Rochas metamórficas

Ultrapassadas as condições de pressão e de temperatura que definem o final da diagénese, inicia-se o metamorfismo. Contudo se o aumento da temperatura determinar a fusão das rochas, ocorre o magmatismo.
O metamorfismo caracteriza-se pelo conjunto de adaptações mineralógicas e texturais que as rochas pré-existentes sofrem, quando sujeitas a condições de pressão e de temperatura diferentes das que presidiram à sua formação.
Locais onde podem estar a ocorrerem fenómenos metamórficos devido a um aumento: Predominante da temperatura: nas proximidades de intrusões magmáticas, no interior da litosfera, nas proximidades de extrusões magmáticas, em locais onde ocorrem colisões com meteoritos e na fronteira de placas tectónicas em que o atrito gerado pelo movimento de placas induz o aumento de temperatura.
-Predominante da pressão: na zona de fronteira de placas tectónicas, nas bacias sedimentares quando ultrapassado o limite de diagénese.
Zonas actualmente estáveis podem ter sido tectonicamente activas no passado. Sendo que as rochas metamórficas se formam, geralmente em profundidade, o seu afloramento deve-se, ao arrasamento do relevo por erosão.

Os processos metamórficos são controlados por diversos factores: temperatura, tensão, fluidos e tempo.
O calor interno da Terra tem uma importante acção sobre a composição mineralógica e sobre a textura das rochas. As ligações químicas que definem a estrutura cristalina dos minerais podem ser alteradas ou quebradas. À medida que a rocha se ajusta à temperatura a que foi submetida, os seus átomos e iões recristalizam segundo novos arranjos, originando minerais estáveis nas novas condições.
Quando submetidas a temperaturas superiores a 200ºC as rochas iniciam processos de metamorfismo, temperaturas que ocorrem aproximadamente a 10Km de profundidade. Em zonas mais próximas da superfície temperaturas superiores podem ocorrer no contacto com intrusões magmáticas.
Os fluidos libertados por um magma podem transportar iões de sódio, potássio, sílicio, cobre e zinco e, em solução, outros elementos solúveis em águas quentes sob pressão. A circulação de fluidos no interior das rochas, circulação intra-rochosa, permite a troca de átomos e de iões entre as rochas e o fluido. Desta reacção resulta a metamorfização da rocha, por alteração da sua composição química e mineralógica. Pode ocorrer a substituição completa de um mineral por outro sem que se verifique uma alteração da textura da rocha.
No interior da Terra as rochas estão sujeitas à tensão litostática e à tensão não litostática. A tensão litostática faz diminuir o volume da rocha durante a metamorfização, os minerais tendem a ocupar menos espaço e por isso os minerais metamórficos são mais densos. A tensão dirigida influencia a textura das rochas metamórficas porque alinha paralelamente os minerais que as constituem. Uma rocha que apresenta estruturas planares, em resultado do alinhamento paralelo dos seus minerais, por acção de tensões dirigidas, é uma rocha foliada. Há vários tipos de foliação:
a clivagem xistenta, foliação definida pela orientação preferencial de minerais, em rochas de granularidade fina, de baixo grau de metamorfismo como a ardósia e os filitos.
a xistosidade, em que a orientação de minerais tabulares, como as micas, ocorre em rochas de granularidade média, de médio grau de metamorfismo, como o micaxisto.
o bandado gnáissico, foliação marcada pela alternância de leitos mineralógicos de cor clara e de copr escura em rochas de granularidade média-alta. Ocorre em rochas de elevado grau de metamorfismo como o gnaisse.
A fissibilidade, isto é a propriedade das rochas se dividirem em lâminas, diminui com o aumento do grau de metamorfismo, pois os minerais ficam mais compactos.
Tempo- Os fenómenos relacionados com o metamorfismo são muito lentos.

