Geologia

    
Tabela de conteúdos

1. Definição e classificação de sistemas
2. Astrogeologia
  2.1. Sistema Terra-Lua
  2.2. O Sistema Solar
    . 2.2.1. A Teoria Nebular
    . 2.2.2. A formação da Terra
  2..3. Actividade geológica nos planetas telúricos
3. Princípios do raciocínio geológico
  3.1. Deriva continental (proposta por Wegener)
  3.2. Tectónica de placas
  3.3. A face da Terra
4. Os métodos para o estudo da geosfera
  4.1. Campo magnético terrestre
  4.2. Gravimetria e Densidade
  4.3. Geotermismo
  4.4. Deformação das rochas
  4.5. Vulcanismo
    . 4.5.1. Vulcanismo primário central
  4.6. Sismologia
    . 4.6.1. Sismicidade em Portugal
    . 4.6.2. A zona de sombra sísmica
5. Estrutura interna da Terra
6. Magmatismo
  6.1. Minerais
  6.2. Cristalização em magmas
  6.3. Rochas magmáticas
7. Metamorfismo
8. Rochas sedimentares
  8.1. Rochas sedimentares quimiobiogénicas
  8.2. Rochas sedimentares quimiogénicas
  8.3. Rochas sedimentares detríticas
9. Paleontologia
  9.1. Princípios estratigráficos
  9.2. Os fósseis e os paleoambientes
  9.3. Datação radiométrica
  9.4. Escala do tempo geológico
10. Os subsistemas terrestres e a sua exploração
  10.1. Recursos minerais
  10.2. Aquíferos
11. Problemas de ordenamento do território
  11.1. Bacias hidrográficas e cursos de água
  11.2. Ocupação antrópica da orla costeira
  11.3. Zonas de vertente

1. Definição e classificação de sistemas

    

   Um sistema pode ser qualquer parte do Universo constituída por massa e energia que se queira avaliar e investigar separadamente. Esta área que consideramos sistema é delimitada por uma fronteira (real ou imaginária: se considerarmos a Terra, a fronteira é a atmosfera, que é real; se considerarmos uma faixa terrestre delimitada por dois meridiano, temos fronteiras imaginárias) chamada parede ou limite do sistema. Exemplo: a Via Láctea, o Sol, o Sistema Solar, a Nebulosa da Tarântula, etc.

   Quando um sistema é constituindo por vários outros pequenos sistemas, chamamos-lhes sistemas compostos e subsistemas às suas divisões. Por exemplo, podemos classificar o Sistema Solar como um sistema composto, se considerarmos que é constituído pelo Sol e pelos planetas.

   Em relação ao meio envolvente, os sistemas podem ser...

• Sistemas isolados, quando não há trocas nem de energia nem de massa com o meio exterior. É algo que não existe na Natureza, visto que, por mais protegido que seja o sistema considerado, há constantemente entrada de energia (luz, calor). Contudo, este tipo de sistemas pode ser obtido em laboratório.
• Sistemas fechados, quando não há trocas de massa, mas a energia pode entrar e sair do sistema. É o caso da Terra.
• Sistemas abertos, quando há trocas de massa e de energia. São os mais frequentes na Natureza.

2. Astrogeologia

  

  2.1. Sistema Terra-Lua

   A Lua é o astro mais próximo de nós. Tem continentes e mares. Os continentes são constituídos por anortositos e têm um albedo (= taxa de reflexão de luz) superior ao dos mares (cerca de 18%). Estão repletos de crateras de impacto e está coberta por um pó acinzentado (rególito lunar).

   Os mares também são pedra: são constituídos por basalto (que reflecte menos luz: apenas 7%). Quando a Lua era jovem, a sua crosta era muito fina, sendo facilmente perfurada pelos corpos que colidiam com ela. A lava ascendia, preenchendo as crateras, e, ao consolidar, formou aqueles mares basálticos. Uma vez que o basalto é muito denso, é frequente encontrar, nos mares, mascons (= regiões na crosta da Lua onde a força da atracção gravítica é maior do que o normal).

   A Lua não é geologicamente activa e não possuiu atmosfera. As suas rochas são mais antigas que as da Terra (visto que a geosfera está em constante renovação) e, por isso, podem ser usadas para reconstituir o que aconteceu naqueles primeiros anos.

  2.2. O Sistema Solar

1. Planetas principais: orbitam em torno do Sol, têm uma forma aproximadamente esférica, dominam a sua órbita (já destruíram os corpos que se encontram nela). Mercúrio, Vénus, Terra, Marte, Júpiter, Saturno, Úrano e Neptuno.

2. Planetas anões: orbitam em torno do sol, têm forma aproximadamente esférica, não dominam a órbita e não são satélites. (Um planeta anão mais afastado do Sol do que Neptuno é um PLUTÓIDE.)

3. Planetas secundários (satélites naturais): planetas que giram em torno dos planetas principais (alguns podem até ser maiores que os principais).

4. Asteróides: são corpos rochosos (existindo alguns com composição metálica), de forma irregular.

5. Cometas: são corpos mais ou menos esféricos, constituídos essencialmente por água, gases congelados e poeiras rochosas. Giram em torno do Sol em órbitas excêntricas e podem surgir da Cintura de Kuiper (depois de Neptuno) ou da Nuvem de Oort (depois da Cintura de Kuiper). Quando se aproximam do Sol, é possível distinguir um núcleo brilhante, uma cauda e uma ou duas cabeleiras (resultado da combustão dos materiais do cometa. A cabeleira está sempre do lado contrário ao sol.)

6. Meteoróides: pedaços rochosos (asteróides) que colidem com a Terra. É um meteoro se, ao entrar em contacto com a atmosfera, se torna incandescente devido ao atrito e meteoritos e consegue resistir ao atrito e atinge o chão.

   2.2.1. A Teoria Nebular

   Existem várias teorias para explicar a formação do Sistema Solar. Actualmente, são desprezadas as teorias catastrofistas (colisão de estrelas ou divisão de dois corpos em fragmentos devido à forte atracção gravítica entre eles) e aceita-se a Teoria Nebular Reformulada.

  Originalmente, a Teoria Nebular, proposta por Kant, defendia que o Sistema Solar fora formado a partir de uma nuvem de gases que girava em torno de si própria. Primeiro, as partículas centrais, sujeitas a enorme pressão, formaram o sol. Depois, as restantes, lançadas por forças centrífugas, deram origem aos planetas. Contudo, esta teoria não obedece às leis fundamentais da Física.

   Mais tarde, a Teoria Nebular foi reformulada e retomada. O Sistema Solar teria sido formado a partir de uma nuvem de gases e poeiras cujo núcleo, devido à condensação da matéria (por acção da gravidade), foi aquecendo. A nuvem começou a girar e o intenso movimento de rotação levou à formação de um disco achatado de matéria. No centro, surgiu um proto-sol em redor do qual se formavam planetesimais por colisão de partículas. Os planetas telúricos resultam da acreção (= aglutinação) de planetesimais e os planetas gasosos formam-se no exterior da nuvem, onde as temperaturas mais baixas permitem a condensação de matéria semelhante à do Sol. É esta a Teoria Nebular Reformulada. E o que apoia esta teoria?

• Regularidades das órbitas planetárias: as órbitas dos planetas estão contidas num plano (aproximado) que divide o Sol a meio e os planetas orbitam todos para o mesmo lado com eixos de rotação aproximadamente perpendiculares ao referido plano (excepto Vénus e Úrano);
• A rotação do Sol em torno de si próprio, já que era em torno de um proto-sol (um sol bebé) que a nuvem de poeiras e gases girava;
• A idade idêntica para todos os corpos do Sistema Solar;
• A maior densidade dos planetas interiores e menor nos gigantes gasosos, explicada pela diferente temperatura (que levou a diferenças na constituição dos corpos);
• A existência de meteoritos, asteróides e cometas, que são, no fundo, pequenos planetesimais e protoplanetas que nunca passaram dessa fase.

   A principal diferença entre a Teoria Nebular e a Teoria Nebular Reformulada é que a primeira argumenta que o Sol foi o primeiro a formar-se e a segunda defende a mesma idade aproximada para todos os corpos do Sistema Solar.

   2.2.2. A formação da Terra

  Há cerca de 4600 milhões de anos, os planetesimais (ver teoria nebular) começaram a aglutinar-se (acreção), formando protoplanetas. Na Terra, à fase de acreção seguiu-se uma fase de diferenciação: os elementos mais densos (metais) afundaram-se e os menos densos (silicatos) emergiram para a superfície.

   A superfície terrestre foi arrefecendo, formando a crusta primitiva. Esta era muito fina e quebradiça pelo que, quando bombardeada por meteoritos, quebrava, deixando que o magma (que se encontrava por baixo) se espalhasse. Assim se formou a crusta continental.

  A atmosfera terrestre formou-se a partir da actividade vulcânica, que libertava os gases aprisionados nas rochas. Originalmente, deverá ter sido constituída por dióxido de carbono, azoto, água, metano e amoníaco. O oxigénio surgiu quando surgiram os primeiros seres autotróficos (= seres que produzem o seu próprio alimento).

   2.3. Actividade geológica nos planetas telúricos

   Os planetas telúricos podem ser considerados geologicamente activos (Terra e Vénus) se for possível detectar sinais de dinâmica externa (rios, etc.) e/ou interna (vulcanismo, por exemplo), isto é, se apresentarem indícios de evolução das rochas (ver ciclo litológico da Terra abaixo representado). Se tal não ocorrer, então o planeta é geologicamente inactivo (Mercúrio e Marte).

   O estudo das formas e estruturas geológicas de um planeta é feito por comparação com a Terra. Ou seja, se observamos em Marte um vale semelhante aos que vemos serem formados na Terra pela acção de um rio, então deduzimos que, em Marte, já existiu ali um rio. Num planeta telúrico, há três tipos de estrutura geológica que se pode observar: estrutura endógena (resultante das forças internas do planeta), estrutura exógena (originada por processos que ocorrem à superfície do planeta) e estrutura exótica (causadas por forças ou objectos exteriores ao planeta).

