria do vulcanismo não envolve vulcões, mas
ocorrer num estilo chamado de vulcanismo de fissura onde rachaduras na superfície da Terra
permitem que o magma saia. No fundo de todos os oceanos do mundo isso ocorre, só que como não
podemos ver geralmente não temos conhecimento. Obviamente que há vulcanismo do modo
tradicional (com formação de vulcões) que são cientificamente chamados de vulcanismo central e a
grande maioria das vezes esses vulcões se localizam, sozinhos ou em cadeias de montanhas, nas
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proximidades do contato entre placas litosféricas. Existem, contudo, os chamados pontos quentes
(Hotspots) que são vulcões formados no interior de uma placa litosférica (e não no seu limite com
outra).
Quando falamos em erupção vulcânica estamos nos referindo a um vulcanismo central. As
erupções são classificadas de modos diferentes de acordo com o material que soltam, quantidade de
magma liberado, intensidade, etc. e recebem nomes diferentes como Pliniana, Stromboliana, Peléeana
e Havaiana. Se as erupções não são sempre iguais, os vulcões também não. Os principais tipos são
estrato-vulcão, vulcão de escudo, domo-vulcânico e cone vulcânico piroclástico. De uma maneira geral
as partes de um vulcão são: cone vulcânico (a elevação), cratera (abertura principal), câmara
magmática (localizada abaixo do vulcão e onde o magma se forma e é armazenado), conduto
vulcânico (caminho que liga a câmara magmática ao exterior).
Outro engano bastante comum é acreditar que os únicos materiais liberados em uma erupção
vulcânica são gases e magma. Existe muito mais que isso, como pode ser visto abaixo:
- magma: o elemento mais lembrado, pode ser de diferentes tipo;
- fragmentos vulcânicos: pode ser de diferentes tipos como pedaços da parede do vulcão, cinzas e
poeiras vulcânicas, bombas vulcânicas (grandes gotas de magma lançados na erupção e que resfriam e
endurecem antes de chegar ao chão), blocos (como as bombas, só que maiores), pumice (pedrapomes), etc.;
- gases e vapores vulcânicos: antes durante e dpois das erupções pode haver liberação desses materiais;
a maior parte do vapor (de 75% a 95%) é de vapor de água; podem acontecer pela cratera ou por outros
locais menores como fumarolas, plumas hidrotermais submarinas e gêiseres.
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS ÍGNEAS
Para o estudo e compreensão das rochas ígneas é indispensável que se analise as seguintes
características:
1) Textura (analisa o tamanho, forma e disposição dos minerais na rocha)
Ø Afanítica: minerais não são visíveis a olho nu. Ex.: basaltos.
Ø Fanerítica: minerais são visíveis a olho nu. Ex.: granitos.
Em uma rocha fanerítica podemos ver que os minerais apresentam diferentes tamanhos,
podendo ser:
Ø Equigranulares: minerais com mesmo tamanho;
Ø Inequigranulares: minerais com tamanhos distintos;
Ø Porfiríticos: cristais muito grandes em meio a minerais pequenos e com dimensões próximas;
Já as rochas afaníticas (basaltos) podem apresentar estruturas especiais causadas pelo
aprisionamento de gás em bolhas, chamadas de Estrutura vesicular (cavidade vazia) e Estrutura
amigdalóide (cavidade preenchida).
2) Coloração (analisa apenas a proporção de minerais pretos da rocha)
Minerais claros: formados principalmente por Sílica e Alumínio;
Minerais pretos: formados principalmente por Ferro e Magnésio.
A classificação quanto a coloração é:
Ø Leucocrática: com até 30% de minerais negros;
Ø Mesocrática: entre 30% e 60% de minerais negros;
Ø Melanocrática e ultramelanocrática: acima de 60% de minerais escuros.
3) Teor de Sílica (obs.: não tem relação com pH)
Ø Rocha Ácida: mais de 55% de sílica (muitos minerais claros);
Ø Rocha Básica: menos de 55% de sílica (poucos minerais claros).
O Jornal Folha de São Paulo publicou em 21 de setembro de 2008, a seguinte notícia:
Vulcão Piton de la Fournaise entra em erupção em ilha francesa no Índico
da Efe, em Paris
O vulcão Piton de la Fournaise, na ilha francesa Reunião, no Oceano Índico, entrou em erupção neste
domingo, sem que o pequeno lago de lava que se formou no fundo da cratera apresente, por enquanto,
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riscos à população, informou a administração local. O acesso do público à região foi proibido no dia
12, depois que o Observatório Vulcânico detectou uma "desgaseificação" de dióxido de enxofre na
cúpula do vulcão. É a primeira vez que o Piton de la Fournaise, um dos vulcões mais ativos do mundo,
entra em erupção desde 2 de abril de 2007, quando projeções de lava de mais de 100 metros de altura
alcançaram a estrada do sudeste da ilha, que teve que ser bloqueada ao longo de um quilômetro. O
vulcão de Reunião, situado a 2.632 metros de altura, entra em erupção duas vezes ao ano e não
representa perigo para a população, já que as erupções são previsíveis e ocorrem em uma área
desabitada.
Petrologia: rochas sedimentares
SEDIMENTOS E ROCHAS SEDIMENTARES
Os sedimentos são os principais elementos que formam as rochas sedimentares. A palavra sedimento
significa algum material que foi transportado e depositado. E são esses processos, principalmente o
tipo e o agente de transporte, que darão as características finais de cada tipo de sedimento e, por
conseqüência, da futura rocha sedimentar. Para a formação de um sedimento pode haver 2 tipos
principais de transporte: MECÂNICO e QUÍMICO. Vamos tratar primeiro do Transporte Mecânico:
Se tomarmos como exemplo um ambiente de praia (obs.: esse ambiente foi escolhido por ser
conhecido dos alunos, que inclusive podem ir até ele estudar para a prova..., mas poderia ser um
deserto, ambiente glacial, fluvial, etc.), e observarmos a areia que compõem esse ambiente,
provavelmente iremos encontrar os grãos de quartzo como elementos mais comuns dessa areia,
embora não sejam, necessariamente, os únicos... Um sedimento podem ter as mais variadas
composições, como será visto adiante. Que tipo de transporte (entre os 2 citados acima) a areia da praia
(= quartzo) teria sofrido, desde o local onde se originou até a praia? Ou será que ele se formou ali
mesmo? Teria sido dentro do mar? Com certeza o quartzo NÃO se formou ali na praia, tendo sofrido
transporte mecânico, uma vez que o quartzo nunca se formaria a partir de uma solução química na
praia.
De onde veio esse quartzo? A origem desse grão pode ser encontrada nas rochas (de qualquer um dos 3
tipos) e ambientes que existem ao redor da praia, a distâncias variáveis, e que serviram de fornecedores
desse material. Essas regiões são chamadas Área Fonte, Rocha Matriz ou Rocha Mãe. Ela pode
corresponder a uma montanha ou serra que está logo em contato com a areia, ou pode estar muito
distante, para dentro do continente. Qualquer que seja sua distância ela vai funcionar da mesma
maneira. Geologicamente, essa montanha corresponde a uma grande seqüência de rochas, tendo um
volume bastante grande. Já o grão de quartzo tem entre 2mm e 0,062mm. Portanto, alguma coisa deve
ocorrer para transformar a área fonte, com dimensão grande, em um grão de pequenas dimensões.