Minerais de origem metamórfica

Os minerais das rochas sujeitas a metamorfismo tornam-se instáveis, pelo que se recombinam, formando, por recristalização, novas associações minerais compatíveis com as condições termodinâmicas do novo ambiente. Há minerais metamórficos que são comuns às rochas ígneas, outros são exclusivos das rochas metamórficas, formando-se em condições de pressão e de temperatura bem definidas, variáveis apenas dentro de limites muito restritos, como é o caso da clorite, do epídoto, da granada, da estaurolite e da silimanite.
As transformações mineralógicas que ocorrem, por recristalização, durante os processos metamórficos podem resultar da :
-alteração da composição química dos minerais, por circulação de fluidos;
instabilidade entre dois ou mais minerais, indutora de reacções mineralógicas entre eles, com formação de novos minerais sem que ocorra variação na composição química global da rocha;
-alteração da estrutura cristalina do mineral, sem variação da composição química, ocorre uma transformação polimórfica. Neste caso a andaluzite, a distena e a silimanite constituem um importante exemplo de transformação polimórfica, a composição desses minerais é a mesma (Al2SiO5); porém possuem diferentes estruturas cristalinas. O diagrama seguinte mostra os campos de estabilidade de cada um destes minerais. O facto de uma rocha possuir andaluzite permite inferir que a mesma se formou em condições relativamente baixas de pressão e de temperatura. A presença de distena indica ambientes metamórficos de altas pressões, enquanto que a silimanite indica ambientes metamórficos de elevadas temperaturas. São minerais índice ou indicadores das condições de pressão e de temperatura reinantes aquando da formação das rochas metamórficas que os contêm.



Metamorfismo de contacto
O metamorfismo de contacto é um exemplo de metamorfismo local e resulta da instalação de um magma, a elevadas temperaturas, no seio de rochas pré-existentes. Estas intrusões magmáticas metamorfizam as rochas circundantes devido, essencialmente, à sua elevada temperatura e à libertação de fluidos.
A auréola metamórfica é a orla de rochas alteradas metamorficamente em torno da intrusão magmática. A sua espessura e o seu grau de metamorfismo dependem da temperatura do magma, bem como da dimensão da intrusão e da profundidade a que esta ocorre.
Nestas auréolas, o efeito dos agentes de metamorfismo de contacto atenua-se com a distância ao corpo magmático, pelo que são constituídas por rochas com diferentes graus de metamorfismo. As rochas que se formam no contacto imediato com a intrusão magmática, rochas de mais alto grau de metamorfismo designam-se por corneanas, devido ao aspecto córneo. O metamorfismo de contacto também pode ser causado por extrusões magmáticas. Geralmente é um metamorfismo de baixo grau pois, na superfície da Terra o arrefecimento das lavas é muito rápido. Neste tipo de metamorfismo as rochas, geralmente não são foliadas pois o efeito da tensão não é relevante. Estas rochas apresentam textura granoblástica, pois os minerais têm dimensões semelhantes a grânulos.

Metamorfismo regional
É o metamorfismo mais frequente e ocorre em vastas áreas, afectando uma grande extensão de rochas, na sequência dos fenómenos tectónicos. Neste caso a temperatura, a tensão e a circulação de fluidos são importantes.
As rochas de metamorfismo regional caracterizam-se por sucessivas fases de recristalização e de deformação, devido à acção combinada e crescente das condições de temperatura e de tensão origina-se xistosidade.
Ultrapassados certos valores de pressão e de temperatura, as rochas metamórficas iniciam um processo de fusão parcial, designado de anatexia.

CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS METAMÓRFICAS
As rochas metamórficas são classificadas em rochas foliadas e rochas não foliadas.
As rochas metamórficas sem foliação, à excepção das corneanas, formam-se a partir das rochas pré-existentes, constituídas apenas por um único mineral.
Rochas não foliadas
-A corneana pode ter origem no argilito, é de granularidade fina, compacta, escura
-As areias de quartzo, que constituem o arenito, unem-se e recristalizam em cristais de quartzo de maiores dimensões, originando o quartzito.
- No mármore os cristais de calcite, constituem o calcário, unem-se e recristalizam em cristais de calcite de maiores dimensões.
Rochas foliada
Xisto argiloso- rocha de baixo grau de metamorfismo, de granularidade fina.
Ardósia- Rocha de baixo grau de metamorfismo, de granularidade fina, com clivagem ardosífera e de cores escuras.
Filito- Rocha de grau médio de metamorfismo, de granularidade fina, podendo exibir minerais tabulares visíveis a olho nu.
Xisto ou micaxisto- Rocha de alto grau de metamorfismo, com foliação acentuada(xistosidade), de granularidade média-alta, formada, maioritariamente, por micas (com cristais muito desenvolvidos) .
Gnaisse- rocha de elevado grau de metamorfismo, de granularidade média-alta e que se caracteriza pela existência de bandas de composição mineralógica distinta., o bandado gnáissico.