   A energia para a actividade geológica, no nosso planeta, é proveniente de diversas fontes:

3. Princípios do raciocínio geológico

   

   Até ao século XVIII, a corrente geológica seguida pela comunidade científica era o Catastrofismo, que defendia que as transformações sofridas pela Terra ao longo dos tempos tinham sido grandes catástrofes (fenómenos pontuais) e que os fósseis eram vestígios dos animais reunidos por Noé. A partir deste século, surge uma nova corrente (o Uniformitarismo), segundo a qual os fenómenos naturais e geológicos são cíclicos e demorados (Princípio do Gradualismo) e o passado pode ser explicado através do presente (Princípio do Actualismo). Actualmente, seguem-se os princípios do Neocatastrofismo (uma mistura destas duas correntes): o planeta é alterado por processos naturais lentos, mas, ocasionalmente, é atingido por catástrofes.

  3.1. Deriva Continental (proposta por Wegener)

A. Os continentes são menos densos que as bacias oceânicas, logo, visto que o material que compõe o fundo oceânico também existe debaixo dos continentes, estes últimos flutuam sobre o fundo oceânico.

B. Os continentes deslizam sobre o fundo oceânico pois este comporta-se, no tempo geológico (ou seja, muito lentamente e durante muito, muito tempo) como um líquido viscoso.

C. Os maiores fenómenos (vulcanismo, etc.) e estruturas geológicas (rifte, p.e.) são causados pela interacção entre os continentes. As montanhas são formadas pela compressão nos bordos dos continentes. Originalmente, a Terra era forrada por uma camada de massa continental, que se foi fragmentando e sobrepondo de modo a formar os nossos continentes.

ARGUMENTOS MORFOLÓGICOS: Os continentes actuais e respectivas plataformas continentais encaixam quase perfeitamente. ARGUMENTOS PALENTOLÓGICOS: Foram encontrados fósseis iguais em locais separados por oceanos e milhares de quilómetros. ARGUMENTOS PALEOCLIMÁTICOS: Encontram-se vestígios de glaciares em regiões que agora são equatoriais. ARGUMENTOS LITOLÓGICOS: Rochas com deformações idênticas foram encontradas no Sul de África e América do Sul.

  3.2. Tectónica de Placas

   Depois da morte de Wegener (o cientista que propôs a Deriva Continental) foram descobertas dorsais médio-ocêanicas. O geólogo Hess propôs o modelo de Expansão dos Fundos Oceânicos: as dorsais eram montanhas simétricas criadas pelo rifte. Então, nas zonas de rifte construía-se nova crusta terrestre e, para equilibrar, surgiam zonas de subducção onde a crusta era destruída. Surge, assim, a teoria da Tectónica de Placas, uma teoria que defende o mobilismo em vez do fixismo (= em vez de afirmar que os continentes ocuparam sempre a mesma posição).

   3.3. A face da Terra

4. Os métodos para o estudo da geosfera

  

DIRECTOS: estudo dos afloramentos; sondagens e ultra-sondagens (que permitem retirar colunas de rochas — os carontes ou tarolos — que permitem tirar conclusões sobre a estrutura da Terra e a sua história); materiais emitidos durante a erupção vulcânica e estudos através de minas.

INDIRECTOS: planetologia e astrogeologia; gravimetria; densidade; geomagnetismo; sismologia; geotermismo.

  4.1. Campo Magnético Terrestre (CMT)

   A Terra tem um campo magnético natural, como se tivesse um íman no seu interior, que a protege de ventos solares carregadas de partículas com carga eléctrica não-neutra. Actualmente, o pólo norte magnético está próximo do norte geográfico (polaridade normal), mas, tempos a tempos, ocorre uma inversão do CMT, passando o pólo norte magnético a estar próximo do pólo sul geográfico(polaridade inversa).

   Para os últimos 4 M.a., estabeleceram-se 4 épocas: Brunhes (polaridade normal), Matuyama (inversa), Gauss (normal) e Gilbert (inversa). O paleomagnetismo apoia a tectónica de placas e fornece informações sobre o passado geológico da Terra (inversões de polaridade, localização geográfica de rochas e continentes, etc.). As dorsais oceânicas apresentam bandas, simétricas relativamente ao eixo da dorsal, positivas ou negativas. Tendo em conta as diferentes datas de formação das rochas correspondentes a estas bandas, sabemos que a polaridade do CMT tem sofrido inversões.

   Quando a sua temperatura é inferior a 580ºC, os minerais de ferro das rochas magmáticas orientam-se paralelamente ao CMT. Após a solidificação do magma, os minerais não podem modificar a sua polaridade. Usando a datação absoluta para determinar a idade destas rochas, podemos determinar quando ocorreram as mudanças de polaridade do CMT.

   As rochas sedimentares também registam o CMT quando os minerais de ferro se orientam durante a deposição, mas não podemos usá-las para determinar as inversões de polaridade do CMT (pois a datação absoluta diz-nos quando os minerais se formaram e não quando se depositaram para formar a rocha sedimentar).

   Pensa-se que o CMT é criado pela rotação do núcleo externo (líquido) relativamente ao núcleo interno (sólido), o que gera corrente eléctrica e, consequentemente, um campo magnético (rever experiência de Øersted). Este cenário pressupõe que ambos os núcleos são formados por materiais condutores: metais. Conseguimos, deste modo, obter a partir do CMT informações sobre a estrutura da Terra.

  4.2. Gravimetria e Densidade

   A gravimetria estuda as variações (anomalias) da aceleração da gravidade na superfície terrestre. Para a medirmos, usamos um gravímetro, que é, basicamente, um instrumento composto por um corpo de massa conhecida preso a uma mola.

   Por convenção, dizemos que o valor médio da aceleração da gravidade ao nível médio das águas é zero. As anomalias (tudo o que é diferente deste valor) são: positivas (valor > 0), se a densidade nesse ponto é maior; ou negativas (valor < 0), se a densidade nesse ponto for menor.

  A densidade média da Terra é 5,5. Sabendo que a densidade das rochas da superfície ronda os 2,8, podemos concluir que o interior da Terra é mais denso que a sua superfície. Surge, assim, a teoria da diferenciação (quando a Terra se formou, passou por uma fase de diferenciação da qual resultaram as camadas actuais).

  4.3. Geotermismo

Gradiente Geotérmico: o aumento da temperatura por cada metro (ºC/m).
Grau geotérmico: o número de metros para que a temperatura aumente um grau Celsius (m/ºC).
Fluxo térmico: quantidade de calor libertada por unidade de superfície e por unidade de tempo.

  4.4. Deformação das rochas

   Quando em estado de tensão (isto é, quando sob a influência de uma força externa) cisalhante (forças cisalhantes, associadas a limites conservativos de placas) ou normal (forças compressivas, associadas a limites convergentes, ou forças distensivas, associadas a limites divergentes), uma rocha reage adoptando um comportamento elástico, plástico ou frágil.

   Quando o seu comportamento é elástico, a forma do material geológico altera-se proporcionalmente à tensão sobre ele aplicada e, após cessar a força actuante, regressa ao estado inicial, dizendo-se, por isso, que a deformação é reversível. Este tipo de reacção é visível nas rochas quando sujeitas a ondas sísmicas pouco energéticas.

   Se a força ultrapassar o limite de elasticidade da rocha, formar-se-ão estruturas geológicas perduráveis. Quando o volume ou forma da rocha se altera sem esta nunca retornar ao estado inicial, diz-se que o seu comportamento é plástico e que, por isso, a deformação se situa dentro do limite de plasticidade do material. Porém, quando a tensão é muito intensa, pode ultrapassar-se esse limite, adquirindo a estrutura um comportamento frágil, isto é, quebrando em reacção ao esforço.

   Com o aumento da profundidade (e, por conseguinte, pressão) e o incremento da temperatura, diminui a rigidez dos materiais geológicos, aumentando a sua plasticidade. Assim, nas regiões inferiores da crusta terrestre, as rochas apresentam, geralmente, um comportamento plástico face às forças aplicadas, dizendo-se, por isso, que a deformação se dá em regime dúctil.

   Em regime dúctil e sob forças compressivas, as rochas tendem a encurvar e formar dobras, estruturas geológicas contínuas (= não fracturadas) evidenciadas pela perda da horizontalidade das camadas do material geológico.

   Por outro lado, à superfície, onde temperatura e pressão são menores, as alterações dos materiais geológicos dão-se em regime frágil: a rocha fractura facilmente como resposta às forças nele exercidas. Nestas situações, surgem falhas, estruturas geológicas descontínuas caracterizadas pela divisão de uma rocha em dois blocos.

   Para além da pressão, temperatura e qualidade das forças aplicadas (compressivas, divergentes, etc.), o tipo deformação das rochas também depende do intervalo de tempo durante o qual este se encontra em estado de tensão. Por exemplo, ao passo que as dobras resultam de uma exposição prolongada a forças compressivas, as falhas são fruto de, geralmente, movimentos mais bruscos e rápidos das placas litosféricas.

   O quadro seguinte sintetiza a relação entre o regime de deformação, as estruturas geológicas originadas e o local tectónico onde decorrem estas alterações.

  4.5. Vulcanismo

   As manifestações vulcânicas que ocorrem à superfície da Terra classificam-se em dois tipos distintos: primárias, caracterizadas pela ocorrência de erupções num aparelho vulcânico constituído por um vulcão (vulcanismo primário central) ou por um sistema de fracturas superficiais (vulcanismo primário fissural), e secundárias. O vulcanismo secundário manifesta-se de forma menos violenta, evidenciando-se em nascentes termais (pontos de libertação de águas altamente mineralizadas aquecidas pela proximidade a câmaras magmáticas ou, no caso das águas magmáticas ou juvenis, resultantes da condensação do vapor de água libertado do magma e da junção deste com águas superficiais), fumarolas (pontos de emissão de vapor de água e enxofre, no caso das sulfataras, ou gases tóxicos, no caso das mofetas) e géiseres (emissões descontínuas de água líquida e gasosa através de fracturas).

   4.5.1. Vulcanismo primário central

   Magma é um «material rochoso semi-fundido, provido de mobilidade e resultante da fusão das rochas da crosta e do manto superior», que, quando expelido no decurso de um fenómeno de vulcanismo, sofre desgaseificação (os voláteis, ou gases, libertam-se), e passa a denominar-se lava. A maior ou menor mobilidade do magma depende da sua viscosidade, que varia tanto com a pressão e temperatura a que ele se encontra como com a sua composição: para temperaturas e pressões iguais, quanto maior for a basicidade do magma (isto é, quanto menor for o seu teor em sílica), maior será a sua fluidez; para temperatura e composições iguais, quanto maior a pressão, menor a mobilidade (o magma está mais comprimido, ficando ali confinado); para pressões e composições iguais, quanto maior a temperatura, mais liquefeito está o magma, possuindo, portanto, maior mobilidade. A composição e, em particular, o teor de água de um magma influencia, também, a sua temperatura de fusão/solidificação, visto que este líquido, quando a temperaturas elevadas e pressões variáveis, facilita a fusão das rochas.