Para isso ocorre, inicialmente, o Intemperismo: processos físicos (ex., impactos ou ação da
temperatura), químicos (ex., água) ou biológicos (ex., raízes), que atuam constantemente e de maneira
natural sobre quaisquer rochas da crosta, dissolvendo e desagregando essas rochas e gerando um
material conhecido como manto de intemperismo (ou regolito). Esse material é um sedimento em
estágio muito inicial de formação, correspondendo a fragmentos de diversos tamanhos da rocha
original e fragmentos muito angulosos (muitas pontas e saliências). É importante entender que esse
manto de intemperismo ainda está sobre a área fonte e, portanto, deverá ser levado até o local final de
deposição, que segundo o exemplo inicial é a praia.
Como isso ocorre? Ou seja, o que é e que faz o transporte? Através da Erosão: processo de remoção
dos produtos resultantes do intemperismo, ou seja, os sedimentos. Envolve o transporte do material, ou
seja, os fragmentos de rocha que formam o manto de intemperismo. Os agentes que promovem esse
processo são, por exemplo, a água, o vento, o gelo. Durante o transporte, os fragmentos que compõem
o manto de intemperismo passam por uma fase chamada de maturação. Por exemplo, ao saírem de
uma montanha e percorrerem todo o caminho até a praia, os sedimentos podem ser transportados pela
água. Dessa interação com a água (agente de transporte), o processo de maturação do sedimento
envolverá alterações químicas (poucas) e físicas (principalmente) nos grãos, e o resultado final vai
depender da composição de cada grão de sedimento e a resistência que eles têm àquelas alterações. Os
principais resultados observados no transporte são perda das pontas dos grãos, arredondamento dos
grãos e diminuição de tamanho. Depois de percorrido o trajeto, o sedimento vai ser depositado em uma
Bacia Sedimentar, ou seja, uma depressão no relevo, com formato variável (circular, linear, elíptica,
etc), capaz de receber, acumular e reter sedimentos, como é o caso dos rios, desertos, lagos, mar, etc.
Estes sedimentos vão dar origem às rochas sedimentares (veja adiante).
20
Atenção!!!
Não confundir com Bacia Hidrográfica que é o conjunto de terras drenado por um rio principal e seus
afluentes.
Uma vez depositado, como estão os grãos??? Como foi falado acima, geralmente (isso porque
depende da resistência de cada grão), o processo de maturação causa a diminuição de tamanho,
arredondamento e polimento dos grãos, sendo que os sedimentos mais arredondados são indicativos de
longo transporte.
Ao examinarmos os sedimentos, vemos que eles podem ser de diversos tamanhos (de frações de
milímetros a vários centímetros). A partir dessa observação, foi criada uma classificação para os
sedimentos quanto a sua Granulometria ou tamanho:
ARGILAS são as menores partículas (menos de 1/256 mm);
SILTE tem entre 1/16 e 1/256 mm;
AREIA tem entre 1/16 e 2 mm;
CASCALHO tem entre 2 e 256mm;
acima de 256mm são os MATACÕES.
De acordo com o tamanho e massa do sedimento e da energia do agente de transporte, o transporte
desse material ocorrerá de 3 maneiras diferentes. Estamos falando de um transporte Mecânico, não se
esqueça!!! Ah, estes 3 tipos foram observados para transporte pelo vento e pela água.
Transporte por tração ou rolamento: grãos maiores do que a fração areia, são transportados rolando
junto ao fundo; agente com grande energia.
Transporte por saltação: mais associado a sedimentos médios (do tamanho areia), em ambientes de
alta energia (ex., praia); grãos são impulsionados, passam um tempo curto em suspensão, percorrem
uma curta distância e vão novamente ao fundo.
Transporte por suspensão: exclusivo da fração mais fina do sedimento (silte e argila) que
permanecem em suspensão por todo o trajeto; ocorre até com agentes de transporte com energia muito
baixa. Partículas só irão chegar ao fundo da bacia sedimentas quando a energia do agente de transporte
parar totalmente, permitindo que ocorra decantação.
Bem, e quais os tipos possíveis de sedimentos que podem ser transportados mecanicamente?
Para responder a isso devemos saber quais são os tipos de sedimento existentes... Existem 3 tipos de
sedimentos. São eles: os clastos que são os grãos e fragmentos de minerais ou de rochas; os bioclastos
que são quaisquer partes resistentes de um organismo, como conchas, ossos, carapaças, sementes,
frutos, etc. Esses 2 são os sedimentos transportados mecanicamente e é importante entender que os
dois tipos vão se comportar da mesma maneira quando submetidos aos agentes de transporte. O
terceiro tipo de sedimento é o químico, que veremos a seguir.
Vamos tratar agora do Transporte Químico e do sedimento químico. Para isso devemos
voltar ao manto de intemperismo que foi criado na área fonte. Foi visto que o intemperismo age
fragmentando e dissolvendo as rochas. Da fragmentação surgem os grãos de diferentes tamanhos
(clastos). Da dissolução surgem íons de diversos tipos (sedimento químico). Todo esse material é
transportado pela água, em solução. Chamamos de transporte químico, o transporte dos íons
resultantes do intemperismo, que estão na forma de uma solução aquosa e, portanto, não existem
partículas sólidas, apenas uma solução (solvente+soluto). Essa solução vai ser levada até a bacia
sedimentar e lá poderá gerar partículas sólidas. Mas como isso pode acontecer? Geralmente devido a
uma evaporação muito alta, a concentração dos íons aumenta muito nessa solução e eles acabam por se
precipitar no fundo da bacia sedimentar, formando acumulações de sedimentos químicos. Não são
todos os íons que se precipitam. Geralmente esse processo ocorre com compostos como o carbonato de
cálcio (CaCO3) e alguns sais, como halita (NaCl, sal de cozinha) e sais de gipsita (CaSO4.2H2O,
matéria-prima do gesso).
Até aqui vimos a origem dos 3 tipos de sedimentos possíveis, mas nenhuma rocha sedimentar.
O que é necessário ocorrer para a transformação de sedimentos (elementos soltos) em rocha
sedimentar (material compacto, agregado, com elementos unidos)? O processo chama-se: Litificação:
processo pelo qual os sedimentos soltos vão originar rochas sedimentares compactas. Envolve:
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Obrigatórios: - Compactação: diminuição dos espaços, perda de líquidos e redução de volume dos
sedimentos acumulados geralmente pelo peso dos sedimentos que estão por cima na acumulação
dentro da bacia sedimentar;
- Cimentação: deposição de minerais entre as partículas de sedimentos, unindo umas às outras;
Facultativo:
Recristalização: devido ao aumento da pressão, alteração na disposição dos átomos de minerais
instáveis, como CaCO3 que na forma instável é aragonita e estável é calcita. É um processo facultativo
porque vai depender de características particulares de alguns minerais, que nem sempre estão presentes
nos sedimentos;
Dissolução: em um sedimento com composição variada (grãos de diferentes composições
químicas), alguns podem ser menos resistentes que outros, sendo dissolvidos pela água ou por soluções
ácidas.
