domingo, 29 de março de 2009

Notícia - fósseis

Fósseis de lémures esclarecem origem e evolução do VIH
por PATRÍCIA JESUS


Peritos do Texas descobrem que um retrovírus da família do vírus da sida foi integrado no genoma dos lémures de Madagáscar há 4,2 milhões de anos.


Um retrovírus da família do vírus da sida (VIH) foi integrado no genoma de várias espécies de lémures há 4,2 milhões de anos, segundo Cédric Feschotte, da Universidade do Texas. A descoberta pode ajudar a perceber como estes organismos evoluem, explica o cientista.


Com base nos fósseis de várias espécies de lémures da ilha de Madagáscar, os investigadores chegaram ao que acreditam ser o ADN de uma forma primitiva destes lentivírus - um género onde se incluem os retrovírus.


Analisando depois a sua evolução, a equipa de Cédric Feschotte concluiu que estes vírus acabaram por ser integrados nos cromossomas das células hospedeiras, sendo eventualmente assimilados como parte do material genético dos lémures. Isso aconteceu porque o processo repetiu-se vezes sem conta ao longo da evolução destes mamíferos.


Até agora, pensava-se que este processo era extremamente raro para os lentivírus, um grupo difícil de perceber, que infecta várias espécies de mamíferos.


Os cientistas esperam agora que a análise e caracterização do lentivírus extinto permita avançar bastante no conhecimento que temos da biologia destes organismos, incluindo do VIH.


sábado, 28 de março de 2009

Diversidade de rochas magmáticas

As rochas magmáticas podem classificar-se em plutónicas e vulcânicas, consoante a profundidade a que consolidam os magmas que lhes dão origem.

As rochas plutónicas, como o granito, o gabro ou o diorito, resultam da consolidação lenta do magma em profundidade, enquanto as rochas vulcânicas, como o basalto, o riólito ou o andesito, resultam da consolidação do magma à superfície ou próximo dela.

Estas diferentes condições a que as rochas consolidam, influenciam as suas características, nomeadamente a textura, a cor e a composição mineralógica e química.

Textura

A textura das rochas depende, essencialmente, do modo como ocorreu o arrefecimento do magma que está na sua origem. Assim, podem-se distinguir dois tipos de textura.

Textura granular ou fanerítica - Os diferentes cristais da rocha são visíveis macroscopicamente. Característica de rochas plutónicas, com arrefecimento lento do magma (granito, gabro e diorito).

Fig. 1 - Textura granular do granito (cristais visíveis macroscopicamente).


Textura agranular ou afanítica - A rocha é formada, por cristais tão pequenos que não se distinguem uns dos outros macroscopicamente. Característica de rochas vulcânicas, com arrefecimento rápido do magma (basalto, riólito, andesito).

Fig. 2 - Textura granular do gabro (cristais não visíveis macroscopicamente).

Cor
A cor da rocha está relacionada com a abundância relativa de minerais que constituem a rocha. Minerais como o quartzo ou os feldspatos potássicos, onde predominam a sílica e o alumínio, apresentam cor clara, enquanto que os minerais como a biotite ou a olivina, com elevado teor de ferro e magnésio, apresentam uma cor escura.

Rochas leucocratas - apresentam cor clara, devido à predominância de minerais claros (minerais félsicos - sílica e alumínio), como por exemplo, o granito.

Rochas melanocratas - apresentam cor escura, devido à predominância de minerais escuros (minrais máficos - ferro e magnésio), como por exemplo, o gabro.

Rochas mesocratas - apresentam cor intermédia sem predominância de qualquer um dos diferentes tipos de minerais, como é o caso do diorito.


Fig. 3 - Rochas leucocratas, mesocratas e melanocratas, respectivamente.


Composição química e mineralógica

A caracterização das rochas é feita, sobretudo, atendendo à sua percentagem em sílica. Fig. 4 - Classificação das rochas consoante o seu teor em sílica.

