Rochas

Uma rocha é uma associação compatível e estável de minerais. Para podermos estudar as rochas, é indispensável o conhecimento do conceito de um mineral e das suas principais propriedades.

Uma substância, para ser considerada um mineral, terá de:

• ser um sólido;
• ocorrer naturalmente, ou seja, formar-se sem a intervenção do Homem;
• ser inorgânico;
• ter uma estrutura cristalina;
• ter uma composição química definida, fixa ou variável dentro de limites bem definidos, que possa ser representada por uma fórmula química. Ex: Quartzo=SiO2  enquanto a da olivina é variável.

Principais propriedades dos minerais

1. Composição química. Como já referimos, os minerais apresentam uma composição química, fixa ou variável, dentro de determinados limites. Os dados da mesma são fornecidos por análises químicas. Os minerais são divididos, de acordo com a classificação de Dana e Hurlbut, de acordo com o anião dominante.

2. Clivagem: a clivagem é a propriedade física que traduz a tendência de alguns minerais para fragmentarem, por aplicação de uma força mecânica. Estes minerais apresentam um sistema cristalográfico específico. A clivagem pode ser de três tipos:

• Perfeita;
• Distinta;
• Indistinta.

3 Brilho: O brilho é a propriedade física que se refere à intensidade da luz refletida pelas superfícies de fratura do mineral. O brilho pode ser de três tipos:

• Metálico;
• Submetálico;
• Não metálico.

4 Cor: A cor é a propriedade que resulta da absorção de radiações da luz branca que incide sobre o mineral. Os minerais podem ser:

• Idiocromáticos: minerais que apresentam uma cor constante;
• Halocromáticos: minerais que apresentam cor variável.

5 Dureza: A dureza de um mineral é a resistência que ele oferece ao ser riscado por outro mineral. Disto, podem ocorrer três situações:

• Se o mineral considerado riscar outro e o correspondente não riscar o considerado, tem maior dureza que o correspondido;
• Se os minerais se riscarem mutuamente, têm a mesma dureza;
• Se o mineral considerado for riscado por outro e não riscar o mesmo, tem menor dureza.

Métodos para descobrir a dureza do mineral:

• Escala de Mohs, utilizando os minerais de referência da mesma. Por exemplo, se um mineral riscar o felspato e ser riscado pelo quartzo, tem dureza 6,5.
• Métodos alternativos: a unha do dedo (dureza 2,5), uma moeda de cobre (dureza 3), canivete (dureza 5) e uma lima de aço (dureza 6,5-7).

6. Traço: O traço de um mineral é a cor do mesmo reduzido em pó. Para determinar o traço:

• De minerais com dureza inferior a 7, riscam-se numa porcelana;
• De minerais com dureza superior a 7, reduz-se em pó num almofariz.

7. Densidade: A densidade do mineral depende da sua estrutura cristalina. Geralmente os de brilho metálico são mais densos.

Alterações das rochas na superfície terrestre

As rochas, quando expostas na superfície terrestre, são continuamente alteradas por diversos fenómenos ambientais.

Começando pelo princípio, as rochas, quando estão expostas na superfície terrestre, estão sujeitas a alterações, que provocam o seu desgaste. Este processo designa-se por meteorização. Podem ser de dois tipos:

• Meteorização física ou mecânica: inclui diversos processos que fragmentam a rocha em pedaços cada vez mais pequenos, sem que ocorram transformações químicas que alterem a sua composição.
• Meteorização química: verifica-se uma alteração, quer na composição química, quer na composição mineralógica; alguns minerais são destruídos ou são substituídos por minerais mais estáveis nas condições da superfície terrestre.

A ação combinada destes dois tipos de meteorização transforma a rocha sólida em fragmentos individualizados- os sedimentos.