Ao observarmos uma rocha sedimentar, sua estrutura terá, geralmente, a presença de 3 componentes:
os clastos (grãos maiores), a matriz (grãos menores que os clastos) e o cimento (que vai unir todos os
materiais). O nome das rochas vai variar de acordo com o tamanho de grão que predomina na sua
estrutura. Sendo assim, uma rocha formada principalmente por argila é chamada argilito; por silte é
chamada siltito. Tanto argilito quanto siltitos são também conhecidos como lamitos, folhelhos ou
PELITOS. Rochas formadas por areia são os arenitos conhecidos também como PSAMITOS, e rochas
formadas por grãos maiores são conglomerados (grãos arredondados) ou brechas (grãos com
angulosidade), sendo conhecidos com PSEFITOS OU RUDITOS. Atenção!!! Os termos PELITO,
PSAMITO E PSEFITO são bastante usados em Geologia como sendo uma classificação usada para as
rochas sedimentares quanto ao tamanho dos grãos, mas apenas as rochas sedimentares clásticas (veja
abaixo) participam dessa classificação.
CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES
Quanto a origem do sedimento, ou seja, de acordo com seu tipo:
 Clástica: formada por fragmentos de rochas (clastos);
 Biogênicas: formada por restos de organismos (bioclastos);
 Químicas: formada pela evaporação do solvente e precipitação de substâncias químicas (chamadas
de evaporitos).
Um dos resultados finais do transporte, além da deposição como já foi visto, é a formação de
estruturas, sedimentares (=formadas pelos sedimentos). A formação dessas estruturas vai depender
da composição, forma, tamanho do sedimento, da energia do agente de transporte, e de outras
características do ambiente, como a temperatura. Exemplos dessas estruturas são as estratificações
plano-paralelas, estratificações cruzadas, marcas onduladas e gretas de contração.
Rochas Sedimentares e o Ambiente
Geralmente as rochas sedimentares se depositam formando camadas paralelas que, muitas vezes,
servem de base para a deposição do magma que vai gerar a rocha ígnea (após resfriamento, é claro).
Contudo, dependendo das condições no ambiente de formação da rocha sedimentar, ela pode
apresentar algumas estruturas sedimentares características:
estratificação plano-paralela: atitude mais comum, onde camadas tabulares de espessura
variável de sucedem verticalmente. Ambiente com pouca energia. Ex. fundo de um lago.
estratificação cruzada: agente de transporte muito energético sempre muda sua direção de
atuação produzindo camadas inclinadas, que se cruzam e interrompem entre si. Ex. canal de um rio,
duna desértica ou litorânea.
marcas onduladas: agente de transporte energético com movimento oscilatório, de avanço e
recuo contínuos. Ex. beira da praia coberta e descoberta pelas ondas.
gretas de contração: sedimento perde água muito rápido por alta temperatura, resseca e parte
em polígonos irregulares. Ex. fundo de lago ou rio em períodos de seca.
Arredondamento (= retirada das saliências angulosas), esfericidade (= grão com formato aproximado
de uma esfera), tamanho e transporte: existe uma relação muito próxima entre esses 4 elementos.
Quando os sedimentos se formam são angulosos. Seu tamanho também pode variar. O transporte faz
com que haja atrito entre os grãos de sedimento e aos poucos eles vão perdendo as pontas, tornando-se
cada vez menores, mais arredondados e esféricos. Caso 1: ao longo de um rio, perto da nascente estão
22
os sedimentos maiores a mais angulosos, enquanto que em sua foz estão presentes sedimentos menores
e muito mais arredondados; Caso 2: em um lago ou no mar os sedimentos maiores estão nas margens e
ou mais finos no centro ou mas maiores profundidades.
Petrologia: Rochas Metamórficas
Rochas Metamórficas
São rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamórficas que sofreram profundas alterações
mineralógicas, químicas e físicas, mexendo com sua constituição e sua estrutura, e formando novas
rochas. Dizemos que houve metamorfismo (não metamorfose). O metamorfismo serve, se formos
analisar sua atuação e seu resultado, para colocar as rochas em equilíbrio com as condições do
ambiente ao redor. Os principais fatores que produzem as alterações são a pressão e a temperatura. A
pressão muda o limite de estabilidade dos minerais produzindo a recristalização. A temperatura facilita
as reações químicas no metamorfismo. Geralmente esses fatores ocorrem abaixo da superfície da Terra
e esses processos ocorrem em profundidades maiores (na crosta e manto) do que aquelas onde ocorria
a litificação.
Até cerca de 200oC a maioria dos minerais estão estáveis e ocorre pouco ou nenhum metamorfismo.
Acima desse valor as taxas de reações aumentam e novos minerais começam a ser formados. Acima de
600oC os minerais começam a se fundir e virar magma. Portanto, fica fácil entendermos que a
temperatura facilita as reações químicas. Já a pressão reduz os poros, expulsa os líquidos e aumenta a
densidade dos materiais, além de alterar o limite de estabilidade dos minerais podendo causar
mudanças de organização estrutural e atômica. O que diferencia esse tipo de rocha das rochas que
deram origem é, principalmente a estrutura e composição, que podem estar muito ou pouco alteradas
dependendo do grau de metamorfismo.
O metamorfismo pela variação de pressão pode ser ou não ajudado pela variação da temperatura.
Ocorre por processos conhecidos como:
Esforço diferencial: onde a pressão é exercida em apenas uma direção; pode causar
deformação dos minerais, dissolução, rotação, crescimento preferencial;
Esforço de confinamento: a pressão aumenta em todas as direções;
Os resultados do metamorfismo incluem:
Rochas Foliadas ou xistosas: Devido ao aumento da pressão há orientação preferencial dos
minerais, organizando a rocha em camadas que refletem a orientação preferencial dos minerais;
Envolve desde metamorfismo baixo até os mais altos. Exemplo: Ardósia, Gnaisse, Xisto.
Rochas NãoFoliadas ou Granulares: Não houve metamorfismo forte o suficiente ou os
componentes das rochas eram muito homogêneos para permitir a formação de camadas; Envolve
metamorfismo baixo. Exemplo: quartzito e mármores.
É a rocha que menos informa sobre seu ambiente de formação, dependendo de uma análise de sua
estrutura e composição para saber qual a rocha original (antes do metamorfismo) e quais as
circunstâncias em que o metamorfismo ocorreu. Isso nem sempre é fácil.
Processos que causam metamorfismo
Costuma-se dividir o metamorfismo em 3 tipos principais, dentro dos quais existe uma
variedade de situações possíveis:
1)
Metamorfismo regional: envolve grandes eventos e fatores de pressão e temperatura, como
ocorre nas áreas de choque entre duas placas continentais em movimentos contrários. Metamorfismo
dinâmico: ocorre nas rochas dispostas ao longo de falhas, envolvendo principalmente a pressão gerada
pelo atrito entre as partes das placas litosféricas em contato e no dobramento das rochas durante a
formação de uma cadeia de montanhas.
2)
Metamorfismo de contato: envolve principalmente a transferência de calor a partir de um
corpo de rocha ígnea intrusiva para as rochas ao redor. Metamorfismo hidrotermal: condutos
subterrâneos com água aquecida por uma fonte de calor (rocha ígnea) fornecem calor que alteram as
rochas ao redor. Metamorfismo de fundo oceânico: a partir dos pontos de formação de rocha ígnea
localizados nos fundos oceânicos (cadeias meso-oceânicas) a água ao redor se aquece e muda sua
23
composição. Ao interagir com outras rochas ao redor remove ou precipita novos elementos e muda a
estrutura e composição dessas rochas. Metamorfismo de impacto: modificação das rochas que sofrem
impacto de algum objeto interestelar.