Diferenciação magmática

À medida que os magmas vão arrefecendo no interior das câmaras magmáticas, ocorre a cristalização de minerais. Uma vez que os materiais cristalizados deixam de fazer parte do magma, formam-se fracções magmáticas com composição diferente do magma inicial. Este processo, de diferenciação magmática, permite que a partir de um só magma se formem diferentes tipos de rochas. Fig. 1 - Comportamento do magma no interior da câmara magmática (diferenciação magmática)

De entre os factores que contribuem para este processo, destaca-se a cristalização fraccionada.

Cristalização fraccionada - Os minerais não cristalizam todos ao mesmo tempo. Primeiro formam-se os minerais com ponto de fusão mais elevado, e seguidamente, vão cristalizando outros, numa sequência decrescente de pontos de fusão.

Assim, Norman Bowen estabeleceu uma ordem sequencial na qual se processa a formação dos principais minerais que constituem as rochas magmáticas. Neste modelo Bowen considerou a existência de duas séries de minerais:


  • Série descontínua - Corresponde a minerais ferromagnesianos. A olivina é o primeiro mineral a cristalizar, ao qual se segue a piroxena, a anfíbola e, por fim, a biotite.


  • Série contínua - Corresponde a minerais do grupo das plagióclases. Nesta série, o balanço entre o cálcio e o sódio, constituintes das plagióclases, vai-se alterando ao longo da sequência. Forma-se em primeiro lugar uma plagióclase cálcica, e por fim, uma plagióclase sódica.


Fig. 2 - Série de Bowen.

No final, formam-se feldspatos potássicos, a moscovite e o quartzo, que não pertencem a nenhuma das séries anteriores.

Consolidação de magmas

Durante a consolidação do magma, verificam-se fenómenos de cristalização de certos componentes magmáticos, originando minerais.

Formação de minerais


(documento extraído de: cienTIC)

Silicatos - um caso particular

A estrutura básica mais comum dos silicatos é tetraedro, que por não ser electricamente neutro, tende a polimerizar formando conjuntos complexos.


Fig. 1 - Forma dos silicatos (tetraedro).

Isomorfismo e polimorfismo

Isomorfismo - Ocorrência de substâncias de minerais com composição química diferente e textura cristalina semelhante.
Em certos casos de substâncias isomorfas, pode ocorrer a substituição, na rede estrutural como acontece com as plagioclases, que são silicatos em que o Na+ e o Ca2+ se podem intersubstituir.

Fig. 2 - Composição das diferentes plagioclases (consoante o teor em cálcio e sódio).


Polimorfismo - Minerais com a mesma composição química, mas apresentam redes cristalinas diferentes. O carbonato de cálcio, por exemplo, pode formar dois minerais diferentes, a calcite e a aragonite. Também o carbono pode cristalizar, e originar minerais diferentes, como o diamante e a grafite.

Fig. 3 - Diamante e grafite.

Magmatismo

Diversidade de magmas

As rochas magmáticas ou ígneas são as que resultam da solidificação ou cristalização de material em fusão - o magma.
Apesar da grande diversidade de rochas magmáticas, os magmas que as originam podem ser de três tipos:

Magmas basálticos - os magmas basálticos são expelidos, ao longo dos riftes e dos pontos quentes, tendo-se originado a partir de rochas do manto. O magma basáltico resulta da fusão de um rocha do manto, o peridotito. Este tem uma composição próxima da do basalto, mas mais rica em minerais ferromagnesianos.
Nos pontos quentes, flúem grandes quantidades de magma basáltico. Nestas zonas ascendem plumas quentes oriundas do manto profundo, que ao subirem devido à descompressão podem originar magma que atravessa a placa litosférica.
São magmas com baixo teor em sílica (inferior a 50%), por isso com um elevado grau de fluidez. As rochas originadas a partir de erupções vulcânicas correspondem ao basalto; no caso dos magmas arrefecerem em profundidade, originam o gabro.

Fig. 1 - Zonas onde se originam magmas basálticos.

Magmas andesíticos - Formam-se em especial, nas zonas de subducção e relacionam-se com zonas vulcânicas. Estes têm, em geral, uma origem muito complexa.
A composição deste tipo de magma depende da quantidade e da qualidade do material do fundo oceânico subductado. Este inclui água, sedimentos e uma mistura de material com origem quer na crusta oceânica quer na continental.
Se os magmas consolidarem em profundidade, originam rochas chamas dioritos; se consolidarem à superfície, formam-se rochas com o nome de andesitos.
Estes magmas têm uma composição intermédia, em relação ao seu teor em sílica (teor variável entre 50% e 65%)

Fig. 2 - Zonas onde se originam magmas andesíticos.