Meteorização física/mecânica

A meteorização mecânica pode ser causada por diversos agentes:

• Água: Alteração de períodos secos com períodos de grande humidade originam aumentos de volume e retrações que levam à fraturação e, eventualmente, à degradação da rocha. A própria ação da água das chuvas sobre as rochas também contribui para a meteorização.
• Gelo (crioclastia): A água infiltra-se nas fraturas das rochas. Quando a água solidifica, o seu volume aumenta e, consequentemente, aumentam as fissuras já existentes ou originam novas fissuras. 

• Ação dos seres vivos: A implantação de sementes dentro das fraturas nas rochas porosas e fraca resistência pode contribuir para a desagregação das mesmas. O crescimento das raízes contribui para a mesma. Outro exemplo são os seres vivos que cavam tocas ou galerias. Todas estas situações contribuem para a meteorização física das rochas.

• Ação da temperatura (termoclastia): em regiões com fortes amplitudes térmicas, como por exemplo, o deserto (fig15), causa constantes dilatações (aumento da temperatura) e contrações (diminuição da temperatura) na rocha. Estes movimentos sistemáticos leva à fraturação das mesmas.

• Crescimento dos minerais (haloclastia): Por vezes, a água que existe nas fraturas das rochas contém sais dissolvidos, que podem precipitar e aplicar forças nas fraturas, aumentando o seu tamanho, e contribuindo assim para a meteorização física.

• Alívio da pressão: A redução da pressão sobre a rocha, quando são aliviadas do peso das rochas sobrejacentes, expandem, fraturam e formam diaclases. Por vezes, este alívio de pressão, conjugado com alterações químicas, provoca o aparecimento de camadas concêntricas, designando-se disjunção esferoidal.

Meteorização química

Este processo transforma os minerais das rochas em novos produtos químicos. É tanto mais ativa e facilitada quanto maior for o estado de degradação física da rocha. Este tipo de meteorização pode ocorrer mais frequentemente em regiões quentes e húmidas, propícias a reações químicas. 

Esta meteorização química pode ocorres de duas maneiras:

• Os minerais são dissolvidos completamente, como por exemplo a calcite ou a halite;
• Os minerais são alterados, como o feldspato ou as micas, e formam novos minerais.

Erosão

Após a meteorização e o desgaste da rocha ocorre a erosão, processo em que os agentes erosivos atuam, principalmente a água e o vento, separando os fragmentos da rocha-mãe.

• Ação erosiva da água: As águas das chuvas são responsáveis pela formação de ravinas, principalmente quando os solos não apresentam vegetação. A ação da água na erosão pode originar estruturas como as chaminés de fada.

• Ação erosiva do vento: É feita em dois processos. O primeiro consiste na remoção de partículas, descobrindo a rocha sã (a própria rocha inalterada), ficando sujeita à ação da meteorização. No segundo processo, o vento, juntamente com as partículas que ele transporta, age como se fosse uma lixa. Assim, as rochas vão sendo alteradas, podendo originar estruturas pedunculadas.

Transporte

Em regra, os materiais removidos das rochas pela ação dos agentes erosivos, não permanecem no seu local de formação. Os mesmos iniciam um movimento de transporte, provocados por agentes de transporte, sendo os mais importantes a gravidade terrestre, o vento e a água.

• Transporte pela gravidade terrestre: A força da gravidade faz com que muitos materiais deslizem ao longo das encostas.

• Transporte pelo vento: Este transporte obviamente vai depender da intensidade do mesmo e do tamanho das partículas que transporta. Este normalmente atua em regiões áridas e sem vegetação, onde as partículas do solo são facilmente levantadas.

Transporte pela água: A água é o principal fator de transporte dos materiais resultantes de meteorização e erosão das rochas. Esta pode-se encontrar no estado sólido (glaciares) ou no estado líquido (águas selvagens, torrentes, rios, águas subterrâneas, mares e oceanos).

Deposição/Sedimentação

A deposição pode ocorrer no interior de continentes (rios, lagos) nas margens do oceano (praias, margens) e no oceano. 

Para álem de detritos, também se podem depositar minerais resultantes da meteorização ou matéria orgânica.