   O magma ácido ou riolítico gera-se zonas de subducção, sendo formado a partir da crusta terrestre subductada, é rico em silicatos (pelo que terá dificuldade em libertar os gases, sendo viscoso) e água (possuindo, portanto, um ponto de fusão baixo). Estas lavas solidificarão rapidamente, obstruindo a chaminé vulcânica e levando a um aumento da pressão. A erupção, caso aconteça, será explosiva e o vulcão será ou tornar-se-á, com o tempo, um cone de vertentes íngremes.

   O magma básico ou basáltico está associado ao vulcanismo de rifte e ao vulcanismo intraplacas. No primeiro caso, o magma surge dos movimentos de convecção; no segundo, tem origem nas plumas térmicas. Em ambas as situações, a rocha fundida é proveniente do interior da Terra, onde o teor em silicatos é menor, pelo que as lavas serão fluidas em vez de viscosas e perderão os gases facilmente. A erupção será efusiva, com formação de longas escoadas de lava e um cone de vertentes suaves.

   Porém, raramente a constituição dos magmas se mantém constante. Quando se instala uma câmara magmática num local, esta reage com as rochas encaixantes (= rochas envolventes), integrando porções destas (que, permanecendo inalteradas, se denominam xenólitos) no magma que contém (= assimilação magmática). Assim, a composição deste altera-se, podendo dar origem a rochas diferentes. Noutros casos, a composição original do magma é alterada pela mistura de um com uma constituição diferente, um processo que ocorre frequentemente em cadeias montanhosas. Por exemplo, da mistura de magmas basálticos e graníticos pode resultar um de composição andesítica.

  4.6. Sismologia

   Sismos «são movimentos vibratórios com origem nas camadas superiores da Terra, provocados pela libertação de energia». Há três tipos de sismos: tectónicos, quando estão associados a limites de placas (representam 95% da energia libertada por sismos) e a falhas activas — ocorrem na sequência dos movimentos das placas litosféricas: os materiais rochosos do interior da Terra são deformados e, quando as rochas atingem o seu limite de acumulação de energia, fracturam (ressalto elástico), libertando energia sob a forma de calor e de ondas sísmicas —; vulcânicos, quando estão associados a fenómenos de vulcanismo (provocados pela ascensão abrupta do magma, por exemplo); secundários, quando resultam de acontecimentos geológicos locais (abatimento de grutas, etc.).

   O sismo é caracterizado por um hipocentro/foco (local, no interior da Terra, onde se inicia a propagação de ondas sísmicas) e a profundidade do mesmo (profundidade focal), por um epicentro (zona, na crusta terrestre, directamente acima do hipocentro), pelas ondas sísmicas e respectivas frentes e pelos raios sísmicos (direcção de propagação da onda). É comum a ocorrência de abalos premonitórios que antecedem o sismo e réplicas que o sucedem.

   Quando o sismo ocorre em terra, chamamos-lhe terramoto. Contudo, se o sismo for submarino, é designado por maremoto e pode dar origem a tsunamis (ondas gigantes), que ocorrem quando uma coluna de água é elevada devido à deformação do fundo oceânico.

   Em meios de composição homogénea, as ondas sísmicas seriam esferas concêntricas, de centro no foco. Contudo, na Terra, devido às diferentes camadas e tipos de rocha, o meio heterogéneo origina, geralmente, raios sísmicos curvilíneos. Estas ondas podem ser internas, se têm origem e viajam no interior da Terra, como as P e as S. As superficiais (de Love e de Rayleigh) originam-se à superfície por interferências das ondas P e S e são também chamadas ondas longas, devido à sua grande amplitude (observável nos sismogramas) que lhes confere elevado poder destrutivo.

ONDAS PRIMÁRIAS (P): são as ondas com maior velocidade de propagação (as primeiras a serem detectadas pelos sismógrafos). Comprimem e distendem a matéria, fazendo vibrar as partículas na mesma direcção que a da propagação da onda (são ondas longitudinais). Podem propagar-se em meios sólidos, líquidos e gasosos (quando transmitidas para a atmosfera, originam ondas sonoras). A sua velocidade é influenciada pela rigidez (quanto maior, maior a velocidade), pela densidade (quanto maior, menor a velocidade) e pela incompressibilidade (quanto maior, maior a velocidade) do meio em que se propagam.

ONDAS SECUNDÁRIAS (S): são as segundas a serem detectadas pelos sismógrafos. Fazem vibrar as partículas perpendicularmente à direcção de propagação, pelo que são mais destrutivas que as ondas P. Só se propagam em meios sólidos. A sua velocidade de propagação depende da rigidez (quanto maior, maior a velocidade) e da densidade (quanto maior, menor a velocidade).

ONDAS DE LOVE: fazem vibrar as partículas perpendicularmente à direcção da onda, mas horizontalmente, afectando, principalmente, os alicerces dos edifícios. Só se propagam em meios sólidos e a sua velocidade é aproximadamente constante.

ONDAS DE RAYLEIGH: fazem vibrar as partículas segundo uma trajectória elíptica e torneando a direcção de propagação (como as ondas do mar). Propagam-se em meios sólidos e líquidos, mas não gasosos. A sua velocidade é aproximadamente constante.

   A passagem de ondas sísmicas é acusada no sismograma, um registo das vibrações sofridas pelo planeta, que, na ausência de vibrações (o que é raro, visto que o planeta é constantemente abalado por microssismos provocados por fenómenos naturais (tempestades, etc.) ou resultado da actividade humana (circulação de veículos, por exemplo)), seria uma linha recta.

   Uma vez que as ondas P se propagam mais rapidamente do que as ondas S, o intervalo de tempo entre os registos da sua chegada (S-P) aumenta à medida que aumenta a distância epicentral. Deste modo, a partir do intervalo de tempo, é possível determinar a distância a que o sismógrafo que detectou o sismo estava do epicentro. De seguida, traçamos uma circunferência de centro na localização do sismógrafo e de raio igual à sua distância ao epicentro. Procedendo desta forma com outros dois sismogramas, encontramos um ponto em que as três circunferências se intersectam: o epicentro. (Nota: se o hipocentro for muito profundo, pode acontecer que a intersecção das circunferências não seja um ponto, mas sim uma área mais alargada: uma zona epicentral.)

   Os sismos podem ser avaliados quanto à sua intensidade e à sua magnitude:

• A intensidade sísmica é um parâmetro qualitativo (não necessita de instrumentos para a medição e é bastante subjectiva) que avalia os efeitos directamente provocados pelo sismo sobre a construção e topografia do terreno. Existem várias escalas para classificar um sismo desta forma, mas as mais usadas são a Escala de Mercalli Modificada (MMI) e a Escala Macrossísmica Europeia (EMS98), que utilizam números inteiros (I, II, III, etc.). As isossistas são linhas traçadas no mapa que unem pontos com igual valor de intensidade de acordo com estas escalas. (Nota: estas linhas aparecem a tracejado quando há incerteza da intensidade.) A intensidade depende:
• ...da profundidade do foco e da distância ao epicentro, pois a energia das ondas vai diminuindo à medida que elas se afastam do ponto de origem;
• ...da composição do meio pelo qual as ondas sísmicas se propagam;
• ...da quantidade de energia libertada pelo sismo, pois quanto menor a energia, menor a intensidade;
• ...da densidade populacional da área, da qualidade de construção, etc.
• A magnitude de um sismo é uma grandeza calculada matematicamente e representa a quantidade de energia libertada pelo sismo. É obtida a partir da amplitude das vibrações registadas em sismogramas. Avaliamos esta grandeza com a Escala de Richter (permite a classificação com números fraccionários, como 9,5), que é uma escala logarítmica em que a subida de uma unidade representa uma multiplicação por (aproximadamente) 30 da energia libertada. Por exemplo, um sismo com 7 na Escala de Richter libertou 30 vezes mais energia (aproximadamente) que um sismo com 6.

   4.6.1. Sismicidade em Portugal

   Portugal situa-se na placa euroasiática e é delimitado pela falha Açores-Gibraltar a sul (composta pelo Rifte da Terceira, pela Falha da Glória e, mais a Oeste, pelo Banco de Gorringe) e pelo rifte do Atlântico Norte (a oeste). A actividade sísmica interplacas ocorre devido à interacção entre as placas divididas por estas falhas e devido ao vulcanismo que daí resulta.

   A actividade intraplacas é resultado das falhas activas e é bastante intensa no vale inferior do Tejo, no Algarve, na região de Moncorvo e no vale submarino do Sado. Na margem Oeste de Portugal Continental, o elevado número de sismos sugere alguma interacção entre as placas oceânica e continental.

   Na Madeira, situada na placa africana, a sismicidade é muito reduzida.

   4.6.2. A zona de sombra sísmica

   Ao refractarem-se para um meio onde a sua velocidade de propagação é menor, as ondas sofrem desvios na trajectória, uma vez que o ângulo de refracção relativamente à normal da superfície será menor que o ângulo de incidência. O mesmo sucede com as ondas sísmicas primárias (P) que, ao atravessarem a Descontinuidade de Gutenberg, se refractam de um meio de maior velocidade (manto) para um de menor (núcleo externo). Assim, é criada uma zona de sombra sísmica na superfície terrestre, entre os 103º e 143º de distância epicentral, onde não são detectadas zonas P directas. A zona de sombra sísmica para as ondas S surge a partir dos 103º de distância epicentral, uma vez que estas ondas são absorvidas pelo núcleo externo, deixando de ser registadas ondas secundárias (S) directas nesta região.

   Visto que a velocidade de propagação das ondas S é dada pela raiz quadrada da divisão da rigidez do meio pela densidade do mesmo e que a rigidez dos líquidos é nula, a absorção destas ondas por parte do núcleo externo sugere que este se comporta como um líquido, o que explicaria, também, a redução da velocidade das ondas P (que é dada pela raiz quadrada da divisão da soma da incompressibilidade do meio com quatro terços do valor da sua rigidez pela densidade do mesmo).

5. Estrutura interna da Terra

   

   Podemos definir três tipos diferentes de ondas sísmicas: onda directa, que tem origem no foco e não é refractada nem reflectida porque não interage com quaisquer descontinuidades; onda reflectida, que se propaga em sentido contrário e no mesmo meio que a onda que lhe deu origem; onda refractada, que atravessa uma ou várias descontinuidades e sofre alterações na sua trajectória.