Magmas riolíticos - Originam-se a partir da fusão parcial das rochas constituintes da crusta continental.
São magmas muito ricos em gases, porque resultam da fusão das rochas da crusta continental, ricas em água e dióxido de carbono.
Estes magmas riolíticos têm um elevado teor em sílica (superior a 65%) - magmas muito viscosos e que cristalizam, praticamente na sua totalidade, no interior da crusta terrestre, originando rochas como o granito; caso esse arrefecimento ocorra à superfície, originam-se rochas como o riólito.


Fig. 3 - Zonas onde se originam magmas rioliticos.

Fig. 4 - Teor em sílica dos diferentes magmas.

Reconstituição de paleoambientes

As rochas sedimentares permitem reconstituir as condições e os ambientes existentes no momento da sua formação. As diferentes características das rochas permitem definir o ambiente de formação da rocha ou o seu fácies. Os diferentes tipos de fácies que correspondem a diferentes ambientes de sedimentação podem ser continentais (fluviais, lacustres, glaciares), de transição (lugunar, estuarina) ou marinhos (litoral, nerítico, batial).

Fig. 1 - Diferentes tipos de fácies (marinho, eólico, fluvial, etc.)

Os fósseis de fácies permitem pela aplicação do princípio das causas actuais, relacionar os ambientes actuais com o ambientes antigos. Estes caracterizam-se por pertencerem a seres que ocupam ambientes específicos e que não sofreram evolução.


Escala do tempo geológico

O estabelecimento das unidades de tempo geológico baseia-se, essencialmente, no registo fóssil e nas características evidenciadas pelos estratos. Esta escala encontra-se dividida por quatro eras: Pré-câmbrico, Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico. Os momentos de transição entre as eras marcam intervalos de tempo relativamente curtos caracterizados pela extinção em massa de espécies, seguido de longos períodos de expansão e evolução gradual no número de espécies.



Fig. 2 - Escala do tempo geológico (eras, períodos)

Datação relativa das rochas

A datação relativa estabelece a ordem pela qual as formações geológicas se constituíram no lugar onde se encontram. A estratigrafia, é assim, o ramo da Geologia que estuda as rochas sedimentares e as suas relações espaciais e temporais.
O estudo dos fósseis permite essa mesma datação relativa, baseando-se em diferentes princípios.

Principio da sobreposição - Numa série de estratos, qualquer estrato é mais recente do que os estratos que estão abaixo dele e mais antigo do que os estratos que a ele se sobrepõem. Por vezes, surgem superfícies de descontinuidades onde ocorreram eliminação de determinados estratos, devido, por exemplo, à erosão.

Fig.1 - Princípio da sobreposição (estratos horizontais).

Princípios da continuidade lateral - Os estratos podem ser tanto mais espessos como menos espessos, consoante as condições de sedimentação do local. Isto permite datar, em colunas estratigráficas de dois lugares afastados, sequências de estratos idênticas (desde que as sequências de deposição sejam semelhante).
Fig. 2 - Princípio da continuidade lateral.

Principio da identidade paleontológica - Estratos pertencentes a colunas estratigráficas diferentes e que possuam conjuntos de fósseis semelhantes têm a mesma idade relativa. Nesta datação, são importantes os fósseis de idade. São bons fósseis de idade aqueles que tiveram um curto período de vida, mas que tiveram uma grande expansão geográfica.
Fig. 3 - Príncipio da Identidade Paleontológica.


Principio da intersecção e da inclusão - O princípio da intersecção diz que qualquer estrutura que intersecte vários estratos se formou depois deles, logo, é mais recente. O princípio da inclusão refere que os fragmentos de rocha incorporados num dado estrato são mais antigos do que ele.





Fig. 4 - Princípio da inclusão.
Fig. 5 - Princípio da intercecção.