Quando os sedimentos se depositam, formam superfícies mais ou menos paralelas, que se designam por estratos.

Diagénese

Depois da deposição, os sedimentos podem evoluir para a diagénese. 

A diagénese é o conjunto de processos físicos e químicos que transformam os sedimentos em rochas sedimentares consolidadas.

A diagénese tem 3 processos:

1. Compactação;
2. Cimentação;
3. Recristalização.

A compactação ocorre devido à contínua deposição de novos sedimentos que comprimem os que estão em baixo dos mesmos. Este processo causa uma pressão crescente, que irá provocar a explusão de água, diminuição do volume e da porosidade.

Entre os espaços das partículas vai ocorrer a precipitação de sais, tais como a sílica, o carbonato de cálcio e óxidos de ferro, formando um cimento que une todos os sedimentos. Este fenómeno designa-se cimentação.

Durante a diagénese, alguns minerais podem sofrer recristalização, alterando a sua estrutura cristalina. Este fenómeno pode ocorrer devido a alterações de pressão, alterações de temperatura, circulação de água e outros fluídos.

Classificação de rochas sedimentares

Rochas sedimentares detríticas

Este tipo de rochas sedimentares formam-se a partir de fragmentos sólidos, isto é, de detritos obtidos a partir de rochas pré-existentes, por processos de meteorização e erosão.

Os sedimentos, dependendo do transporte, podem-se classificar-se através do grau de calibragem e do grau de arredondamento.

• Os sedimentos mal calibrados (maior diferença de dimensões entre si) e angulosos tiveram um transporte curto;
• Os sedimentos bem calibrados e arredondados tiveram um transporte longo.

Os sedimentos detríticos são classificados em função do seu tamanho, através de escalas granulométricas, como se descreve no quadro seguinte:

Todos estes sedimentos acima referidos são classificados como rochas sedimentares detríticas não consolidadas.

A consolidação das mesmas, por diagénese, origina rochas sedimentares detríticas consolidadas.

No quadro abaixo, estão representados quais as rochas sedimentares não consolidadas que dão origem aos diferentes tipos de rochas sedimentares consolidadas.

Rochas sedimentares quimiogénicas

Neste tipo de rochas sedimentares, os sedimentos resultam da precipitação de substâncias químicas dissolvidas numa solução aquosa. 

Assim, da precipitação de substâncias dissolvidas na água formam-se minerais, dos quais originam, se existirem condições necessárias, rochas sedimentares quimiogénicas. Neste quadro estão alguns exemplos:

NOTA: O calcário quimiogénico também se pode chamar calcário travertino.

Rochas sedimentares biogénicas

Estas rochas resultam de substâncias químicas produzidas pelos seres vivos ou resultantes da sua atividade.

Nas rochas sedimentares biogénicas incluem-se os calcários e ainda o carvão, representados no esquema abaixo.

Rochas carbonáceas

Estas rochas são formadas exclusivamente por matéria orgânica. Esta matéria orgânica sofreu ação de bactérias anaeróbias.

A génese destas rochas está relacionado com a fossilização da matéria orgânica proveniente do fitoplâncton para a formação do petróleo e da flora continental para a formação de carvão.

Como sabemos, são combustíveis fósseis e, por isso, são alvo de exploração para produzir energia, uma vez que esta energia foi acumulada ao longo de milhões de anos pela matéria orgânica.

A evolução de matéria orgânica requer um conjunto de condições favoráveis, sendo elas:

• Meios em que há condições anaeróbias (sem oxigénio);
• Ambientes costeiros lagunares ou zonas lacustres;
• Afundamento progressivo dos sedimentos nas bacias de sedimentação devido aos movimentos tectónicos, através de movimentos de subsidência;
• Aumento das condições de pressão e temperatura resultantes do aprofundamento dos sedimentos;

Nesta categoria de rochas incluem-se os carvões minerais e os hidrocarbonetos naturais.