   As variações bruscas da velocidade das ondas sísmicas quando estas atingem determinadas profundidades sugerem a existência, no interior da Terra, de descontinuidades: superfícies que separam camadas de diferente composição e propriedades. Dentro de cada camada, a velocidade das ondas tende a aumentar à medida que aumenta a profundidade, pois a maior pressão significa uma maior compactação dos materiais e, consequentemente, maiores valores de incompressibilidade e de rigidez.

   A descontinuidade entre a crusta e o manto — descontinuidade de Moho — foi descoberta por Mohorovicic. Ao instalar 24 estações sismográficas pela Croácia, verificou que, a partir de 150km do foco sísmico, as ondas P refractadas eram detectadas antes das ondas P directas. A variação da velocidade destas ondas que seguem diferentes trajectórias levou a admitir que percorrem meios diferentes. Com efeito, as ondas P refractadas atravessavam esta descontinuidade e viajavam no manto (onde os maiores valor de incompressibilidade e de rigidez das rochas lhes conferiam uma maior velocidade) antes de regressarem à crusta, enquanto as ondas P directas viajavam sempre na crusta (onde a velocidade é menor).

   A descontinuidade entre o manto e o núcleo externo — descontinuidade de Gutenberg — foi descoberta por Gutenberg. Ao estudar sismos distantes, este sismólogo verificou que estações situadas entre 11.500km (103º) e 14.000km (143º) do epicentro não registavam a chegada de ondas P. As ondas S não eram registadas em estações a mais de 11.500km (103º). Gutenberg explicou que esta zona de sombra sísmica era criada por uma outra descontinuidade. As ondas seriam refractadas para o núcleo externo que, uma vez que causava uma diminuição da velocidade das ondas P e absorvia as ondas S, o cientista concluiu ser líquido.

   A descontinuidade entre o núcleo externo e o núcleo interno — descontinuidade de Lehmann — foi descoberta pela geóloga dinamarquesa do mesmo nome. Ao analisar os sismogramas das estações nas zonas de sombra sísmica de vários sismos, notou que eram registadas algumas ondas P, embora não devesse ser esse o caso. Lehmann explicou este fenómeno afirmando que o núcleo interno se comportava como um sólido e que as ondas sísmicas reflectidas ou refractadas na descontinuidade que separava as duas camadas do núcleo poderiam surgir na zona de sombra sísmica. As ondas S detectadas nessa zona seriam resultado da modificação das ondas P.

   Os estudos do interior da Terra levaram à construção dos seguintes modelos:

6. Magmatismo

  6.1. Minerais

   Quando o intervalo de tempo de consolidação de um magma é muito curto, as partículas que geralmente constituem um cristal não chegam a ocupar as posições da sua malha elementar, dando origem, não a um mineral, mas a uma massa amorfa ou vítrea cujo comportamento se assemelha ao de um líquido muito viscoso. Noutras situações, ocorre um arranjo cristalino das partículas, formando-se um mineral, isto é, um corpo natural (formado sem intervenção do Homem), inorgânico (não orgânico), sólido (no estado sólido), com uma estrutura cristalina (as partículas apresentam um arranjo ordenado) e com composição química definida (os seus constituintes devem ser sempre os mesmos e encontrar-se nas mesmas proporções) ou variável dentro de certos limites.

   A estrutura cristalina de um mineral é constante, não dependendo das condições do seu ambiente de formação, e, segundo a teoria reticular, é definida pelo tipo de motivo cristalino ou malha elementar que apresenta. O motivo é um sólido paralelepipédico resultante da repetição, segundo as três direcções do espaço, da fiada (correspondente à aresta do paralelepípedo) de nós (= partículas que formam o mineral, correspondentes aos vértices do poliedro) ordenados segundo um padrão específico.

   Num mineral, a malha é visível quando este assume uma forma poliédrica perfeita; contudo, o aspecto do cristal, contrariamente à sua estrutura cristalina, depende das condições de agitação e temperatura do meio e do espaço e tempo em que crescem. Assim, podem formar-se:

• Cristais euédricos (a), que possuem faces bem desenvolvidas (perfeitas). Estes surgem quando os minerais se formam em ambientes com espaço livre que lhes permitem o crescimento.
• Cristais subédricos (b), que possuem faces imperfeitamente desenvolvidas.
• Cristais anédricos (c), que possuem faces imperfeitas. Estes surgem quando os minerais se formam em espaços reduzidos, isto é, quando o volume da rocha onde se desenvolvem já está quase totalmente ocupado pelos restantes cristais.

   Podemos realizar alguns testes, como o da adição de umas gotas de ácido clorídrico ao corpo (por exemplo, a calcite e a aragonite reagem a este líquido, fazendo efervescência devido à libertação de dióxido de carbono), para determinar a composição química de um mineral. Em relação a esta propriedade, os cristais agrupam-se em oito classes:

• Óxidos são formados por oxigénio e catiões (principalmente metálicos). Exemplo: hematite (Fe₂O₃).
• Carbonatos são formados pela combinação do anião carbonato com, geralmente, magnésio e cálcio. A calcite (CaCO₃) é o principal mineral deste grupo.
• Halogéneos é uma categoria que inclui cristais halogenados, como os cloretos (NaCl, por exemplo) e fluoretos (CaF₂).
• Fosfatos: compostos por aniões fosfato ligados a outros iões. A apatite é o fosfato mais abundante sendo e encontra-se presente nos ossos e nos dentes.
• Sulfatos são compostos pelo anião sulfato e catiões metálicos. Exemplo: anidrite (CaSO₄).
• Sulfuretos resultam da ligação entre o enxofre e catiões metálicos. Exemplo: pirite (FeS₂).
• Elementos nativos são minerais compostos puros de elementos que ocorrem naturalmente, sem se encontrarem na forma iónica. Exemplo: cobre.
• Silicatos, os minerais mais abundantes na crusta, têm, na sua constituição, tetraedros de silício e oxigénio, ocupando o oxigénio os vértices do sólido. Quando estas pirâmides se desenvolvem individualmente, sem se agruparem, dão origem a olivinas. Mas, não sendo electricamente neutros, os tetraedros têm tendência a ligar-se em conjuntos complexos (= polimerizar-se).
• Piroxenas: tetraedros de sílica agrupados em cadeias simples.
• Anfíbolas: tetraedros de sílica agrupados em cadeias duplas.
• Micas (biotite e moscovite): tetraedros de sílica agrupados em redes planas.
• Feldspatos (plagioclases e feldspatos potássicos): tetraedros de sílica agrupados em redes tridimensionais. Os feldspatos têm dois planos de clivagem rectos (ângulo de 90º).
• Quartzo: tetraedros de sílica agrupados em redes tridimensionais. O quartzo não apresenta planos de clivagem.

   Quanto às propriedades físicas dos minerais, distinguimos:

• Propriedades ópticas: cor, que pode ser variável (minerais alocromáticos) ou constante (minerais idiocromáticos); risca, que corresponde à cor do mineral quando reduzido a pó (geralmente, os minerais alocromáticos têm risca incolor ou branca, os idiocromáticos não metálicos têm risca igual à sua cor e os de brilho metálico têm-na negra); e brilho, que pode ser metálico, sub-metálico ou não metálico (neste caso, é acetinado, vítreo, adamantino, nacarado, resinoso, ceroso ou gorduroso).

• Propriedades mecânicas: dureza, que avalia a resistência que um mineral oferece à abrasão, ou seja, a ser riscado por outro corpo (geralmente medida recorrendo-se à escala de Mohs), e clivagem (tendência de um mineral de fragmentar segundo superfícies planas que correspondem àquelas em que a ligação química entre os componentes do corpo é mais fraca) ou fractura (tendência de um mineral de fragmentar de forma irregular, sem planos de clivagem notórios, evidenciando que as ligações químicas entre os seus constituintes são igualmente fortes).

• Massa volúmica: razão entre a massa e o volume de um mineral. Depende da massa das partículas (átomos ou iões) que o compõem, do seu arranjo (comprimento de ligação) e do ambiente no qual o sólido se formou.

   Sabe-se hoje que dois minerais podem ter a mesma estrutura cristalina e composição química diferente, ou vice-versa. Por este motivo, podemos ter:

• Substâncias isomorfas, que possuem estruturam cristalinas iguais e composição química diferente (devido, principalmente, à substituição de catiões por outros semelhantes). É o caso das anortites e das albites.

• Substâncias polimorfas, que possuem estruturam cristalinas diferentes, mas composição química igual. É o caso dos diamantes, da grafite e do grafeno.

  6.2. Cristalização em magmas

   Nem todos os minerais têm o mesmo ponto de fusão e, como tal, numa câmara magmática, pode ocorrer cristalização fraccionada: os minerais vão solidificando por ordem decrescente de temperatura de fusão. As séries de Bowen, abaixo representadas, descrevem este fenómeno. O cientista considerou que existem duas séries de reacções: a dos minerais ferromagnesianos (descontínua) e a das plagioclases (contínua). Cada seta abrange o intervalo de temperaturas durante o qual se formam minerais do grupo a que corresponde, mas, enquanto na série descontínua, os cristais não se alteram após solidificarem, na contínua, depois da formação da anortite, o seu teor em sódio aumenta à medida que a temperatura decresce.

   Uma vez formados, os minerais depositam-se no fundo da câmara magmática, visto a sua densidade, sendo eles corpos sólidos, ser superior à da rocha fundida do magma. Os minerais ordenam-se no fundo da câmara por idade e, quando cristalizam ao mesmo tempo, ocorre diferenciação gravítica (ordenam-se de acordo com a sua densidade).

   As últimas fracções do magma a consolidar (água, voláteis, sílica e outros solutos minerais) formam um líquido denominado solução hidrotermal que preenche, geralmente, as fendas das rochas, formando filões.

  6.3. Rochas magmáticas

   Ao material rochoso que se encontra total ou parcialmente fundido no interior da Terra dá-se o nome de magma. Quando o magma atinge a superfície e perde os gases da sua constituição, passamos a chamar-se lava. Da consolidação destes materiais resultam as rochas magmáticas:

• Quanto à profundidade de formação, distinguimos rochas intrusivas (formam-se a mais de 1 km de profundidade, como o granito) e extrusivas (formam-se a menos de 1 km de profundidade, como o basalto). As primeiras resultam da consolidação de magma e a segunda da solidificação de lava.