Rochas sedimentares, arquivos históricos da Terra

As rochas sedimentares são habitualmente estratificadas e fossilíferas. Além disso, preservam determinadas estruturas que permitem desvendar as condições da sua formação. As superfícies de estratificação ocorrem frequentemente marcas que testemunham a existência de interrupções na sedimentação, como por exemplo: marcas de ondulação, fendas de dessecação, marcas das gotas da chuva ou mesmo presença de pegada, pistas de reptação fezes fossilizadas (icnofósseis).

Assim, a partir do princípio das causas actuais (o presente é a chave do passado), pode explicar-se o passado a partir do que se observa hoje, pois acredita-se que determinados fenómenos no passado são idênticos aos do presente.

Um dos principais elementos para o estudo do passado da Terra, são os fósseis. Os fósseis são considerados restos ou vestígios de seres vivos que viveram em tempos geológicos anteriores e que foram contemporâneos da génese da rocha que os contém.
Assim, o conjunto de processos que leva à preservação de restos ou vestígios de organismos nas rochas denomina-se de fossilização.

Processos de fossilização:

Mumificação - Os organismos são conservados inteiros e sem alterações, quando são envolvidos por um meio isolante que não permite o contacto com o oxigénio (âmbar)

Moldagem - O organismo ou alguma parte do corpo do ser vivo imprime um molde nos sedimentos que o envolvem. Muitas vezes, o organismo desaparece e apenas resiste o molde.

Mineralização - As partes duras podem ser preenchidas por minerais transportados em solução que substituem a matéria orgânica, mantendo inalterada a estrutura e a forma do órgão.

Marcas fósseis (Icnofósseis) - Vestígios de actividade dos animais, pegadas, marcas de reptação, ninhos, fezes, entre outros.

Fig. 1 - Diferentes processos de fossilização.

Classificação das rochas sedimentares

Tendo em consideração a origem de fracção predominante, nas rochas sedimentares podem considerar-se três grupos: rochas detríticas, rochas quimiogénicas e rochas biogénicas.


Rochas sedimentares detríticas


As rochas sedimentares detríticas são constituídas sobretudo por sedimentos de origem detrítica, ou seja, sedimentos resultantes do processo de meteorização e erosão de rochas preexistentes. Podem ser formadas a partir de clastos soltos, sendo consideradas rochas não consolidadas, ou podem ser formadas por clastos ligados por um cimento formados por minerais novos, sendo assim uma rocha consolidada.

A tabela seguinte sintetiza as características de algumas rochas detríticas:


Rochas sedimentares quimiogénicas

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

Travertino
Trata-se de um calcário de precipitação, resultante da precipitação do carbonato de cálcio de águas saturadas deste soluto. Forma-se, normalmente, no interior de grutas calcárias. Frequentemente, regista marcas da presença de seres vivos.

Gesso
Resulta da cristalização derivada da evaporização da água - evaporito. Forma cristais sedosos, fibrosos ou granulares de sulfato de cálcio hidratado.
Fig. 1 - Amostra de gesso


Sal-Gema
É um evaporito que resulta da formação de cristais de halite (NaCl) e outros sais por evaporação da água. Pouco denso e plástico, ao ascender na crusta, forma massas de sal - domas salinos.



Fig. 2 - Amostra de sal-gema.



Rochas sedimentares biogénicas



Rochas formadas, essencialmente, por sedimentos de origem orgânica, isto é, com origem a partir de restos de seres vivos ou por materiais resultantes da sua actividade por eles produzidos.

Calcário recifal - Resultante dos esqueletos calcários dos corais que vivem em águas do mar quentes e pouco profundas; quando os corais morrem, formam este tipo de calcário.

Calcário conquífero - Formado pela acumulação de conchas calcárias de animais, como os moluscos, que sofreram um processo de cimentação.
Fig. 3 - Calcário conquífero e recifal.