1. Carvão

Os carvões resultam da decomposição lenta de restos de plantas superiores, em ambientes aquáticos pouco profundos, como por exemplo, pântanos.

De acordo com o teor de voláteis, teor de água e teor de carbono é classificado como turfa, lignite, carvão betuminoso (hulha) ou antracite.

2. Petróleo

O petróleo forma-se a partir de matéria orgânica, que migra para os poros das rochas sedimentares, sendo por isso, um fluido de origem biogénica, com uma percentagem variável de gases.

O termo petróleo designa "toda a concentração ou mistura natural de hidrocarbonetos líquidos ou gasosos", sendo os hidrocarbonetos líquidos o petróleo (fig36), e os hidrocarbonetos gasosos o gás natural (fig37).

Os hidrocarbonetos são compostos químicos constituídos por átomos de hidrogénio e átomos de carbono. Exemplo: propano ou butano.

Uma das condições referidas para a formação das rochas carbonáceas é o constante aumento da temperatura e pressão devido ao afundamento das camadas. Se a temperatura continuar a aumentar por um intervalo de tempo, o petróleo passa totalmente para o estado gasoso, formando gás natural.

A seguinte imagem representa a formação do petróleo.

Depois de formado, o petróleo tende a migrar para níveis superiores, dado ser menos denso que os restantes fluidos da rocha-mãe. Se não tiver nenhum obstáculo à sua passagem, é provável que se perca na superfície terrestre. Porém, na sua ascensão, pode encontrar:

• Por um lado, rocha extremamente impermeáveis-designadas rochas-cobertura, que impede a ascensão do petróleo (normalmente são rochas argilosas e salinas, pois têm sedimentos de tão pequena dimensão e tão pouco volume entre eles que o petróleo não consegue ascender);
• Por outro lado, pode encontrar rochas porosas e permeáveis, designadas rochas-armazém (arenitos e calcários, por exemplo) nas quais o petróleo tende a armazenar-se.

Rochas sedimentares, arquivos históricos da Terra

As rochas sedimentares formam estratos, que resultam do facto da deposição de sedimentos, por ação da gravidade, ser horizontal.

O estrato é a unidade estratigráfica elementar; É limitado inferiormente pelo muro e superiormente pelo teto.

À sequência de estratos depositados no mesmo ambiente sedimentar designa-mos sequência estratigráfica.

A estratigrafia é o ramo da geologia que estuda as relações, no espaço e no tempo, entre as rochas sedimentares. 

Os ambientes de sedimentação distribuem-se pela superfície da Terra, nomeadamente mares, oceanos e continentes e os seus respetivos ambientes de transição.

A interpretação da sequência de estratos permite desvendar aspetos da sua história geológica, nomeadamente as condições ambientais aquando a sua formação, isto é, o seu paleoambiente (Fig44).

Fósseis e processos de fossilização

Um fóssil pode ser definido como o resto ou um molde de um organismo que existiu no nosso planeta ou vestígios da sua atividade no passado.

Aqui estão alguns processos de fossilização:

Os fósseis indicam-nos informações sobre o meio ambiente em que viveram e a idade dos estratos que a contém.

Os fósseis são considerados de dois tipos:

• Fósseis de idade: seres vivos que existiram no passado com uma ampla distribuição geográfica e que viveram durante intervalos de tempo muito curtos na escala geológica. Dão-nos informações sobre a idade da era em que viveram. Apresentam pequena distribuição estratigráfica, uma vez que viveram em curtos intervalos de tempo. Exemplo: trilobites;

• Fósseis de fácies: seres vivos que existiram no passado com uma pouca distribuição geográfica e que viveram durante intervalos de tempo relativamente longos na escala geológica. Dão-nos informações sobre o paleoambiente em que viveram. Apresentam grande distribuição estratigráfica, uma vez que viveram em longos intervalos de tempo. Exemplo: corais.

Princípios da estratigrafia

• Princípio da horizontalidade: Os depósitos sedimentares formam-se numa posição horizontal sob ação da gravidade.