• Quanto à cor, distinguimos rochas: hololeucocratas, de cor muito clara e compostas unicamente por minerais félsicos (ex. sienito nefelínico); leucocratas, de cor clara e compostas principalmente por minerais félsicos (ex. granito e riólito, sienito e traquito); mesocratas, de cor intermédia e compostas unicamente por minerais félsicos (ex. diorito e andesito); melanocratas, de cor escura e compostas principalmente por minerais máficos (ex. gabro e basalto); holomelanocratas, de cor escura e compostas unicamente por minerais máficos (peridotito).

• Quanto à composição química, distinguimos rochas ácidas (teor em sílica > 70%), intermédias (50% > teor em sílica > 70%), básicas (45% > teor em sílica > 50%) e ultrabásicas (teor em sílica < 45%).

• Quanto ao aspecto provocado pelas dimensões, forma e arranjo dos constituintes da rocha, distinguimos rochas de textura: vítrea, quando não se identificam minerais com um microscópio petrográfico (ver post sobre minerais); hemicristalina, quando apenas pequenas porções da rocha apresentam estrutura cristalina, identificando-se minerais englobados numa massa amorfa; holocristalina, quando toda a rocha é formada por minerais (não havendo porções amorfas). A textura holocristalina pode, ainda, dividir-se em:
• Fanerítica, quando os cristais estão desenvolvidos (tamanho > 0,05 mm) e são visíveis a olho nu. Esta é a textura característica das rochas magmáticas intrusivas.
• Afanítica, quando os cristais são de pequenas dimensões (< 0,05 mm), não podendo ser observados a olho nu. Esta é a textura característica das rochas magmáticas extrusivas.

   As rochas podem ser identificadas pelos minerais que as compõem. A estes, indispensáveis para a sua caracterização, dá-se o nome de minerais essenciais ou principais. Os restantes que, existindo numa rocha, não afectam as suas características, são minerais acessórios.

7. Rochas metamórficas e metamorfismo

   

   O metamorfismo é um processo da geodinâmica interna (ocorre entre os 10km e os 30km), através do qual uma rocha sofre, no estado sólido, um conjunto de transformações mineralógicas e estruturais, sob a influência dos factores de metamorfismo – tensão, calor, fluidos e tempo.

   A partir dos 3km, as rochas estão sujeitas a um estado de tensão que resulta do peso da massa rochosa suprajacente. As forças que provocam esta tensão (tensão litostática) exercem-se de igual modo em todas as direcções, causando, nas rochas sujeitas a elas, uma redução do volume e aumento da densidade dos minerais. Porém, devido às correntes de convecção do manto e consequentes movimentos tectónicos e outros processos de actividade geológica, o material rochoso encontra-se, geralmente, sujeito a um tipo de tensão dirigido (tensão não litostática), isto é, que actua segundo uma direcção preferencial. Nestas situações, os minerais alinhar-se-ão, paralelamente (se forem distensivas ou cisalhantes) ou perpendicularmente (caso sejam compressivas) em relação às forças aplicadas, provocando uma alteração da textura da rocha.

   A temperaturas aproximadas de 100ºC, o calor transferido para as rochas (e que poderá ser fruto do aumento de profundidade ou da interacção com intrusões magmáticas) provoca a quebra das suas ligações químicas mais fracas, sem, contudo, as fundir. Para se tornarem estáveis nas novas condições de temperatura, os minerais, ainda no estado sólido (recorde-se que é isto que caracteriza o ambiente metamórfico), recristalizam com estruturas cristalinas distintas, isto é, originam espécies novas de minerais.

   Para certos valores de temperatura muito elevados, pode ocorrer fusão parcial dos cristais da rocha, formando-se um migmatito, ainda considerado rocha metamórfica. Todavia, a partir dos 800ºC, os materiais rochosos começam a fundir, pelo que todas as alterações mineralógicas subsequentes constituem fenómenos de magmatismo.

   Os fluidos hidrotermais resultantes de processos de magmatismo ou da fusão, provocada pela interacção com soluções aquosas aquecidas, de certos elementos da rocha circulam ao longo dos seus poros e fracturas, podendo levar à substituição de certos minerais ou iões na sua constituição, isto é, à alteração das características químicas e mineralógicas da rocha.

   «Os fenómenos metamórficos são extremamente lentos, sendo, por isso, também [necessário] considerar o tempo como um dos factores relevantes.»

   A predominância de um ou mais destes factores sobre os restantes permite-nos definir vários tipos de metamorfismo, dos quais se distinguem os metamorfismos de impacto, de contacto e regional.

• O termo «metamorfismo de impacto» designa o conjunto de alterações que uma rocha sofre quando, por colisão de um corpo celeste, é sujeita muito rapidamente a altas pressões e temperaturas. O estudo das formações metamorfizadas deste modo pode ser útil, por exemplo, para datar os impactos sofridos pela Terra e, no âmbito da Paleontologia, relacioná-los com alterações nos ecossistemas primitivos ou, no âmbito da Astronomia, identificar padrões e prever eventuais colisões com corpos rochosos extraterrestres.

• O metamorfismo de contacto ocorre nas zonas circundantes (afecta pequenas regiões) — designadas auréola de metamorfismo — de uma intrusão magmática, resultando, por isso, dos fluidos que poderão formar-se nessas câmaras e, principalmente, do calor por elas gerado (razão pela qual este processo também pode ter o nome de metamorfismo térmico). As rochas metamorfizadas deste modo dependem das características químicas e mineralógicas da rocha original e da sua proximidade à intrusão ou da composição e temperatura do fluido hidrotermal que essa contém: como exemplo disto, podem citar-se as corneanas (formadas a temperaturas maiores a partir de rochas argilosas, possuem cristais cúbicos e esféricos de dimensão reduzida que lhe conferem uma grande dureza e média granularidade), os mármores (geradas a partir de resíduos carbonatados, como calcários e dolomites) e os quartzitos (criadas por metamorfismo de arenitos siliciosos, podem, também, formar-se por fenómenos de metamorfismo regional).

• Por outro lado, o metamorfismo regional, que se deve a tensões compressivas de intensidade moderada a alta e elevadas temperaturas, estando associado à convergência de placas e génese de orogenias, afecta regiões mais extensas e é mais comum. As rochas formadas por este processo são variadas, podendo destacar-se a evolução dos argilitos, cuja composição e arranjo mineralógico (= textura), ao afundarem numa zona de metamorfismo regional (zona de subducção, por exemplo), se altera, tornando-se estas formações em ardósias, filitos (filádios), micaxistos e gnaisse, por ordem de intensidade (ou grau, como explicado abaixo) de metamorfismo.

   De facto, consoante a magnitude das alterações das características químicas e mineralógicas da formação rochosa original, podemos distinguir rochas de baixo (formadas em pressões e temperaturas mais baixas), médio ou alto (resultantes de maiores pressões e temperaturas) grau de metamorfismo (representados em cartas geológicas a partir em áreas separadas por linhas isógradas). Os minerais formados a partir da recristalização (cristalização com estrutura cristalina ou composição química diferente) são, por isso, característicos do grau de metamorfismo (e, consequentemente, da pressão e temperatura (daí que também tenham o nome de paleobarómetros ou paleotermómetros) de formação) da rocha metamorfizada: diz-se que são minerais-índice. São exemplo destas substâncias: a clorite (mineral tipicamente encontrado em rochas de baixo grau de metamorfismo), a cianite (ou distena) e andaluzite (indicadores de médio grau de metamorfismo, embora a andaluzite seja característica do metamorfismo de contacto), a granada (grau médio-alto) e a silimanite (alto grau).

   A cianite, a andaluzite e a silimanite são, na verdade, um excelente exemplo da relação entre as condições de metamorfismo e o aparecimento de certos minerais em rochas metamórficas: estes três minerais são polimorfos, sendo que a estrutura cristalina com que exibem a sua composição química idêntica (são silicatos de alumínio, de fórmula química Al₂SiO₅) depende, somente, da pressão e temperatura a que se formam e são estáveis.

   A disposição dos minerais na rocha metamórfica determinará a sua textura. Esta é foliada quando a rocha apresenta estruturas planares que resultam de um alinhamento dos cristais segundo uma direcção preferencial, isto é, foliação, que pode ser dividir-se classificar-se como clivagem ardosífera, xistosidade ou bandado gnáissico.

• Durante a formação de rochas de baixo grau de metamorfismo, os minerais lamelares, como as micas e minerais de argila, orientam-se paralelamente, tornando a formação rochosa final uma de grão fino que apresenta superfícies de clivagem bem definidas e com um brilho (devido às micas) sedoso. Visto este tipo de foliação ser própria das ardósias (embora também dos filitos), dá-se-lhe o nome de clivagem ardosífera.
• Nas rochas de médio grau de metamorfismo, devido ao maior desenvolvimento dos cristais (que provoca uma granularidade média-alta e, em particular, das micas, estas superfícies de clivagem apresentam-se mais brilhantes e irregulares (surgem como se estivessem cravejadas de micas reluzentes). Este tipo de foliação, à qual se dá o nome de xistosidade, é característica dos micaxistos ou xistos luzentes.
• Nas rochas de alto grau de metamorfismo (também com granularidade média-alta), a intensidade do metamorfismo leva à separação dos minerais de cor clara (quartzo e feldspato) dos lamelares (como as micas e anfíbolas) e formação de um padrão que intercala o primeiro conjunto de cristais alinhado com o segundo, alinhado paralelamente ao primeiro. Este bandado — bandado gnáissico — foi nomeado a partir do gnaisse, uma rocha que, apesar da foliação que apresenta, sendo mais coesa, tem uma fissibilidade (= quebra segundo superfícies de clivagem) mais reduzida.

   Pelo contrário, quando as rochas não apresentam foliação, a sua textura é não foliada ou granoblástica. É o caso das corneanas, dos quartzitos e dos mármores. As rochas metamórficas sem foliação (com excepção das corneanas) formam-se a partir de outras só com um mineral; já as texturas foliadas tendem a encontrar-se em formações obtidas pelo metamorfismo de rochas poliminerálicas.

8. Rochas sedimentares

   

   As rochas sedimentares representam, em termos volumétricos, 5% das rochas terrestres. Contudo, visto serem formadas à superfície terrestre, cobrem cerca de 75% da sua área.

   De acordo com a sua origem, podem ser classificadas como quimiobiogénicas, quimiogénicas e detríticas.