3)
Metamorfismo de soterramento: ocorre em rochas de grande profundidade pela pressão
gerada com o acúmulo de sedimento superior.
Noções do Tempo Geológico
O tempo geológico
Você sabe qual a duração da história do planeta desde a sua formação? São 4 bilhões e 500
milhões de anos aproximadamente. Esse tempo todo de história é chamado de Tempo Geológico e é
medido em bilhões e milhões de anos.
Todo o conhecimento sobre o tempo geológico é resumido na chamada Escala ou Coluna do
Tempo Geológico. Ela deve ser lida sempre de baixo para cima, sendo que sempre o que está embaixo
é mais antigo do que o que está em cima. Assim, a parte mais baixa corresponde ao início do planeta e
a parte mais superior corresponde aos dias de hoje.
O Tempo Geológico é dividido em Períodos. Um conjunto de períodos é uma Era e um
conjunto de Eras é um Eón. Já se dividirmos um período temos épocas, e dividindo as épocas temos
idades. Assim temos, do mais antigo para o mais novo:
EÓNS
Fanerozóico
Proterozóico
Arqueano
Hadeano
Pré-Cambriano – Criptozóico
Pré-Cambriano – Criptozóico
Da formação da Terra até a deposição das rochas mais antigas
conhecidas
Obs.: os 3 últimos são conhecidos, em conjunto, como Pré-Cambriano ou Criptozóico;
Dos Eóns acima o único que precisamos dividir em eras e períodos é o Fanerozóico. Ele se
divide assim:
EÓN FANEROZÓICO
ERA CENOZÓICA
Período Quaternário
Período Terciário
ERA MESOZÓICA
Período Cretáceo
Período Jurássico
Período Triássico
ERA PALEOZÓICA
Período Permiano
Período Carbonífero
Período Devoniano
Período Siluriano
Período Ordoviciano
Período Cambriano
O tempo geológico foi estudado ao longo dos séculos e o que temos hoje representa a reunião
de todo o conhecimento acumulado. Para entendermos o tempo geológico da melhor maneira possível
foi preciso desenvolver dois tipos de idade:
- IDADE RELATIVA: não é expressa em números e apenas dá uma idéia de um intervalo de tempo ao
qual pertence uma rocha ou um fóssil. Esta rocha pertence ao Período Cretáceo, ou este fóssil é mais
antigo que 300 mil anos e mais novo que 500 mil anos. Geralmente é a idade fornecida apenas
utilizando-se fósseis ou rochas sedimentares e metamórficas.
- IDADE ABSOLUTA: é expressa em números exatos obtidos por métodos científicos. É geralmente
obtido a partir de rochas ígneas empregando o método de datação radiométrica. Esse método leva em
conta a transformação (decaimento radioativo) de isótopos instáveis de certos elementos químicos
24
presentes nas rochas (ex., urânio, rubídio, potássio) e o conceito de meia-vida, ou seja, tempo
necessário para que metade dos isótopos originais tenha se transformado em outros elementos. Através
dessas informações é possível obter a idade exata das rochas.
Mais informações sobre DATAÇÃO RADIOMÉTRICA
 Minerais e rochas são formados por elementos químicos, que são formados por átomos, em cujos
núcleos existem prótons e nêutrons;
no de prótons = no atômico = Z
no de prótons + no de nêutrons = no de massa = A
quando elementos têm Z iguais e A diferentes são chamados de isótopos; a maioria deles são
estáveis, mas são os INStáveis que interessam mais à Geologia pois sofrem decaimento (processo
natural espontâneo), onde o átomo radioativo “pai” (isótopo instável) se desintegra parcialmente e
origina um átomo estável chamado átomo “filho”; o tempo de desintegração de um átomo radioativo
“pai” é denominado de “meia vida”. Com o conhecimento da meia vida, da quantidade de átomos pai e
átomos filho na amostra e um fator de correção é possível a determinação da idade dos materiais
rochosos. OBS: serve apenas para rochas ígneas (magmáticas). Alguns testes existentes: rubídioestrôncio, potássio-argônio, urânio-chumbo.
Método de datação:
MÉTODO CARBONO 14 (para material de origem orgânica)
 Carbono 14 é um isótopo radioativo raro, de ocorrência natural na atmosfera e em plantas e animais
viventes;
 Utilizado para datar material orgânico de até  40.000 anos
Princípios Gerais de Paleontologia (Parte 1)
INTRODUÇÃO:
O que é Paleontologia? É um ramo das Ciências Naturais que estabelece a ligação entre a
Geologia e a Biologia, ocupando-se de estudar todos os aspectos que cercam a vida pré-histórica,
desde sua origem até um passado bastante recente. Seu significado, ao pé da letra, é: Palaios= antigo,
ontos= seres, logos=estudo, conhecimento, ou seja, o estudo dos seres antigos. De fato este é seu
objetivo, mas essa definição é muito pouco para expressar o seu real sentido.
A Paleontologia é uma ciência completa, multidisciplinar, que procura integrar o conhecimento
e a tecnologia pertinentes a muitas outras áreas das Ciências na resolução de seus problemas. A
Química, Física, Matemática, Informática são apenas alguns exemplos. Por sua vez a Paleontologia
também empresta suas informações para outras áreas da Ciência, como a Zoologia, Evolução,
Botânica, Biogeografia. Os conhecimentos paleontológicos são úteis no estudo evolutivo de diferentes
grupos de organismos, quer seja no âmbito das relações de parentesco (sistemática), quer seja no
âmbito das variações morfológicas (morfologia-funcional). Estudos ambientais, climáticos e
ecológicos também se valem de informações paleontológicas para estabelecer a evolução dos
parâmetros ambientais, climáticos e ecológicos ao longo do tempo. Na Geologia esse tipo de relação
também existe. A Geologia Histórica se vale das informações paleontológicas para reconstituir a
trajetória da Terra. A Geologia Econômica segue o mesmo caminho, utilizando os fósseis para auxiliar
na prospecção de petróleo.
Por sua vez podemos dividir a Paleontologia em algumas áreas, tais como a Paleozoologia,
Paleobotânica, Micropaleontologia, Tafonomia, Paleoecologia, Paleoclimatologia, Paleobiogeografia e
Bioestratigrafia. Cada uma delas tem objetos de estudo diferentes, e até objetivos diferentes, mas
obedecem as bases que formam a Paleontologia. Vale aqui, neste momento, estabelecer a diferença
entre Paleontologia e Arqueologia. Para muitos leigos estas duas ciências são iguais ou equivalentes.
Talvez seja pelo fato delas estudarem objetos antigos e tratar de nossa pré-história. No entanto as duas
ciências são bem distintas e independentes. A Arqueologia se preocupa com todos os aspectos
relacionados a antigos povos, antigas civilizações, aos ancestrais do Homem moderno, ou seja, tudo
relacionado à raça humana, especialmente suas características culturais. Já a Paleontologia se preocupa
em descobrir os mistérios relacionados a todos os organismos que já existiram em nosso planeta, sejam
eles microorganismos, plantas ou animais. A Arqueologia também trabalha com o passado, mas um
período de tempo muito menor do que aquele estudado pela Paleontologia. Se pensarmos que o
homem moderno surgiu há cerca de 200 mil anos e os ancestrais mais antigos do homem surgiram há
aproximadamente 6 milhões de anos, esse é o máximo que a Arqueologia estuda do passado. Já a
25
Paleontologia, como se preocupa com a vida de uma maneira geral, desde a sua origem até cerca de 10
mil anos no passado, tem um intervalo de cerca de 3 bilhões e 500 milhões de anos para estudar.