• Princípio da sobreposição: O estrato em estudo é mais recente que o estrato que está a cobrir e é mais antigo que àquele que o cobre.

• Princípio da continuidade lateral: Estratos encontrados em locais diferentes que possuam as mesmas propriedades litológicas, considera-se que possuam a mesma idade.

• Princípio da inclusão: Os fragmentos de uma rocha são mais antigos do que a rocha dos quais os mesmos resultaram.

• Princípio da interseção: Caso existam filões ou falhas a intersetarem/ cortarem todos os estratos, os mesmos são mais antigos que o filão/falha.

• Princípio da identidade paleontológica: Estratos que contenham o mesmo conteúdo fossilífero, contêm a mesma idade relativa.

Rochas Magmáticas

O magma é uma substância líquida, constituído por uma mistura de rochas num estado de fusão com percentagem variável de gases. Este líquido ocorre a temperaturas muito elevadas, que rondam valores entre 800ºC e 1500ºC.

Quando o magma atinge a superfície terrestre, perde a designação de magma e passa a ser designado de lava.

Composição e classificação dos magmas

Quimicamente, o magma é constituído por silício, alumínio, ferro, magnésio, cálcio e potássio que, normalmente, vêm expressos sob a forma de óxidos (SiO2, Al2O3, e outros vários). De acordo com a sua percentagem de sílica, composição química e ponto de fusão, os magmas podem ser classificados em:

• Magma basáltico: magma com pobre percentagem de sílica e um ponto de fusão elevado (1300ºC);
• Magma andesítico: magma com com composição intermédia de sílica e um ponto de fusão intermédio (1000ºC)
• Magma riolítico: magma com rica percentagem de sílica e um ponto e fusão baixo (800ºC)

Cristalização e diferenciação dos magmas

Durante o arrefecimento do magma, devido à diminuição da temperatura, tem início um processo de cristalização (formação de cristais).

Quando este arrefecimento ocorre à superfície, como as diferenças de temperatura e pressão, a velocidade de arrefecimento é muito elevada e muitas substâncias não chegam a cristalizar ou cristalizam muito rapidamente.

No entanto, quando este arrefecimento acontece em profundidade ocorre a cristalização dos minerais, apresentando estrutura e composição química bem definidas.

Como é que a cristalização dos minerais acontece em profundidade?

Norman Bowen estudou o comportamento dos magmas, os seus processos de fusão e a consequente cristalização dos minerais. Bowen concluiu que, primeiramente, cristalizam os minerais com os pontos de fusão mais elevados. À medida que os minerais cristalizam por ordem, a temperatura do ponto de fusão decresce. Este processo designa-se cristalização fracionada e é o processo responsável pela diferenciação magmática.

No início, o magma original apresenta todos os elementos químicos que formam todos os minerais constituintes das rochas magmáticas. Quando a olivina cristaliza (primeiro mineral a ser cristalizado com o ponto de fusão mais elevado), resulta o magma residual que, consequentemente, não apresenta os constituintes químicos para originar olivina (porque já está cristalizada) mas apresenta os constituintes químicos para cristalizar os restantes minerais.

Bowen elaborou assim, a Série ou Sequência Reacional de Bowen. Esta é constituída por:

• Série descontínua;
• Série contínua.

• A série descontínua é constituída por minerais mais densos que apresentam todos na sua constituição ferro e magnésio, sendo assim chamados ferromagnesianos. À medida que os minerais deste série cristalizam por ordem decrescente de ponto de fusão (olivina-piroxena-anfíbola-biotite), a composição do magma fica cada vez mais empobrecida em ferro e magnésio. Depois da biotite cristalizar, o magma residual já não possui ferro e magnésio na sua constituição, portanto todos os minerais que cristalizem depois da biotite, já não vão possuir ferromagnesianos na sua constituição.
• A série contínua corresponde à cristalização das plagioclases, não alterando a sua estrutura interna. As primeiras plagioclases a cristalizar, tendo o mesmo ponto de fusão da olivina, são constituídas unicamente por cálcio (plagioclases cálcicas- anortite). À medida que a temperatura de cristalização desce, as plagioclases substituem o cálcio pelo sódio gradualmente na sua estrutura cristalina, originando no final desta série plagioclases unicamente constituídas por sódio (plagioclases sódicas- albite), tendo o mesmo ponto de fusão da biotite.