  

  8.1. Rochas sedimentares quimiobiogénicas

   As rochas quimiobiogénicas são constituídas maioritariamente por substâncias produzidas por seres vivos ou resultantes da sua actividade. A este grupo pertencem os calcários conquíferos (formados a partir do revestimento externo e rico em carbonato de cálcio de vários organismos) e os calcários recifais (formados a partir dos recifes).

   Os carvões também se inserem neste grupo, uma vez que resultam da decomposição de plantas de origem continental em ambientes anaeróbios (como pântanos, por exemplo) que não permitem a sobrevivência de bactérias decompositoras. Ao sofrer subsidência e ser, portanto, sujeita a condições de pressão e temperatura superiores, as propriedades da turfa (sedimento de origem vegetal e carvão menos energético) irão alterar-se, dando origem alignites, carvões betuminosos ou antracite (por ordem crescente de intensidade de pressão e temperatura aquando da sua formação e por ordem crescente de rendimento energético).

   Também o petróleo, um líquido (petróleo bruto) com uma fracção variável de gases (gás natural), é uma rocha sedimentar quimiobiogénica. Este forma-se em três fases: o fitoplâncton e o zooplâncton depositam-se em ambientes aquáticos pouco profundos, pouco agitados e anaeróbios; à mistura sobrepõem-se camadas de sedimentos finas e isoladoras; a camada orgânica afunda sob o peso dos estratos superiores, compactando-se e sofrendo alterações químicas.

   Devido à sua baixa densidade, o petróleo e o gás natural tendem a escapar-se da rocha que lhes dá origem (rocha-mãe), para uma rocha-armazém permeável e porosa (como um arenito) coberta por uma estrutura impermeável (argila) denominada rocha-cobertura. Ao conjunto das estruturas (falhas, dobras ou domas salinos) e formações (rocha-cobertura) geológicas que impedem a ascensão do petróleo até a superfície dá-se o nome de armadilha petrolífera.

  8.2. Rochas sedimentares quimiogénicas

   As rochas sedimentares quimiogénicas são formadas, essencialmente, por materiais resultantes da precipitação de substâncias em suspensão num fluido. Em alguns casos, este fenómeno é causado por uma intensa evaporação da água, o que leva à formação de cristais que se acumulam dando origem a evaporitos como o sal-gema e o gesso.

   Outras vezes, a precipitação das substâncias em suspensão resulta de uma reacção química, como sucede com o calcário de precipitação, cuja formação é causada pela interacção entre catiões de cálcio e aniões de bicarbonato. A dissolução desta rocha, no entanto, dá-se por acção do ácido carbónico, resultante da mistura de água com dióxido de carbono, pelo que a circulação da água acidificada leva à modelação dos blocos calcários. Há, pois, a tendência para a formação de campos de lapiaz (rendilhado de sulcos e cavidades) e galerias contendo estalactites (estruturas resultantes da precipitação de carbonato de cálcio que se formam a partir do tecto), estalagmites (estruturas resultantes da precipitação de carbonato de cálcio que se formam a partir da superfície) ou colunas (união entre estalactite e estalagmite) que contactam com o exterior através de algares.

  8.3. Rochas sedimentares detríticas

   As rochas sedimentares detríticas são predominantemente constituídas por sedimentos de origem detrítica, isto é, resultantes da desagregação de rochas pré-existentes. Dentro deste grupo, a classificação é feita em função do tamanho dos grãos (granulometria) que as constituem.

• Rochas formadas por balastros (dimensões > 2 mm) são conglomeráticas, podendo chamar-se cascalheira quando estes detritos se encontram desagregados ou, quando unidos por uma matriz (= cimento), brecha (os sedimentos são angulosos) ou conglomerado (os sedimentos são muito rolados).

• Rochas areníticas formadas por detritos denominados areias (1/16 mm < dimensões < 2 mm). Quando estes se encontram desagregados, formam uma rocha sedimentar apelidada de areia e, quando cimentados, dão origem aos arenitos ou grés.

• Rochas siltíticas são constituídas por partículas com dimensões entre 1/256 mm e 1/16 mm (siltes), podendo ser classificadas como siltes (rochas desagregadas) ou siltitos (rochas consolidadas).

• Rochas argilosas são constituídas por partículas com dimensões inferiores a 1/256 mm (argilas), podendo ser classificadas como argilas (rochas desagregadas) ou caulinitos (rochas consolidadas). Estes detritos aumentam de volume ao absorverem água, pelo que, quando a evaporação é acentuada, se formam, nas superfícies argilosas, fendas de dessecação ou retracção.

  A formação deste tipo de rochas pode dividir-se em dois momentos: sedimentogénese e diagénese. Sedimentogénese é o nome que se dá ao conjunto dos processos através dos quais são formados sedimentos (clastos).

• Meteorização é a alteração das propriedades de uma rocha ou mineral, podendo ser física (quando são as propriedades mecânicas da rocha que sofrem mudanças) ou química (quando são as propriedades químicas as alteradas).
• Meteorização física ou meteorização mecânica é a desgregação de uma rocha, ou seja, a divisão desta em partículas de dimensões menores que conservam as características físico-químicas do material original. A acção mecânica do vento (corrasão, quando contém partículas abrasivas (pequenos sedimentos), e deflacção, quando actua sozinho) e da água, bem como a crioclastia (acção da água quando esta se infiltra nos poros de uma rocha e congela, expandindo e, por conseguinte, alargando as suas diáclases (fissuras)), a termoclastia (consiste na fracturação da rocha devido às contracções e dilatações da mesma provocadas pela variação de temperatura), a descompressão à superfície (expansão e fractura do material rochoso que aflora à superfície, devido ao alívio de pressão), a actividade biológica dos animais ou mesmo das plantas (raízes), e a haloclastia (crescimento de minerais nas fissuras de uma rocha, obrigando ao alargamento das mesmas) são agentes da meteorização física.
• Por vezes, os constituintes de uma rocha tornam-se instáveis quando esta é inserida num ambiente diferente do de formação. Através da introdução ou remoção de elementos químicos na sua estrutura interna, estes são convertidos em componentes mais resistentes nas novas condições (meteorização química), recuperando a estabilidade. As alterações podem ocorrer por acção biológica (quando substâncias produzidas por seres vivos levam à meteorização, podendo esta, neste caso, chamar-se meteorização bioquímica), por hidrólise (isto é, por acção da água, como sucede com a caulinização do feldspato, cujo resultado final é a caulinite, um mineral de argila: 2 KAlSi₃O₈ + 2 H₂CO₃ + H₂O → Al₂Si₂O₅ (OH) ₄ + 4 SiO₂ + 2 K⁺ + 2 HCO₃^-), por hidratação ou desidratação (introdução ou remoção da água na estrutura interna de uma rocha ou mineral), por oxirredução (como sucede com a oxidação do óxido ferroso, que passa a óxido ferro: 4 FeO + O₂ → 2 Fe₂O₃) ou por dissolução (como sucede durante a carbonatação da calcite: CaCO₃ + H₂CO₃ → Ca²⁺ + 2(HCO₃^-)).

• Erosão é a remoção, por acção da água (líquida ou sólida), do vento ou dos animais, das partículas alteradas.

• A água (líquida ou gelo), o vento e os animais deslocam os sedimentos por saltação (areias), arrastamento ou em suspensão. Durante o transporte, estas partículas sofrem várias alterações, como rolamento e granotriagem (ver página 61 do manual).
• O grau de rolamento dos clastos é maior para durações de transporte maiores, pois tal significa que estes são sujeitos uma maior quantidade de choques entre si e com as rochas da superfície. Assim, estes sedimentos perdem as arestas e vértices, tornando-se as suas superfícies tornam-se mais lisas e curvas.
• Os sedimentos são separados, ao longo do percurso, em função da forma, tamanho e densidade (granotriagem), devido à variação da energia do meio: ao perder velocidade, o agente transportador permite que se depositem as partículas maiores e mais pesadas e densas, mantendo em movimento as restantes.

• Sedimentação ocorre quando o agente transportador perde velocidade (= energia do meio), permitindo a deposição dos sedimentos (ou seja, das partículas alteradas). A sedimentação acontece, geralmente, segundo chamadas sobrepostas a que damos o nome de estratos e que diferem entre si pela cor, composição e granulometria (= tamanho dos grãos). Embora a estratificação seja regularmente horizontal, pode acontecer estratificação entrecruzada quando a intensidade do agente transportador e/ou direcção do transporte dos sedimentos variam. O ambiente em que este processo sucede é chamado ambiente sedimentar, podendo ser continental (como leques aluviais, depósitos fluviais, depósitos glaciários, etc.), marinho (como depósitos de plataforma continental, depósitos de ambiente marinho profundo, etc.) ou de transição (como deltas, estuários, praias, lagunas, etc.).

   Diagénese é a consolidação dos sedimentos através da realização de processos fisico-químicos diversos, entre os quais:

• Compactação: redução do volume dos sedimentos, por eliminação dos espaços vazios devido ao peso dos próprios clastos.
• Cimentação (cementação): o espaço entre os sedimentos é preenchido por uma matriz formada pela precipitação de substâncias em suspensão na água e/ou deposição de partículas dissolvidas nesta.
• Recristalização: rearranjo cristalino dos minerais constituintes dos sedimentos.
• Metassomatose: troca de substâncias químicas entre os sedimentos e estes e o meio sedimentar.

9. Paleontologia

  9.1. Princípios estratigráficos

  O estrato, uma camada de rocha, é a unidade estratigráfica elementar. O seu limite inferior designa-se muro e o superior é o tecto. «Sempre que ocorre uma variação brusca na natureza do sedimento, uma pausa na sedimentação ou uma alteração nas condições físico-químicas do meio, individualiza-se um novo estrato.» Uma sequência estratigráfica será, pois, uma sucessão de estratos. À ausência de várias camadas (correspondentes a grandes períodos de tempo geológico), explicada por falta de sedimentação ou por erosão dos estratos depostos, numa sequência estratigráfica dá-se o nome de lacuna.