APLICAÇÕES DAS ROCHAS METAMÓRFICAS

As rochas metamórficas são, na sua generalidade, resistentes e duráveis, por variadas razões, nomeadamente:
-O calor e a pressão eliminam os poros da rocha, aumentando a sua densidade;
-as reacções metamórficas substituem minerais instáveis por minerais mais estáveis;
-a recristalização fortalece as ligações entre os constituintes da rocha.
São rochas amplamente utilizadas na construção civil, nomeadamente no exterior dos edifícios, dada a sua resistência à erosão provocada pelo clima, bem como nos alicerces de obras de engenharia, como por exemplo nos alicerces de pontes e de barragens.

DOBRAS E FALHAS

As rochas, quando submetidas a condições de temperatura e de pressão diferentes das que presidiram à sua génese, podem sofrer deformação e metamorfismo.
Tensão é a força exercida por unidade de área. Em resposta a um estado de tensão as rochas deformam-se, fracturando-se ou dobrando-se.
Os materiais podem apresentar diferentes tipos de deformações como resposta às tensões a que são sujeitos.
Deformação elástica é uma deformação reversível e proporcional ao esforço aplicado. O campo de deformação elástica das rochas, é limitado e, quando ultrapassado o limite de elasticidade, as rochas manifestam um comportamento plástico ou entram em rotura.
Acima do limite de elasticidade, o material fica deformado permanentemente sem rotura se não for ultrapassado o limite de plasticidade. São exemplos de deformações contínuas, as dobras.
Deformação por rotura ocorre quando é ultrapassado o limite de plasticidade, a rocha entra em fractura. São exemplos de deformações descontínuas, as falhas.
O comportamento das rochas durante os processos de deformação permite classificá-las em rochas de comportamento frágil ou rígido e em rochas de comportamento dúctil. O comportamento frágil ou dúctil de uma determinada rocha depende das condições ambientais, nomeadamente das condições de pressão, de temperatura, presença de fluidos intersticiais, nomeadamente água que variam com a profundidade. A temperatura aumenta com a profundidade e aumenta a plasticidade das rochas. De um modo geral a presença de água faz aumentar a plasticidade das rochas. Quanto mais tempo actuarem as forças, geralmente faz com que sejam mais plásticas e por isso a rotura ocorre com mais dificuldade.
A composição e estrutura das rochas pode fazer aumentar a plasticidade como é o caso da xistosidade evidenciada por algumas rochas metamórficas. A tensão litostática resulta do peso das camadas suprajacentes e geralmente aumenta a plasticidade da rocha. A tensão dirigida ocorre quando a rocha está sujeita a forças de intensidade nas diversas direcções.
As rochas com comportamento frágil, quando sujeitas a estados de tensão, em condições de baixa temperatura e de baixa pressão, fracturam. Este tipo de deformação diz-se frágil. As rochas com comportamento dúctil, quando sujeitas a estados de tensão, em condições de elevada temperatura e pressão, sofrem deformação de forma ou de volume, sem sofrerem fractura.
Na zona de fronteira entre placas litosféricas, o estado de tensão e o tipo de deformação associados dependem da natureza dos limites tectónicos.
No limite convergente, o estado de tensão é compressivo, se o comportamento do material é frágil origina uma falha de compressão e se o material é dúctil origina uma dobra.
No limite divergente, o estado de tensão é distensivo, se o comportamento do material é frágil origina uma falha de distensão e se o material é dúctil origina um estiramento.
No limite transformante, o estado de tensão é cisalhante, se o comportamento do material é frágil origina uma falha e se o material é dúctil origina um cisalhamento.