Os minerais formados depois destas séries são minerais menos densos, apresentando na sua constituição elevadas concentrações de sílica, potássio e alumínio, sendo eles, por ordem de cristalização, o feldspato potássico, a moscovite e o quartzo.

Da série de Bowen, também podemos concluir:

• Quais as rochas magmáticas que resultam da cristalização destes minerais;
• Que na constituição duma rocha, olivina e quartzo juntos é muito improvável;
• Os minerais formados a altas temperaturas são os que são mais instáveis à superfície terrestre, sendo facilmente meteorizados e erodidos.

Os minerais e a matéria cristalina

Os minerais ocorrem na Natureza sob a forma de matéria cristalina, sendo as unidades básicas da mesma átomos, iões e moléculas, dispondo-se de forma ordenada e regular na sua estrutura interna.

Em condições de formação ideais, esta organização interna manifesta-se na forma exterior, formando minerais delimitados por superfícies planas. Por outro lado, também se formam minerais sem superfícies planas.

Desta forma, definem-se três tipos de cristais:

• Cristal euédrico: o mineral é totalmente limitado por faces bem desenvolvidas;
• Cristal subédrico: o mineral apresenta faces parcialmente bem desenvolvidas;
• Cristal anédrico: o mineral não apresenta qualquer tipo de faces.

As propriedades físicas dos minerais estão relacionadas com a sua composição química. Observemos dois exemplos destas relações: isomorfismo e polimorfismo.

• Isomorfismo: os minerais apresentam a mesma estrutura cristalina mas podem ter composições químicas diferentes. Um exemplo é a série isomorfa das plagioclases (Fig57);
• Polomorfismo: os minerais apresentam estruturas cristalinas diferentes e têm a mesma composição química. Um exemplo é o diamante e a grafite (Fig58).

Características das rochas magmáticas

Como já foi referido anteriormente, as rochas magmáticas resultam do arrefecimento do magma. Se esta consolidação ocorrer em profundidade, designam-se rochas plutónicas ou intrusivas. Se a mesma ocorrer à superfície, designam-se rochas vulcânicas ou extrusivas.

As rochas magmáticas podem ser classificadas em diferentes parâmetros, sendo eles:

• Cor;
• Textura;
• Composição química e mineralógica.

Cor

Em termos de cor, as rochas magmáticas podem ser classificadas em:

• Rochas leucocratas: rochas claras, ricas em minerais félsicos (claros) e pobres em minerais máficos (escuros); 
• Rochas mesocratas: rochas de cor intermédia, com minerais félsicos e minerais máficos em proporções idênticas;
• Rochas melanocratas: rochas escuras, ricas em minerais ferromagnesianos (máficos).

Textura

Em termos de textura, as rochas magmáticas podem ser classificadas em:

• Textura fanerítica ou granular: a rocha apresenta minerais bem desenvolvidos e visíveis à "vista desarmada";
• Textura afanítica ou agranular: a rocha apresenta minerais pouco desenvolvidos, não se distinguindo uns dos outros;
• Textura vítrea: a rocha é totalmente constituída por matéria amorfa (não cristalizada).

Composição química e mineralógica

Com base na percentagem relativa de sílica (SiO2), as rochas magmáticas podem ser classificadas como ácidas, intermédias, básicas ou ultrabásicas.