  Para determinar a idade relativa dos estratos, aplicam-se vários princípios:

• Princípio da Horizontalidade: qualquer estrato forma-se na horizontal (mas pode, depois, sofrer deformações).
• Princípio da Sobreposição: numa sequência estratigráfica de estratos não deformados, qualquer estrato é mais recente do que os estratos que estão abaixo dele e mais antigo do que os acima dele. Quando a sequência é exposta aos agentes da superfície, pode sofrer erosão, pelo que os estratos que sobre ela se depositarão estarão assentes sobre uma superfície de descontinuidade.
• Princípio da Identidade Paleontológica: dois estratos que contêm os mesmos conjuntos de fósseis têm a mesma idade. Os melhores fósseis para utilizar como marcadores são os de seres que tiveram uma duração curta mas dos quais existem muitos exemplares conservados: os fósseis de idade.
• Princípio da Continuidade Lateral: dois estratos com as mesmas características litológicas e paleontológicas distanciadas lateralmente têm a mesma idade.
• Princípio da Intersecção: uma rocha que intersecta outra é mais recente que ela. Se uma rocha A intersecta uma B, então a B teve que surgir em primeiro lugar, para ser intersectada.
• Princípio da Inclusão: fragmentos de rochas incorporados numa rocha são mais antigos do que a rocha que os engloba.

  9.2. Fósseis e os paleoambientes

   Paleoambientes são ambientes de períodos geológicos anteriores ao actual. Retratamo-los através da interpretação de sequências estratigráficas e fósseis nelas contidos que permitem recriar as condições ambientais aquando da formação da rocha. Aplica-se o Princípio das Causas Actuais (ou Princípio do Actualismo): «pode explicar-se o passado a partir do que se observa no presente». Isto significa que, se observamos uma paisagem geológica actual criada pela passagem de um rio e uma paisagem geológica antiga semelhante à outra, podemos concluir que, na antiga, houve, a certo ponto, um rio.

   Fósseis são vestígios (como rastos, pegadas, dentes mineralizados, etc.) de seres vivos de épocas anteriores conservados. Há vários tipos:

• Somatofósseis: são fósseis de restos somáticos, isto é, de restos integrantes do corpo de organismos do passado, como troncos mineralizados, etc.
• Fósseis característicos (ou de idade): são fósseis de espécies que tiveram uma existência curta, mas com grande dispersão horizontal (isto é, espalharam-se pelo mundo inteiro), permitindo, por isso, datar as rochas que os contém. Por exemplo, trilobites e amonites.
• Fósseis de fácies: são fósseis de espécies que vivem em ambientes muito específicos, permitindo, por isso, caracterizar os ambientes de formação das rochas que os contêm. Têm, preferencialmente, uma grande dispersão vertical (existiram ao longo de um grande período de tempo geológico). Por exemplo, corais.
• Outros.

• Icnofósseis (ou icnitos): são fósseis de vestígios vitaisdeixados pelos animais, como pegadas, dentadas, etc.

   A fossilização ocorre em menos de 1% das vezes: normalmente, os animais decompõem-se. Para fossilizarem, os vestígios do animal são cobertos por uma camada de sedimentos ou outra substânciaque os protege das agressões do meio (vento, chuva, etc.), preservando-os. É um processo longo, só se considerando fósseis vestígios orgânicos com mais de 13.000 anos. Os principais processos de fossilização são:

• Conservação: consiste na preservação de um organismo num meio asséptico (gelo, âmbar, etc.) sem sofrerem grandes alterações. Este processo engloba a mumificação, em que o corpo é desidratado e conservado.
• Mineralização: consiste na substituição dos compostos orgânicos que constituem o organismo morto (geralmente apenas partes duras, como troncos e ossos) por outros mais estáveis nas novas condições (como calcite, sílica, pirite, etc.), mantendo-se o volume e forma da substância original, ou na sua transformação num mineral com a mesma composição química, isto é, polimorfo (recristalização).
• Moldagem: consiste na impressão do ser vivo sobre uma rocha, criando-se um molde externo (molde da superfície externa) de um animal ou concha, por exemplo, ou um fóssil de um órgão achatado, ou preenchimento do seu corpo por sedimentos, permanecendo, após a degradação do material biológico, um molde interno (molde do corpo). Podem, depois, formar-se contramoldes pelo preenchimento dos moldes por detritos e subsequente consolidação deste.
• Incarbonização: consiste no aumento do teor de carbono do corpo de ser por perda dos seus voláteis, formando-se películas finas semelhantes ao carvão que preservam o organismo.

  9.3. Datação radiométrica

   A idade das rochas ou certos acontecimentos (extinções, separação de continentes, etc.) é, muitas vezes, expressa em valores numéricos: geralmente, milhões de anos (M. a.). Para determinar essa idade, usam-se isótopos instáveis ou radioactivos. Isto porque eles são incorporados nos cristais no momento da sua formação e porque se desintegram de uma forma regular ao longo do tempo (independentemente das condições ambientais).

   Estes isótopos são chamados isótopos-pai (P) e os átomos resultantes da sua desintegração são isótopos-filhos (F). A radioactividade é precisamente a desintegração, com libertação de partículas nucleares, destes isótopos instáveis para formar outros átomos mais estáveis.

   O tempo de semivida, meia vida ou semitransformação (T1/2) é o tempo necessário para que metade dos isótopos-pai se desintegre, ou seja, o tempo necessário para que haja 50% de isótopos-pai e 50% de isótopos filhos. É importante notar que, se passar outra semivida, o número de isótopos-pai vai, novamente reduzir para metade (25%, que é metade de 50%).

   O isótopo instável que se escolhe para determinar idade radiométrica ou absoluta daquela rocha ou fóssil depende dos materiais que a compõem (por exemplo, quartzo não é um bom material para se usar na datação de uma rocha sedimentar, pois ele permanece inalterável. A data conseguida seria a da sua cristalização devido ao arrefecimento do magma, não a data em que foi erodido.) e da idade da rocha (será difícil usar o carbono-14, que tem um tempo de semivida de 5730 anos, para datar uma rocha com 300 milhões de anos).

   É preciso saber a concentração inicial do isótopo que se usará para determinar a idade. Para isso, é só somar a concentração actual dos isótopos-filhos e a concentração actual dos isótopos-pai. Depois, compara-se a concentração obtida (que será a do isótopo-pai no momento zero, o momento de formação da rocha) com a concentração actual de isótopos-pai para saber quantas semividas passaram. Data = (nº de semividas passadas) x (tempo de uma semivida).

   Este método permite fazer uma datação fiável, com baixa percentagem de erro.

  9.4. Escala do tempo geológico

   Pela junção dos dados obtidos pela datação relativa e fácies das rochas sedimentar foi construída uma escala do tempo geológico, por fim completada com o surgimento da datação radiométrica. A escala divide-se em épocas, que estão agrupadas em períodos, que por sua vez compõem as eras, que se se inserem nos éons.

   Pré-Câmbrico é um termo usado para designar o intervalo de tempo desde a formação da Terra (há 4600 milhões de anos) até ao aparecimento de seres com exosqueleto, como as trilobites (há 542 milhões de anos). Dentro deste, distinguimos três éons:

• Hádico (entre 4600 e 3600 milhões de anos atrás), que termina com o fim do bombardeamento primitivo (ver post sobre a formação da Terra);
• Arcaico (entre 3600 e 2500 milhões de anos atrás), marcados pelo aparecimento dos primeiros microorganismos procariontes, destacando-se o surgimento de organismos fotossintéticos há 3100 milhões de anos;
• Proterozóico (entre 2500 e 542 M. a. atrás), no qual surgem os primeiros seres eucariotas (2000 M. a.), passa a existir oxigénio livre na atmosfera (1800 M. a.), tornando-se esta um meio oxidante, e aparecem organismos que realizam reprodução sexuada (1000 M. a.), terminando com aparecimento de seres mais complexos, com esqueleto externo.

   No final do Proterozóico, inicia-se um novo éon, o Fanerozóico (desde há 542 milhões de anos), durante o qual a vida animal se torna mais abundante. Está dividido em três eras:

• Paleozóico (entre 542 e 251 milhões de anos atrás): inicia-se com o aparecimento de seres com exosqueleto e termina com a maior extinção em massa da história da Terra. Durante este intervalo de tempo, surgem os primeiros peixes (Silúrico), mas dá-se a transição da vida aquática para a terreste, datando daí os primeiros registos de plantas gimnoespérmicas (Devónico), anfíbios (Devónico) e répteis (Carbonífero). As grandes reservas de carvão que hoje possuímos datam do Carbonífero e o super-continente Pangeia formou-se no Pérmico.
• Mesozóico (entre 251 e 65,5 milhões de anos atrás): inicia-se com a maior extinção em massa da história da Terra e termina com a extinção em massa que matou os dinossauros, seres que, à semelhança das amonites, proliferaram durante esta era. É daqui que datam os primeiros répteis mamalianos e aves (Triássico) e as primeiras angiospérmicas (Cretácico).
• Cenozóico (deste há 65,5 milhões de anos): inicia-se com a extinção dos dinossauros, amonites, etc. e dura até hoje. É conhecida como a era dos mamíferos: urgem os primeiros equídeos (Paleogénico) e os primeiros seres do género Homos (Neogénico), entre outros. Forma-se a cadeia montanhosa dos Himalaias (Neogénico), assumindo os continentes a posição que têm hoje.

  

10. Os subsistemas terrestres e a sua exploração

  

   A Terra é considerada um sistema fechado e composto. É fechado porque a energia (luz, calor…) entra e sai livremente, mas as trocas de massa com o meio exterior (foguetões que saem, corpos celestes que entram) são pouco significativas. É um sistema composto porque podemos considerar que tem vários subsistemas abertos:

• A geosfera é da Terra que é constituída por rocha, seja no estado sólido ou no estado líquido. Os movimentos da geosfera (deslocação de placas, etc) tornam o nosso planeta geologicamente activo. É da geosfera que o Homem retira os materiais para construção de casa, rochas, minerais, energias fósseis (petróleo, gás natural, carvão), etc.

• A hidrosfera é o somatório de toda a água que se encontra na superfície terrestre: mares, oceanos, lagos, glaciares, etc. À água que se encontra no estado sólido (calotes e glaciares) pode dar-se o nome de criosfera. A criosfera não é mais que uma subdivisão da hidrosfera. A água e o ciclo hidrológico (= ciclo da água) são essenciais para a existência da Vida como a conhecemos. Dela depende a agricultura, indústria, produção de energia e muitas outras actividades humanas. Além disso, os oceanos absorvem a maior parte da radiação solar.

• A atmosfera é o revestimento gasoso da Terra. Azoto, oxigénio, dióxido de carbono e árgon representam 99,98% do seu volume, mas também se encontra uma concentração variável de vapor de água e de partículas naturais (pólenes, etc.) e de origem na actividade humana (partículas resultantes da poluição, etc.). A atmosfera é o principal regulador de clima, filtrando e controlando a radiação solar que atinge e superfície terrestre. Também protege a Terra de corpos celestes que, ao dirigir-se para a Terra, são parcial ou totalmente destruídos pelo atrito na atmosfera.