Embora distintas e independentes, como escrito anteriormente, essas duas ciências podem colaborar
uma com a outra. A Paleontologia pode estudar fósseis de ancestrais do homem, colaborando com a
Arqueologia, pois ela tem interesse em saber como foi a evolução do Homem em termos biológicos. Já
a Arqueologia pode se interessar por restos de animais e plantas encontradas junto a esqueletos e
ferramentas humanas de antigas civilizações, pois assim pode conhecer o ambiente em que essas
comunidades viviam, do que se alimentavam, o que plantavam ou caçavam, etc.
FÓSSEIS: INFORMAÇÕES SOBRE A VIDA NO INTERIOR DAS ROCHAS
Os fósseis são os objetos de estudo da Paleontologia. Classicamente são definidos como restos
ou vestígios de organismos com idade superior a 10 mil anos e que foram preservados por processos
naturais principalmente nas rochas. Essa idade de 10 mil anos pode aparecer diferente em algumas
obras científicas, variando de 6 mil a 11 mil anos. Geralmente os fósseis encontram-se preservados em
rochas sedimentares e, raramente, em rochas metamórficas.
Mas afinal, com o que se parece um fóssil? Como será visto mais adiante, os fósseis podem ser
organismos inteiros, partes de organismos ou resultados de atividades de organismos. Geralmente
consideramos que a maioria dos fósseis corresponde a materiais duros, resistentes, que possam resistir
aos processos de fossilização. Exemplos de restos de organismos são dentes, ossos, escamas, chifres,
unhas, espinhos, conchas, folhas, troncos, sementes, entre outros. Vestígios correspondem a ovos,
ninhos, pegadas, coprólitos (fezes fossilizadas), gastrólitos (pedras estomacais), etc.
Durante muitos anos na antiguidade os fósseis consistiam um mistério para quem os
encontrava. Filósofos e pensadores tentavam encontrar uma explicação para esses tesouros da
natureza. Algumas explicações diziam que eram restos do dilúvio (chamado de Homo diluvii testis) ou
então que eram líquidos endurecidos nos pedras (chamados sucus lapidescens). Consta nos registros
históricos que Leonardo da Vinci foi um dos primeiros cientistas a entender o significado orgânico dos
fósseis. Apesar de serem organismos mortos, a grande maioria constituída por espécies extintas, a
nomenclatura das espécies, gêneros e demais categorias taxonômicas obedece o sistema binomial
estabelecido por Linné e que é empregada em organismos atuais.
Adicionalmente, uma série de materiais existentes na natureza se assemelha a fósseis e, muitas
vezes, são confundidos com eles. As categorias mais comuns são:
Subfóssil: são também restos ou vestígios de animais que ficaram preservados na natureza por
processos naturais só que têm idade inferior a 10 mil anos;
Pseudofósseis: são estruturas formadas por certos minerais que se assemelham a restos de organismos.
Embora ocorram de maneira natural no planeta não foram produzidos por processos biogênicos nem
correspondem a partes de organismos. Os mais comuns exemplos de pseudofósseis são os dendritos de
manganês que correspondem a estruturas minerais muito semelhantes em forma a folhas ou ramos de
vegetais, muito presentes em rochas metamórficas como quartzitos;
Fósseis químicos: substâncias de origem orgânica encontradas em determinadas rochas, indicando a
presença de atividade biológica. Exemplos disso são aminoácidos que foram encontrados em rochas
com até 3 bilhões de anos;
Fósseis vivos: não são fósseis de verdade, porque estão vivos. É, na verdade, uma expressão atribuída
a animais e vegetais que possuem um ritmo evolutivo muito lento (braditélicos, numa linguagem
evolutiva), não apresentando modificações significativas nos últimos milhões de anos. Exemplos dessa
categoria são as baratas e os ginkgos (tipo de vegetal do grupo das gimnospermas);
Os fósseis são elementos extremamente raros na natureza e correspondem, geralmente, ao
resultado de episódios grandes de mortandade e preservação, com condições muito especiais nos
diferentes ambientes. Para entender sua formação e seu significado, devemos pensar nos organismos
ainda vivos, e no que teria ocorrido ou o que seria necessário acontecer para que ele se transformasse
num osso, concha ou folha aprisionada numa rocha. Essa é, de maneira simplificada, a definição e o
objetivo da Tafonomia, importante ramo da Paleontologia que discute os meios e circunstâncias da
fossilização.
26
No início da criação da Tafonomia ela era descrita como as “leis” que regem a fossilização, que
por sua vez deve obedecer a uma seqüência rígida e pré-estabelecida de etapas (serão descritas a
seguir). Atualmente essa visão é mais maleável, não representando uma obrigação por seguir as etapas
de fossilização, mas sim uma reunião de etapas que podem ocorrer de diversas maneiras na formação
de um fóssil. A Tafonomia é dividida, para fins de estudos, em Bioestratinomia e Diagênese dos
fósseis. A primeira se ocupa com tudo o que aconteceu com os organismos desde a sua morte até o
momento em que é enterrado. A segunda divisão se ocupa de todos os processos que atuam sobre os
fósseis em formação a partir do momento em que são enterrados.
As etapas do processo de fossilização são as seguintes: morte, necrólise/decomposição,
desarticulação/fragmentação, transporte, soterramento, fossilização. Para a Tafonomia antiga essas
etapas deveriam obrigatoriamente ocorrer nessa ordem, ao passo que atualmente sabe-se que pode
haver inversão e até falta de algumas dessas etapas.
Exercício de raciocínio: Tente pensar em organismos e situações de fossilização conforme as
propostas da tabela abaixo. Use a ordem dos números de cada proposta para guiar você através das
etapas. Quando tiver - - desconsidere essa etapa
Etapas da
Proposta 1
Proposta 2
Proposta 3
Proposta 4
Tafonomia
Morte
1
1
2
2
Necrólise
--5
3
(decomposição)
Desarticulação
2
-1
-Transporte
--3
-Soterramento
3
2
4
1
Fossilização
4
3
6
4
O significado das etapas de fossilização:
Morte: todo ser vivo morre, mas nem todos da mesma maneira. Os organismos podem morrer de
maneira Natural ou Catastrófica. Maneira natural é pela ação de predadores, acidentes, doenças, etc.
Catastróficas está associada a episódios naturais de grandes proporções como enchentes, terremotos,
erupções vulcânicas, etc.
Necrólise/decomposição: são os processos físicos e químicos que vão destruindo a matéria orgânica,
seja pela ação de micro-organismos ou pela atuação de substâncias inorgânicas.
Desarticulação: representa a separação de partes de um mesmo organismo. Devemos lembrar que os
organismos têm partes esqueléticas com número variável de elementos, como os ossos de um
vertebrado, as duas conchas de um bivalve ou a concha única de um caramujo. Em alguns casos a
desarticulação pode corresponder a fragmentação (quebra) das partes do organismo.
Transporte: é a mudança de local do organismo inteiro ou de seus restos por algum agente natural.