Dos minerais que constituem as rochas magmáticas, fazem parte dois grandes grupos:

• Minerais essenciais: minerais que determinam a designação da rocha, sendo os mais citados o quartzo, feldspato, moscovite, biotite, anfíbola, piroxena e olivina.
• Minerais acessórios: minerais que não são importantes para designar a rocha, apresentando-se em quantidades diminutas, só visíveis ao microscópio.

Resumindo:

Através da imagem acima, é possível constatar para cada rocha:

• A profundidade de formação;
• A composição mineralógica;
• A percentagem de sílica;
• O desenvolvimento dos cristais;
• A cor.

Alguns exemplos de rochas magmáticas

Riolito e granito

Estas duas rochas resultam da solidificação do mesmo tipo de magma, neste caso, do magma riolítico, um magma ácido e rico em sílica. Por resultarem da solidificação do mesmo magma, são designadas equivalentes lávicos. 

Basalto e gabro

Estas rochas resultam da solidificação do magma basáltico, um magma básico e pobre em sílica. 

Andesito e diorito

Estas rochas resultam da solidificação do magma andesítico, um magma intermédio e com um teor intermédio de sílica.

Classificando todas estas rochas num quadro:

Deformação- Falhas e Dobras

Os materiais podem ter:

• Comportamento elástico: Sofrem a ação das forças e regressam à sua forma original;
• Comportamento plástico ou dúctil: Sofrem a ação das forças, não regressando à sua forma original e sem ocorrer rutura;
• Comportamento frágil: Sofrem a ação das forças, ruturando-se.

Como podemos ver na imagem, se o limite de elasticidade for ultrapassado, o material já não consegue regressar à sua forma original. Se o limite de plasticidade for ultrapassado, o material já não consegue acumular tamanha energia e ocorre a rutura do mesmo.

Pela natureza das rochas, as mesmas podem ter um comportamento dúctil (sem ocorrer fratura) ou um comportamento frágil (ocorrência de fratura).

As rochas podem sofrer forças distensivas, compressivas ou de cisalhamento. De acordo com as forças aplicadas nas mesmas e o seu comportamento, podem originar diferentes estruturas.

Falhas

Uma falha é uma superfície de fratura, ao longo da qual ocorreu um movimento relativo entre dois blocos.

Elementos caracterizadores de uma falha:

• Plano de falha: Superfície de fratura;
• Direção: linha de interseção do plano de falha com um plano horizontal;
• Inclinação: ângulo definido entre o plano da falha e uma superfície horizontal;
• Rejecto: movimento relativo entre os dois blocos da falha;
• Teto: bloco situado acima do plano de falha (neste caso);
• Muro: bloco situado abaixo do plano de falha (neste caso).

Existem três tipos de falhas:

• Falha normal;
• Falha inversa;
• Falha de desligamento.

Dobras

Por definição, uma dobra consiste no encurvamento duma superfície originalmente plana.

Elementos caracterizadores da geometria duma dobra:

• Charneira;
• Flancos;
• Superfície ou plano axial;
• Eixo da dobra.

As dobras podem ser classificadas de acordo com a sua distribuição espacial e de acordo com a distribuição da sequência estratigráfica.

Rochas metamórficas

A diagénese e o magmatismo constituem processos extremos de formação de rochas sedimentares e magmáticas, respetivamente. No entanto, existe ambiente intermédio- o ambiente metamórfico.

O metamorfismo é assim o conjunto de adaptações mineralógicas e texturais que as rochas pré-existentes sofrem, quando sujeitas a diferentes condições de temperatura e pressão.

Fatores de metamorfismo

O metamorfismo é influenciado por três fatores, destacando:

• Tensão;
• Temperatura;
• Fluidos.

Tensão

No interior da Terra, as rochas podem estar sujeitas a dois tipos de tensão: 

• Tensão litostática;
• Tensão não-litostática.

Para profundidades superiores a 3 km, uma tensão é litostática quando as forças aplicadas na rocha são iguais em todas as direções.

Uma tensão diz-se não litostática quando as forças em atuação não são iguais em todas as direções. Normalmente estão associadas a movimentos tectónicos (Fig79).