Carvões - Resultam da acumulação de sedimentos constituídos por matéria orgânica (vegetal). Os carvões formam-se em bacias de sedimentação lacustres ou lagunares costeiras, em que o fundo da bacia se vai afundando progressivamente (subsidência). Os sedimentos afundam e pela deposição de novos sedimentos ficam isolados da acção decompositora dos organismos aeróbios. À medida que afundam, aumenta a compactação, a desidratação, a acção decompositora de bactérias anaeróbias e aumenta o teor do carbono dos carvões (incarbonização).
É possível estabelecer a seguinte sequência de grau crescente de diagénese e de incarbonização: Turfa - Lenhite - Hulha - Antracite.
Fig. 4 - Constituintes do carvão (turfa, lenhite, hulha, antracite)

Petróleo - Tem origem a partir de plâncton que fica aprisionado em sedimentos a 2000-3000 m e sem oxigénio. A camada rochosa que possui a matéria orgânica que dará origem ao petróleo é a rocha-mãe. A formação deste, depende da pressão, da temperatura e da acção de bactérias anaeróbias. Da transformação do plâncton resultam hidrogenocarbonetos líquidos e gasosos, que se perdem ao deslocarem-se para a superfície. Por vezes, o petróleo e o gás ficam retidos em camadas rochosas localizadas por cima da rocha-mãe, onde se acumulam - rocha-armazém. Esta retenção só é permitida se a rocha-armazém estiver recoberta por uma camada impermeável - rocha de cobertura.

Fig. 5 - Armadilha petrolífera.

Formação das rochas sedimentares

A formação das rochas sedimentares ocorre à superfície do Globo ou próximo dela, em regra, em interacção com a hidrosfera, a atmosfera e a biosfera.

Fig. 1 - Ciclo das rochas (extraído de: cienTIC).

A génese das rochas sedimentares implica duas etapas fundamentais: sedimentogénese e diagénese.

Fig. 2 - Processos que englobam a sedimentogénese e a diagénese (extraído de: cienTIC).


Na formação das rochas sedimentares intervêm diferentes processos geológicos como: meteorização (química e física), transporte dos materiais, sedimentação e a evolução que os sedimentos experimentam.

Sedimentogénese - formação de sedimentos

A sedimentogénse consiste na elaboração dos materiais que constituem as rochas até à sua posterior deposição.

Meteorização das rochas e erosão

Alguns minerais formam-se em profundidade. Devido a movimentos tectónicos estes podem aflorar à superfície, ficando sujeitos a acções de agentes como a água, o ar, o vento, as mudanças de temperatura e os próprios seres vivos. Estes agentes provocam a sua alteração física e química, fenómeno que é designado por meteorização.
Os minerais ao encontrarem-se em desequilíbrio, experimentam alterações profundas. Em consequência da meteorização, as rochas vão sendo desagregadas e alteradas. Os materiais resultantes da meteorização podem ser removidos do local, remoção essa denominada por erosão.
Fig. 3 - Alteração dos minerais primários que, constituem o granito, quando se encontram em desequilíbrio (extraído de: cienTIC).



Determinados aspectos estruturais das rochas podem favorecer a meteorização. Alguns maciços graníticos, por exemplo, apresentam diáclases (superfícies de fractura), provocadas por tensões da crusta ou fenómenos de descompressão.
Fig. 4 - Diaclases ou superfícies de fractura.

Meteorização física

Provoca nas rochas uma desagregação em fragmentos de dimensões cada vez menores, mas que retêm as características do material original. A meteorização física predomina em zonas do Globo geladas e desérticas.

Alguns exemplos da meteorização física:

Efeito do gelo - crioclastia

A água penetra nos interstícios da rocha, podendo congelar, aumentando assim o seu volume. Exerce, consequentemente, uma pressão que provoca o alargamento das fissuras e posterior desagregação da rocha.
Fig. 5 - Efeito do gelo nas rochas.


Actividade biológica

As sementes, germinam em fendas das rochas, originando plantas cujas raízes se instalam nessas fendas, abrindo-as cada vez mais e contribuem assim para a separação dos blocos. Alguns animais também são responsáveis pela desagregação da rocha, ao cavarem galerias.

Acção mecânica da água e do vento

As águas deslocam os sedimentos mais finos, formando colunas que ficam protegidas pelos detritos maiores. Essas colunas chamam-se de chaminés-de-fadas.
Fig. 6 - Chaminés-de-fadas.