Esse agente natural pode ser desde um animal que carrega parte de outro para se alimentar, até a ação
de elementos ambientais como gelo, vento e água. Devemos sempre pensar se o tamanho do organismo
ou de seu resto é compatível com o agente de transporte, ou seja, um osso de um elefante nunca
poderia ser transportado pelo vento.
Soterramento: corresponde ao enterro do organismo ou de seus restos, que é feito com a ajuda de água,
vento ou gelo que carregam os materiais que efetivamente vão enterrar o organismo. Estamos falando
de areia, lama, barro, etc.
Fossilização: após o soterramento, uma série de reações e processos químicos e físicos podem atuar
sobre o organismo ou seus restos, alterando a aparência final do fóssil.
Princípios Gerais de Paleontologia(Parte 2)
AFINAL, COMO SÃO OS FÓSSEIS?
Segundo a definição do termo, fóssil pode ser um resto ou vestígio do organismo, seja ele
animal, vegetal ou micro-organismo. Agora que já temos um certo conhecimento de como um
organismo se fossiliza e das mudanças que podem acontecer com ele ao longo desse processo,
podemos entender as diversas formas como um fóssil se apresenta.
27
Se tivéssemos que eleger a maneira mais comum de ocorrência de um fóssil com toda certeza
ganharia a preservação das partes duras, como os dentes e ossos. Mas não são somente as parte duras
dos organismos que ficam preservadas, caso contrário não haveria fósseis de águas-vivas, lulas,
polvos, entre outros. As partes moles dos organismos necessitam de condições muito especiais de
preservação, porque são muito mais frágeis do que as partes mais resistentes. É bom esclarecer que há
diferença na preservação de restos e vestígios. Primeiro trataremos dos restos, e posteriormente dos
vestígios. Resumidamente os tipos de preservação são as seguintes:
Preservação Total: é quando o organismo inteiro fica preservado, com suas partes moles e duras juntas.
São extremamente raros e é o tipo de fóssil considerado ideal pois permite conhecer o organismo
integralmente. Exemplos disso são o âmbar, os organismos mumificados (secos ou no gelo),
organismos preservados nos lagos asfálticos, etc.
Preservação Parcial: é quando temos o organismo apenas parcialmente representado, e geralmente na
forma de partes duras. A preservação parcial pode ser dividida em: a) com composição química
original mantida ou b) com composição química original alterada. Quando a composição química é
mantida o resto do organismo pode sofrer adição de material por fora (incrustação) ou por dentro
(permineralização e recristalização). No entanto é comum que a composição química original do resto
orgânico tenha sido alterada por perda parcial de alguns elementos (carbonificação) ou perda total de
seus elementos (substituição por sílica, pirita, limonita, carbonato de cálcio, etc.).
Por sua vez podemos ter também os vestígios dos organismos, ou seja, indícios de que o
organismo esteve lá. Existem várias categorias de vestígios. Uma das mais comuns são os moldes
internos (impressão das características internas), externos (impressão das características externas) e
contra-moldes (réplica do resto do organismo). A formação desses tipos de vestígio é através de
processos que ocorrem após a fossilização. Em todos eles o material original do resto do organismo
(fosfato de cálcio no caso de ossos, carbonato de cálcio no caso de conchas, etc.) é dissolvido por
substâncias que estão no ambiente. No caso dos moldes interno e externo o resto do organismo é
dissolvido e o que sobra é um espaço vazio no formato desse elemento esquelético. No caso do contramolde isso também acontece, só que o espaço vazio é preenchido por algum material (areia, lama,
etc.), e temos uma cópia do resto do organismo original. ATENÇÃO!!! Não confunda esse processo de
formação dos contra-moldes com a preservação parcial de um resto orgânico que sofreu substituição
por algum material. Se pensarmos num osso que sofre esses dois processos, na substituição o osso vai
aos poucos sendo substituído por outro elemento. Já na formação de um contra-molde desse mesmo
osso, primeiro ele seria inteiramente dissolvido para depois o vazio formado ser preenchido por algum
material, o que poderia levar milhares de anos.
Outros tipos de vestígios que são bastante comuns são as pegadas, pistas (conjuntos de
pegadas), marcas de repouso, moradia na forma de tubos ou tocas, coprólitos (fezes fossilizadas),
gastrólitos (pedras que são engolidas por alguns animais e ajudam a triturar os alimentos), ovos e
ninhos. Todos esses são chamados de Icnofósseis.
Sempre que encontramos um elemento fossilizado que corresponde a uma raridade, seja pela
quantidade de fósseis ou pela qualidade de sua preservação, chamamos isso de fóssil Lagerstätten. É o
caso de preservação de organismos muito frágeis, estruturas delicadas como penas, pele, músculos e
vasos sanguíneos, ainda que esses estejam representados por impressões (moldes).
QUAL O MELHOR AMBIENTE PARA SE FORMAR UM FÓSSIL
Essa é uma pergunta difícil, que provavelmente não tem resposta correta pois muitas são as
opções. Para pensarmos nessa resposta temos que pensar em tudo o que envolve o organismo e o
processo de fossilização (as etapas tafonômicas).
Os organismos têm uma grande variedade de formas e de hábitos de vida o que justamente os
torna adaptados aos mais diferentes ambientes. Faça uma experiência: pense nos diferentes tipos de
organismos que existem. Como seus corpos são organizados? Qual sua composição? Agora pense nos
diferentes hábitos de vida que eles podem ter. Agora pense em quais ambientes eles podem habitar e
como as condições desses ambientes podem variar ao longo do tempo (por exemplo, quando está
tempo bom ou quando está chovendo). Só aí já temos uma grande variedade de opções e de interrelações possíveis.
É certo que sempre esperamos que os fósseis sejam os melhores possíveis e que tenham o
máximo de informação para nos ajudar a interpretar o passado. Exemplos de preservação
extremamente boa são o âmbar, o gelo e a mumificação. Esse material preserva o organismo inteiro.
28
Como isso acontece? Vamos pensar um pouco sobre o âmbar. Uma resina vegetal é secretada por uma
árvore e, ao escorrer, envolve os organismos que estiverem em seu caminho. Se pensarmos nas etapas
do processo de fossilização vemos que o soterramento (causado pela resina) veio antes da morte (que
aconteceu quando o animal já estava dentro da resina). Não ocorreu decomposição e desarticulação.
Pode ter havido transporte, embora pequeno. Agora vamos pensar quais os ambientes que apresentam
uma preservação tão boa assim? Fora o ambiente glacial, muito gelado, poucos são os ambientes que
permitem uma preservação excepcional.
Em Paleontologia podemos considerar, portanto, que não existe um ambiente melhor que outro
para fossilização. O que existem são condições melhores ou piores para fossilização e que podem
ocorrer em diversos ambientes. Como no caso do âmbar, uma fossilização traria bons resultados se
ocorresse nas seguintes condições:
A)
morte (é obrigatória na fossilização, mas pode ocorrer depois do soterramento)
B)
rápido soterramento (para proteger os restos dos organismos da destruição por transporte ou por
outros animais)
C)
pouco transporte (evita que o resto do organismo sofre quebra ou desarticulação)
D ) pouca desarticulação (permite conhecer o organismo inteiro ou quase inteiro)
E )
necrólise (geralmente é inevitável, mas é melhor que ocorra depois do soterramento para
dificultar a fragmentação dos restos do organismo).