A tensão dirigida também influencia a textura das rochas metamórficas, passando as mesmas a apresentar foliação.

Se se aplicarem:

• Tensões de compressão, os minerais orientam-se perpendicularmente à direção da rocha;
• Tensões de cisalhamento, os minerais orientam-se paralelamente à direção da rocha.

Destas tensões resultam rochas metamórficas com textura foliada. Em função do grau de metamorfismo, destacam-se três: 

• Clivagem ardorísera;
• Xistosidade;
• Bandado gnáissico.

Temperatura

Pela ação do calor, as ligações químicas que definem a estrutura cristalina podem ser alteradas ou quebradas. À medida que a temperatura varia, os minerais vão recristalizarem-se de maneira a ficarem o mais estável possível nessas condições. 

A temperaturas superiores a 200ºC, as rochas iniciam processos de metamorfismo. Quando as rochas são submetidas a temperaturas acima dos 800ºC, ocorre a fusão e passa de metamorfismo para magmatismo.

Fluidos

A composição química das rochas pode ser alterada pela introdução ou remoção de componentes químicas.

Os fluidos libertados pelo magma circulam no interior das rochas- circulação intrarrochosa- o que permite a troca de átomos e de iões entre as rochas e o fluido, resultando no metamorfismo da rocha, alterando a sua composição química e mineralógica.

Também se podem formar novos fluidos. Por exemplo, a argila é uma rocha rica em água. Devido ao aumento da temperatura e da pressão, a argila sofre uma desidratação progressiva, tornando-se numa rocha metamórfica.

Minerais de rochas metamórficas

Existem alguns minerais que são exclusivos das rochas metamórficas. Três exemplos são:

• Andaluzite;
• Silimanite;
• Distena.

As transformações mineralógicas durante o metamorfismo podem resultar da:

• Circulação de fluidos;
• Instabilidade entre dois ou mais minerais, ocorrendo reações mineralógicas entre eles, com formação de novos minerais, não alterando a composição química global da rocha;
• Alterando da estrutura cristalina do mineral (polimorfismo).

Os três minerais referidos acima têm uma composição química idêntica. No entanto, possuem diferentes estruturas cristalinas que se formam em diferentes condições de temperatura e pressão.

Estes minerais são extremamente importantes para determinar o ambiente de metamorfismo das rochas. Por esta razão estes minerais são minerais índice (minerais que indicam as condições de temperatura e pressão).

Tipos de metamorfismo

Existem dois tipos de metamorfismo:

• Metamorfismo de contacto;
• Metamorfismo regional.

Metamorfismo de contacto

Este tipo de metamorfismo resulta da instalação de uma câmara magmática. Devido à elevada temperatura, as rochas circundantes metamorfizam (temperatura é o fator de metamorfismo dominante).

A orla de rochas pré-existentes que sofreram alteradas metamorficamente em torno da intrusão magmática designa-se auréola metamórfica. 

As rochas metamórficas que se formam no contacto imediato com a intrusão magmática designam-se rochas cornenas, por apresentarem aspeto córneo.

Metamorfismo regional

Este tipo de metamorfismo é o mais comum e ocorrem principalmente em zonas de limites tectónicos. 

O fator de metamorfismo dominante aqui é a pressão (associada aos limites). 

As rochas de metamorfismo regional caracterizem-se por sucessivas fases de recristalização e de deformação, devido à ação combinada das condições de temperatura e de pressão.

No entanto, se forem ultrapassados certos valores de pressão e temperatura, as rochas metamórficas iniciam um processo de fusão parcial, designado anatexia.

Legenda da figura:

1. Diagénese;
2. Metamorfismo de baixo grau;
3. Metamorfismo de grau intermédio;
4. Metamorfismo de elevado grau;
5. Anatexia.

Classificação de rochas metamórficas

As rochas metamórficas podem assim ser classificadas em dois grandes grupos: rochas foliadas e não foliadas.