Termoclastia

As variações de temperatura provocam dilatações e contracções alternadas dos minerais, que reagem de diferentes modos por terem diferentes coeficientes de dilatação.


Fig. 7 - Desagregação da rocha por termoclastia.

Esfoliação

As rochas formadas em profundidade, quando afloram à superfície, expandem-se formando diáclases paralelas que favorecem a separação do maciço rochoso.

Meteorização química

A meteorização química consiste na transformação química dos minerais existentes na rocha-mãe devido à acção da água e dos gases atmosféricos. Muitos dos minerais constituintes das rochas são estáveis no ambiente em que se formaram, mas tornam-se instáveis nas novas condições superficiais.
Os principais agentes desta alteração mineralógica são a água, o oxigénio, o dióxido de carbono atmosféricos e a temperatura, que influencia a velocidade das reacções.

Hidrólise - são reacções de alteração química que envolvem água.

O dióxido carbónico atmosférico pode reagir com a água, formando ácido carbónico, que se dissocia.
Os feldspatos, nos granitos, são alterados pelas águas acidificadas.

Fig. 8 - Reacção de hidrólise.

Na reacção considerada, o ião H+ substitui o ião K+ na estrutura do feldspato. Deste modo, a rede cristalina altera-se formando um mineral de argila, a caulinite. Esta transformação denomina-se caulinização. O ião potássio e a sílica podem ser removidos pela água.
Os minerais de argila são produtos finais da meteorização química de muitos minerais, sendo bastante estáveis nas condições superficiais.

Oxidação - reacções que envolvem oxigénio.

Muitos minerais contêm ferro na sua constituição. Esse ferro pode ser facilmente oxidado, passando de ferroso (Fe2+) a férrico (Fe3+). Esta oxidação é muito rápida em presença da água e origina um mineral novo, de cor avermelhada, a hematite.


Fig. 9 - Reacção de oxidação.


Carbonatação

As águas acidificadas podem reagir, com a calcite (carbonato de cálcio), formando produtos solúveis. Assim, os calcários são alterados através do processo químico que se designa por carbonatação.



Fig. 10 - Reacção de carbonatação.


O cálcio e o hidrogenocarbonato são removidos em solução, deixando somente as impurezas insolúveis.
O calcário contém, geralmente, sílica e argila misturadas, e como essas substâncias não são solúveis ficam no local, preenchendo bolsas e depressões. Esses depósitos, de cor avermelhada, denominam-se terra rossa.


Transporte

Durante o transporte, os materiais sólidos experimentam sucessivas alterações. De entre as modificações experimentadas pelos detritos durante o transporte, destacam-se o arredondamento e a granosselecção.

Arredondamento - os detritos, devido ao choque entre eles, vão perdendo as arestas e vértices, ficando a superfície progressivamente lisa e curva. Pelo grau de arredondamento, pode analisar-se a duração do transporte.

Granosselecção - as partículas são seleccionadas e separadas consoante o seu tamanho, forma e densidade. Um sedimento considera-se bem calibrado quando os detritos têm, aproximadamente, o mesmo tamanho.



Fig. 11 - Arredondamento e granosselecção dos sedimentos.


Sedimentação

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



Fig. 12 - Diferentes ambientes de deposição.

A deposição dá-se em regra, segundo camadas sobrepostas, horizontais e paralelas.
As diferentes camadas denominam-se estratos. As superfícies aproximadamente planas, que separam diferentes estratos denominam-se superfícies de estratificação. A superfície superior ao estrato denomina-se tecto e a que fica por baixo é chamada muro.


Fig. 13 - Camadas horizontais, estratos.


Nem sempre a estratificação é horizontal. Quando o agente de transporte, ventou ou água, desliza sobre uma superfície topográfica inclinada, são depositadas camadas igualmente inclinadas.
Em sedimentos fluviais e eólicos são frequentes casos de estratificação entrecruzada.


Fig. 14 - Estratificação entrecruzada.


Diagénese

Após a deposição, geralmente os sedimentos experimentam uma evolução mais ou menos complexa, em que intervêm processos físico-químicos diversos, que no conjunto constituem a diagénese.