Sendo assim, como dito antes, vários ambientes poderão fornecer essas condições de
fossilização. Contudo, fósseis de qualidade inferior (incompletos ou fragmentados) se formarão
também quando as condições não forem tão boas assim. Aliás, isso é o que mais acontece. Portanto,
como uma palavra final sobre os ambientes e a fossilização, devemos lembrar que praticamente todo
ambiente é capaz de gerar fossilização embora cada tipo de ambiente dê características especiais aos
fósseis formados, ou seja, os fósseis formados no deserto são diferentes daqueles gerados no mar, que
são diferentes daqueles gerados no lago e assim por diante.
Princípios Gerais de Paleontologia(Parte 3)
PARA QUE UTILIZAMOS UM FÓSSIL?
Abaixo seguem algumas razões e maneiras de utilização dos fósseis.
a) Servem para revelar como era a vida na pré-história; devemos lembrar que fósseis são materiais que
contam a história da vida em nosso planeta e através deles podemos reconstruir toda a variedade de
organismos que habitou o planeta desde o seu início. Não podemos esquecer que o registro fossilífero é
incompleto, ou seja, nunca poderemos ter certeza que conhecemos realmente toda a variedade de
organismos que já existiu na Terra, simplesmente pelo fato de muitos não terem se fossilizado ou
terem sido destruídos pela própria natureza.
b) Servem para aumentar nosso conhecimento biológico; os fósseis revelam informações importantes
sobre a vida do passado. Através de seu estudo podemos identificar a morfologia, fisiologia,
comportamento, ecologia e outros aspectos da Biologia dos organismos e comparar com o
conhecimento que temos dos organismos atuais, observando como foi a evolução ao longo do tempo.
c) Servem para identificarmos ambientes do passado; quando encontramos um fóssil, por mais bem
preservado que ele esteja não sabemos de cara qual o ambiente em que ele foi formado. No entanto
cada fóssil pode revelar importantes informações que irão nos ajudar a conhecer as características dos
ambientes em que foram formados. As características são as seguintes:
1) Tipo de morte: ao identificarmos uma morte catastrófica (não seletiva) sabemos que algum
fator muito forte fez com que muitos organismos morressem ao mesmo tempo. As causas para isso são
ambientais (p.ex., mudanças nos ambientes) ou biológicas (p.ex., epidemia). Sendo uma causa
ambiental com certeza saberemos mais sobre o funcionamento desse ambiente avaliando o que teria
provocado as mortes.
2) Tipo de organismo: sabemos que atualmente existem organismos que vivem em condições
ambientais muito específicas, ou seja, para viver precisam de uma temperatura ideal, ou de oxigenação
ideal, de luz ideal, etc., e essas preferências são mostradas em partes de seu corpo. É o caso de certos
microorganismos marinhos de diferentes grupos. Outros organismos apresentam características que só
se formam se eles estiverem vivendo em condições ambientais ótimas, como é o caso de certos
gastrópodes marinhos que desenvolvem espinhos compridos nas conchas quando vivem em águas
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equatoriais e tropicais. Essas mesmas características podem ser observadas nos fósseis e, portanto,
podemos saber as condições ambientais em que eles estavam vivendo.
3) Tipo de assembléia fóssil: assembléia fóssil é o nome que se dá a todos os fósseis encontrados em
determinada área de estudo. Podemos ter 3 tipos e cada uma fornece informações sobre características
do ambiente: Autóctone- apresenta os fósseis em posição de vida, ou seja, na mesma posição que
ocupavam enquanto estavam vivos (p.ex., moluscos bivalves enterrados); isso indica que os
organismos não foram retirados do lugar antes da fossilização e, portanto, não houve transporte e,
portanto, o ambiente deveria ser calmo; essa assembléia nos ajuda a entender não só como viviam o
organismo mas também quais as condições do ambiente. Parautóctone- apresenta os fósseis fora de
posição de vida mas em bom estado de preservação, pouco ou não desarticulados; isso indica que os
organismos foram retirados de sua posição de vida por algum fator ambiental (p.ex., ondas fortes,
inundação) mas esse fator não foi suficiente para levá-los para longe, permanecendo no mesmo
ambiente em que viviam (p.ex., vegetação derrubada por tempestade mas não arrastada para longe);
Alóctone- apresenta fósseis fora da posição de vida e em estado regular o ruim de preservação, o que
mostra que foram retirados da posição de vida por algum fator ambiental (p.ex., ondas fortes,
inundação) e esse fator ambiental também foi capaz de levá-los para longe de seu ambiente original
causando desarticulação, fragmentação e desgaste (p.ex., vegetação retirada das margens de um rio,
carregadas pelas águas do rio e fossilizadas numa praia).
4) Formato da assembléia: cada assembléia fossilífera apresenta um formato que é obtido de acordo
com a forma do fóssil e o tipo e força do transporte sofrido por ele; não podemos esquecer que o
transporte é feito pelo ambiente e que, portanto, podemos saber o tipo de ambiente estudando como o
resto do organismo foi transportado.
5) Orientação dos fósseis: a posição do fóssil na rocha é causada pela maneira como ele foi
transportado; logo, estudando sua orientação podemos saber qual o agente de transporte, sua força ou
intensidade e a qual ambiente está provavelmente associado;
6) Tamanho dos fósseis: o tamanho dos fósseis que estão na rocha vai depender de como foram
transportados; agentes de transporte que têm força apenas para transportar grãos de pólen e outras
partículas pequenas (p.ex., vento) não poderão transportar ossos, formando uma assembléia apenas
com partículas pequenas de tamanho parecido e pequeno; por outro lado, agentes de transporte que
podem carregar ossos podem também carregar material menor como folhas, conchas, etc., formando
assembléias com fósseis de tamanhos variados; sabendo qual foi o agente de transporte e sua força
podemos saber qual o ambiente possível de formação daquele fóssil;
7) Densidade do empacotamento: nada mais é do que a quantidade de fóssil que existe na
rocha; podemos ter muito mais fóssil do que rocha, quantidades equivalentes dos dois ou muito mais
rocha do que fóssil; como já sabemos, uma assembléia fossilífera é causada pelo transporte dos restos
de organismos juntamente com material do ambiente, como areia; dependendo da densidade de fósseis
na rocha podemos saber as condições de transporte e as condições ambientais de formação daquela
assembléia;
8) Articulação/fragmentação: são características dos fósseis causadas, grande parte das vezes, pelo
transporte; cada tipo de transporte causa diferentes marcas nos fósseis que vão acabar sendo
caracterizadas como fragmentação ou desarticulação; portanto, reconhecendo essas marcas é possível
identificar a maneira como foi transportado e o ambiente em que isso aconteceu;
9) número de espécies/quais as espécies existentes: identificando esses organismos é possível
reconhecer as comunidades existentes e, assim, como era o ambiente em que viviam; contudo deve-se
tomar cuidado com o transporte...; devemos procurar nos fósseis marcas de que eles foram ou não
transportados, procurando se identificar uma assembléia autóctone ou parautóctone para podermos
afirmar que aqueles organismos formavam realmente uma comunidade; caso contrário, o transporte
pode ter juntado num mesmo lugar organismos que viviam longe uns dos outros, e nós não estaríamos
vendo uma comunidade que realmente existiu enquanto os organismos estavam vivos;
d) Serve para determinarmos a idade das rochas; em Geologia a idade das rochas pode ser obtida de
duas maneiras principais:
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1) datação absoluta: não vai ser detalhada aqui por ser um assunto mais geológico do que
paleontológico, mas é feita com rochas magmáticas e metamórficas; são analisados os isótopos
radioativos dessas rochas e chega-se a uma idade precisa em anos;
2) datação relativa: é feita em rochas sedimentares a partir da utilização de alguns fósseis; baseia-se
no fato de que fósseis são organismos que existiram num momento da história da Terra, participaram
da evolução e se extinguiram, ou seja, desapareceram; uma vez o organismo extinto ele não volta
nunca mais a existir o que faz dele um representante único de determinado momento da história da
Terra. Sendo assim, se encontramos um organismo sabemos a que momento da história ele pertence;
por exemplo, se encontramos um fóssil de dinossauro sabemos que aquela rocha só pode ter entre 245
e 65 milhões de anos; se encontramos um trilobita sabemos que aquela rocha pode ter entre 540 e 245
milhões de anos, e assim por diante; a idade relativa é fornecida não com números exatos, mas sim
com uma idéia aproximada da idade da rocha;
e) Serve para correlacionar rochas em locais distantes; estamos entrando num campo chamado
Biostratigrafia (não confundir com a BioestratiNOMIA da Tafonomia...); isso significa fazer a relação
entre rochas distantes utilizando seus conteúdos fossilíferos.