• A biosfera é constituída por todos os seres vivos da Terra, independentemente do seu habitat. A espécie humana influencia todos os outros subsistemas terrestres, razão pela qual alguns cientistas defendem que constitua um subsistema à parte da biosfera: a antroposfera, que seria, pois o quinto subsistema terrestre.

   Não é difícil pensar na interacção entre estes quatro subsistemas. Um exemplo simples será uma erupção vulcânica. Os vulcões são parte da geosfera. Numa erupção vulcânica, os gases e poeiras libertados para a atmosfera alteram o regime de chuvas, modificando a hidrosfera. As poeiras que bloqueiam o sol e alterações no ciclo hidrológico afectam a biosfera (várias grandes erupções podem levar à extinção de espécies).

  10.1. Recursos minerais

   Para a exploração de um depósito ser economicamente rentável, a sua concentração num dado elemento químico terá que muito superior ao clarke (concentração média de um elemento químico na crusta), ou seja, teremos que estar na presença de um jazigo mineral. Deste, extrair-se-á o minério (um ou mais minerais, que contêm um ou mais elementos químicos em concentrações suficientes para que possam ser explorados com rentabilidade) e a ganga (material sem aproveitamento económico), sendo esta acumulada nas escombreiras da mina (que pode ser a céu aberto ou composta por poços e galerias)

   As reservas minerais de que dispomos são o conjunto de todos os jazigos minerais, enquanto a expressão recursos minerais se refere a todos os depósitos de rochas ou minerais cuja exploração é ou poderá vir a ser, no futuro, economicamente rentável.

  10.2. Aquíferos

   Os aquíferos são formações geológicas que armazenam água nos seus espaços vazios e permitem a sua circulação. As rochas que permitem a formação de aquíferos têm que, por isso, ser muito porosas (isto é, devem ser, preferencialmente, rochas sedimentares detríticas pouco consolidadas e com clastos bem calibrados, visto que isto contribui para um maior volume de espaços vazios) e permeáveis (isto é, devem permitir a passagem rápida da água).

   Na Natureza, podemos encontrar dois tipos de aquíferos: livres e cativos. A recarga (infiltração de água) é feita através das camadas superficiais, embora a zona onde este fenómeno ocorre seja maior para o primeiro tipo e menor para o segundo (no qual a recarga se faz lateralmente). Uma observação atenta revela outras diferenças: os aquíferos livres são limitados a muro (a baixo) por uma camada impermeável, sendo a superior permeável e, assim, a pressão da água igual à atmosférica; já os aquíferos cativos estão confinados entre duas camadas impermeáveis (pressão da água > pressão atmosférica).

   Durante a captação da água de um aquífero cativo (chamada captação artesiana), este líquido subirá até à cota (altura) em que a pressão da água se igualar à pressão atmosférica. Se a água jorrar atingindo alturas superiores às da superfície de extracção, estamos na presença de uma captação artesiana repuxante.

11. Problemas de ordenamento de território

  11.1. Bacias hidrográficas e cursos de água

   A bacia hidrográfica de um rio (= curso contínuo e permanente de água, com, possivelmente, algumas substâncias em suspensão, que corre em leito próprio e possui uma carga sólida, isto é, que transporta detritos de rochas de várias dimensões) compreende toda a área abrangida pela sua rede hidrográfica, isto é, pelos cursos de água que a ele se ligam. O leito de um rio, ou seja, o espaço ocupado pelo seu caudal, não se mantém constante ao longo do tempo, podendo distinguir-se três tipos: leito aparente ou ordinário, que designa a zona que o rio, em condições normais, ocupa; leito de estiagem (pequeno espaço dentro do leito aparente), que é galgado pela água durante o período de seca; leito de cheia, ocupado quando a água ultrapassa o limite do leito aparente devido à intensa precipitação, por exemplo.

   Ao longo do seu percurso, os rios desempenham um triplo trabalho geológico, visto que têm uma acção de meteorização/erosão (quer seja pelos materiais que arrastam ou fruto do próprio carácter meteorizante da água) do leito, de transporte dos detritos que daí resultam e de sedimentação (que, se for feita durante o período de cheia, resulta na formação de aluviões) dessa sua carga sólida (ver rochas sedimentares detríticas). Este efeito reflecte-se nos perfis longitudinal e transversal dos rios.

• De acordo com Davis, à medida que o rio envelhece, caso o seu nível de base geral se mantenha constante, o seu perfil longitudinal, devido à erosão provocada pelas águas, tende a regularizar-se de jusante (direcção da foz) para montante (direcção da nascente), isto é, no sentido contrário ao do correr do rio. Este processo, a que se dá o nome de erosão regressiva, ao contrário do que o cientista previa, nunca ocorre ao longo do curso de água (o nível de base não se mantém estável durante um período de tempo suficientemente longo), mas localmente.

• Podemos distinguir num rio três cursos (superior, médio e inferior) ou secções que, devido à predominância de efeito geológico sobre os restantes, apresentam perfis transversais distintos:
• O curso superior do rio é o troço situado mais a montante desta linha de água, sendo caracterizado pelo seu perfil transversal em V, provocado pela intensa erosão e transporte de materiais pela acção da água que, nesta secção com declives acentuados (as nascentes situam-se, geralmente, em locais acima do nível médio das águas do mar), é dotada de grande velocidade. Trabalho geológico principal: meteorização/erosão, transporte.
• No curso médio, a inclinação do terreno diminui, bem como a capacidade erosiva e competência (= capacidade para transportar carga sólida) do rio, o que leva a que o seu perfil assuma a forma de um V aberto. Os aluviões depositados durante os períodos de cheias formam grandes planícies sedimentares, onde os rios correm através de meandros ou múltiplos canais entrançados. Trabalho geológico principal: transporte, deposição.
• O curso inferior do rio corresponde ao troço mais próximo da sua foz, em que o seu perfil mostra um V muito aberto devido à intensa deposição de detritos. Trabalho geológico principal: sedimentação. Quando o curso de água desagua num meio muito energético (Oceano Atlântico, por exemplo), os sedimentos são rapidamente arrastados da foz e o mar entra pelo rio adentro — está-se na presença de um estuário. Se, pelo contrário, o meio em redor da foz permitir a acumulação de clastos nesta, obstruindo-a, forma-se um delta.

   As situações de cheia podem evitar-se pela construção de barragens ao longo do curso do rio, que, apesar do impacto negativo que têm nos ecossistemas, permitem, também, o armazenamento de água para diversos fins.

   Quando a precipitação ou o degelo são mais intensos, não sendo a água absorvida na sua totalidade, formam-se correntes de água, sem leito próprio, à superfície da Terra, às quais se dá o nome de águas selvagens ou de escorrência superficial. Estas deslocam-se sobre o terreno, provocando a erosão e transporte de detritos e levando à formação de abarrancamentos (sulcos), chaminés de fada (forma de relevo que surge pela maior erosão de rochas brandas e menor de fragmentos duros que se lhes sobrepõem), as paisagens de caos de blocos, etc..

   Nas montanhas, o aumento do caudal das águas selvagens pode levar à formação de torrentes, que, apesar de não possuírem leito próprio, têm características semelhantes às dos rios, visto serem dividas em três secções: «a bacia de recepção, onde a erosão é mais intensa; o canal de escoamento, ou parte média, onde a acção de transporte é muito intensa, devido à velocidade da água; e o cone de dejecção (no sopé da montanha), onde são acumulados os sedimentos transportados». Para evitar a formação destes corpos de água com elevado poder destrutivo, deve evitar-se a impermeabilização dos solos.

  11.2. Ocupação antrópica da orla costeira

   A morfologia das regiões costeiras das áreas continentais é influenciada por diversos factores modeladores: a acção mecânica das ondas, correntes e marés, as regressões e transgressões oceânicas (provocadas pelas glaciações, interglaciações e, actualmente, pelo efeito de estufa criado pelo Homem), movimentos tectónicos, construção de barragens (pois isto diminui o volume de sedimentos que é recebido pela costa), destruição da defesas naturais à força das águas (dunas, por exemplo), etc.

   Os movimentos da água sobre a costa têm um efeito erosivo sobre esta (isto é, provocam a abrasão marinha) e são particularmente evidentes nas arribas (= costas altas e escarpadas). Estas, sendo escavadas, na sua base, pelas ondas, ruem parcialmente, formando os detritos uma superfície denominada plataforma de abrasão.

   Os sedimentos transportados pela erosão das arribas ou mesmo os que desaguam no mar em conjunto com o caudal dos rios depositam-se formando praias, restingas. tômbolos, ilhas-barreiras, etc.

   Numa tentativa de impedir o desaparecimento destas camadas de sedimentos que constituem a faixa litoral, têm sido feitos projectos de ordenamento de território que, muitas vezes, envolvem a realimentação das praias (colocação de areias), recuperação das dunasou a edificação de estruturas artificiais que retardem a erosão e o arrastamento de sedimentos e que podem ser perpendiculares à linha de costa, como os esporões ou paralelas a esta, como os paredões (que se encontram nessa linha imbuídas) e os quebra-mares (que dela se destacam). As obras de engenharia, porém, para além dos custos elevados de construção e manutenção, tendem a oferecer apenas protecção local, piorando as condições das regiões envolventes: a construção de esporões, por exemplo, devido à deriva lateral das ondas, provoca uma intensa deposição de materiais de um dos seus lados e forte erosão do outro.

  11.3. Zonas de vertente

   As zonas de vertente são locais de desnível da topografia terrestre que, devido ao seu declive acentuado, estão expostos à acção intensa dos agentes erosivos. É frequente estarem associados, a estas regiões, fenómenos de movimentos em massa (= deslocamentos de grandes volumes de materiais) ou quedas de blocos.

   A ocorrência de movimentos em massa numa zona de vertente depende do seu contexto geológico (composição química, fracturação, deformação, orientação e inclinação das rochas) e geomorfológico (intensidade da força gravítica e força de atrito e declive dos terrenos) — factores condicionantes. Geralmente, o fenómeno é desencadeado pela precipitação elevada, acção humana (destruição da cobertura vegetal, etc.), sismos ou microssismos, variações de temperaturas, etc.

   A prevenção destas situações é feita pelo estudo das características geológicas e geomorfológicas da zona de vertente, elaboração de cartas que distinguem zonas de baixo risco (pode permitir-se a construção) das de alto risco (é interdita a construção) ou remoção ou contenção (com muros de suporte, por exemplo) das rochas da região