Compactação - à medida que a sedimentação prossegue, novas camadas se vão sobrepondo, o que aumenta a pressão entre as camadas. Essa pressão leva à expulsão da água existente nos interstícios dos materiais, provocando uma aproximação das partículas, diminuindo, por isso, o volume da rocha, que se torna mais compacta e densa.

Cimentação - os espaços vazios entre os detritos podem ser preenchidos por materiais de neoformação, resultantes da precipitação de substâncias dissolvidas na água. Estes materiais constituem um cimento que liga os detritos, formando uma rocha consolidada.

Fig. 15 - Compactação e cimentação (processos da diagénese),
(extraído de: cienTIC).

Processos e materiais geológicos importantes em ambientes terrestres

As rochas são consideradas unidades estruturais da crusta e do manto que possuem características próprias, sendo formadas, em regra, por um ou por vários minerais associados.


Minerais e sua identificação

Os minerais são corpos sólidos, naturais (não há intervenção humana), com estrutura cristalina (as partículas apresentam um arranjo ordenado), inorgânicos (excluem-se substâncias orgânicas) e com uma composição química definida ou variável (o mineral deve ser formado pelos mesmo elementos).

A composição química e a organização estrutural da matéria cristalina conferem aos minerais determinadas propriedades físicas e químicas que ajudam na sua identificação. Entre as propriedades físicas mais utilizadas na identificação de minerais, podem destacar-se as propriedades ópticas (cor, brilho e risca), as propriedades mecânicas (dureza, clivagem, fracturas) e a densidade.

Cor dos minerais

A cor é a propriedade mais óbvia na observação de minerais.
Muitos minerais mostram uma cor constante, designando-se de minerais idiocromáticos. Outros minerais não apresentam cor constante, como por exemplo, o quartzo que pode ser incolor, branco ou róseo, entre outras cores. Estes minerais com cor variável chamam-se de alocromáticos.


Fig. 1 - Minerais com cor constante (idiocromáticos)


Fig. 2 - Mineral com cor variável, ou seja, não constante (alocromático).

Risca ou traço

A cor do mineral quando reduzido a pó corresponde à risca ou traço. Esta propriedade é importante na identificação de minerais, pois apesar a cor do mineral poder variar, a risca, normalmente, mantém-se constante, podendo, em certos casos, ser diferente da própria cor do mineral. A risca pode ser facilmente determinada friccionando o mineral sobre uma placa de porcelana fosca, muito dura.

Fig. 3 - Risca ou traço (hematite).

Brilho

O brilho consiste no efeito produzido pela qualidade e intensidade de luz reflectida numa superfície de fractura recente do mineral.
Os minerais podem ter brilho metálico, reflectem a luz de um modo semelhante ao dos metais polidos, e brilho não metálico ou vulgar.

Fig. 4 - Brilho metálico, sub-metálico e não metálico.

Clivagem e fractura

A tendência de um mineral partir segundo direcções preferenciais, desenvolvendo superfícies de ruptura planas e brilhantes, denomina-se de clivagem.
A fractura acontece quando os minerais se desagregam em fragmentos com superfícies mais ou menos irregulares, sem direcção privilegiada.

Fig. 5 - Superficies de clivagem.

Dureza

A dureza consiste na resistência que o mineral oferece à abrasão, ou seja, a ser riscado por outro mineral ou por determinados objectos. Esta propriedade é normalmente avaliada em relação à dureza de outros minerais. A determinação da dureza dos minerais é usualmente feita em relação aos termos da escala de Mohs.

Fig. 6 - Escala de Mohs.

Densidade

A densidade absoluta, ou massa volúmica, de uma substância traduz a massa por unidade de volume. A densidade depende da natureza das partículas que constituem o mineral e do tipo de arranjo dessas partículas.



Propriedades químicas

Alguns testes químicos podem ser realizados para identificar minerais. É o caso do teste do sabor salgado para a halite (NaCl) ou então da efervescência produzida por um ácido, por exemplo, o ácido clorídrico.


Fig. 6 - Efervescência produzida por um ácido, neste caso, ácido clorídrico (HCl)