Mas para quê fazer correlação entre rochas distantes? Cada rocha sedimentar indica um tipo de
ambiente, portanto se conseguirmos achar a mesma rocha em uma área grande significa que toda a área
estudada apresentava o mesmo ambiente; vamos imaginar que queremos saber se as rochas de
diferentes cidades do estado de SP são as mesmas e foram formadas ao mesmo tempo; pela
bioestratigrafia temos que estudar os fósseis de rochas em várias cidades como por exemplo SP
(capital), Santos, Campinas, Ribeirão Preto e Bauru; depois temos que observar em quais dessas rochas
existem os mesmos fósseis ou conjuntos de fósseis; aquelas rochas que tiverem os mesmos fósseis,
mesmo estando distantes umas das outras, podem ser correlacionadas e consideradas como tendo se
formado ao mesmo tempo e no mesmo ambiente.
Isso tudo só funciona porque a Paleontologia e a Geologia acreditam na evolução e sabem ler o
registro geológico, ou seja, sabem que o fóssil representa um momento da história do planeta e que as
rochas sedimentares que se formaram nesse momento devem ter o mesmo fóssil preservado; não são
todos os fósseis que podem participar desses estudos; para isso foi criada a importante categoria de
fóssil-guia, ou seja, uma espécie que para ajudar na Bioestratigrafia têm que reunir as seguintes
características: 1) ter ampla distribuição geográfica, ou seja, ser cosmopolitas, ou seja, ter sido
distribuído por grandes áreas, pois assim pode ser observado mesmo em rochas muito distantes; 2) ter
pequena distribuição temporal, ou seja, ter uma evolução rápida, ou seja, ter existido por um curto
espaço de tempo na Terra, pois assim quando estiver presente em uma rocha vai indicar uma idade
bastante precisa; 3) ser abundante, ou seja, existirem muitos exemplares o que faz com que sejam
fáceis de achar nas rochas, e 4) ser fácil de identificar, evitando confusão com outros organismos ou
espécies;
Outra maneira de se fazer a correlação entre as rochas distantes é através da organização das
camadas de rocha sedimentar. Isso porque as rochas sedimentares ocorrem no planeta em camadas
umas sobre as outras, como se formassem um bolo com muitas camadas. Cada camada dessas tem seus
fósseis e podem ser organizadas para serem mais bem estudadas. Assim, realiza-se o chamado
Zoneamento Bioestratigráfico onde as camadas de rocha são identificadas ou agrupadas de acordo com
seu conteúdo fossilífero. Dá-se o nome de Biozona a uma camada ou camadas que têm a mesma
característica de fósseis. Biozonas podem ser as camadas correspondentes a toda a existência de uma
espécie; podem ser as camadas em que uma espécie ocorre em sua máxima abundância; podem ser as
camadas em que encontramos sempre juntas duas, três ou até mais espécies, etc. Cada uma dessas
biozonas recebe um nome que vai servir como sua identificação.
Princípios Gerais de Paleontologia (Parte 4)
O TEMPO GEOLÓGICO
Agora que já sabemos muita coisa sobre formação e utilização de fósseis podemos nos
aventurar a conhecer como é sua distribuição ao longo da história do planeta. Aliás, você sabe qual a
duração da história do planeta desde a sua formação? São 4 bilhões e 500 milhões de anos
aproximadamente. Esse tempo todo de história é chamado de Tempo Geológico e é medido em bilhões
e milhões de anos.
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Todo o conhecimento sobre o tempo geológico é resumido na chamada Escala ou Coluna do
Tempo Geológico (uma das figuras desta apostila). Ela deve ser lida sempre de baixo para cima, sendo
que sempre o que está embaixo é mais antigo do que o que está encima. Assim a parte mais baixa
corresponde ao início do planeta e a parte mais superior corresponde aos dias de hoje.
O Tempo Geológico é dividido em Períodos. Um conjunto de períodos é uma Era e um
conjunto de Eras é um Eón. Já se dividirmos um período temos épocas, e dividindo as épocas temos
idades. Assim temos, do mais antigo para o mais novo:
EÓNS
Fanerozóico
Proterozóico
Arqueano
Hadeano
Pré-Cambriano – Criptozóico
Pré-Cambriano – Criptozóico
Da formação da Terra até a deposição das rochas mais antigas
conhecidas
Obs.: os 3 últimos são conhecidos, em conjunto, como Pré-Cambriano ou Criptozóico;
Dos Eóns acima o único que precisamos dividir em eras e períodos é o Fanerozóico. Ele se
divide assim:
EÓN FANEROZÓICO
ERA CENOZÓICA
Período Quaternário
Período Terciário
ERA MESOZÓICA
Período Cretáceo
Período Jurássico
Período Triássico
ERA PALEOZÓICA
Período Permiano
Período Carbonífero
Período Devoniano
Período Siluriano
Período Ordoviciano
Período Cambriano
As Primeiras Eras da Terra (Pré-Cambriano e Paleozóico)
Atenção especial aos organismos mais antigos e à diversificação ao longo do Pré-Cambriano.
Para o início do Paleozóico:entenda a Fauna de Ediacara e sua importância, caracterize o Folhelho
Burguess e também a Fauna Tommotiana.
Logo após compreenda todos os principais acontecimentos da Era Paleozóica.
Explosão Cambriana: o que foi, quando ocorreu, qual a fauna que marca este momento.
Paleozóico: principais acontecimentos. Surgimento e desaparecimento de organismos. Organizar
cronologicamente os eventos. No Paleozóico observar os eventos de extinção em massa.
Para estudo: Leia o capítulo 14 “A vida Primitiva: do Criptozóico (Pré-Cambriano) ao início do
Fanerozóico”, pp. 221 a 233 no Livro Paleontologia (vol. 1), Editor: I.S. Carvalho (2004)
Consulte também: Capítulo 11 "O Registro dos Fósseis" no livro Biologia Evolutiva de
FUTUYMA, D. J. . SBG, CNPq, 1992, pp 335-363
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