DOBRAS
Uma dobra consiste no encurvamento de uma superfície originalmente plana. São elementos caracterizadores da geometria de uma dobra:
A charneira é uma linha que une pontos de máxima curvatura de uma dobra.
Os flancos são as partes da dobra de um e de outro lado da charneira.
A superfície ou plano axial é o plano da simetria da dobra que a divide em duas partes (flancos) aproximadamente iguais.
O eixo da dobra é uma linha imaginária que separa flancos da dobra, que resulta da intersecção longitudinal do plano axial com a crista da dobra.
A disposição espacial das dobras permite classificá-las em antiforma, quando a concavidade está voltada para baixo, sinforma, quando a concavidade está voltada para cima e dobra neutra quando a concavidade está disposta lateralmente.
As dobras também podem ser classificadas com a idade das rochas que a constituem. Sempre que o núcleo de uma sinforma é ocupado pelas rochas mais recentes, a dobra é um sinclinal, sempre que o núcleo de uma antiforma é ocupado pelas rochas mais antigas é um anticlinal.
Os movimentos tectónicos e a erosão são os processos responsáveis pela exposição de rochas dobradas na superfície terrestre.

Falhas
Uma falha é uma superfície de fractura, ao longo da qual ocorreu um movimento relativo entre os dois blocos que separa.
São elementos caracterizadores de uma falha:
O plano de falha é a superfície de fractura. Define-se pela direcção que é a orientação da linha de intersecção do plano de falha com um plano horizontal e pela inclinação que é o ângulo definido entre o plano de falha e uma superfície horizontal.
O rejeito ou rejecto é o movimento relativo entre os dois blocos da falha.
O tecto é o bloco situado acima do plano de falha.
O muro é o bloco situado abaixo do plano de falha.
Existem três tipos de falhas:
A falha normal- O tecto desce relativamente ao muro. Forma-se em regime de deformação distensivo, em zonas de separação de placas tectónicas.
A falha inversa- o tecto sobe relativamente ao muro. Forma-se em regime de deformação compressivo, em zona de colisão de placas tectónicas.
Falha de desligamento- Os movimentos de blocos são essencialmente horizontais e paralelos à direcção do plano de falha. Forma-se geralmente em regime de deformação de cisalhamento.

Magmatismo

As rochas magmáticas ou ígneas resultam da solidificação do magma, mistura complexa de materiais fundidos, de composição essencialmente silicatada e uma componente gasosa variável, ocorrendo em locais em que a temperatura atinge valores entre os 800ºC e os 1500ºC.
Os magmas que originam as rochas magmáticas podem ser de três tipos, definidos de acordo com o seu teor em sílica, cerca de 80% são de natureza basáltica, 10% de natureza andesítica e 10% de natureza riolítica.
Magma riolítico: elevado teor em sílica, igual ou superior a 70%, com elevada concentração de gases, muitos viscosos e que cristalizam em profundidade originando rochas como o granito e à superfície rochas como o riólito. Este tipo de magma está associado às zonas de subducção em que no limite de convergência existe litosfera continental em ambas as placas. Geralmente atinge a temperatura de 800ºC.
Magma basáltico: baixo teor em sílica, igual ou inferior a 50%, com pequena quantidade de gases, fluído, oriundo do manto superior e que atravessam a crusta com muita facilidade. Pensa-se que o magma basáltico tem origem no peridotito, rocha semelhante ao basalto mas mais rica em minerais ferromagnesianos. A maioria deste magma solidifica à superfície e origina basalto, uma pequena quantidade solidifica em profundidade e origina gabro. Estes magmas estão associados aos pontos quentes e às zonas de rifte. Geralmente atinge a temperatura de 1500ºC.
Magma andesítico: teor em sílica variável entre 50 a 70%, geralmente 60% e com quantidade média de gases. Quando o seu arrefecimento ocorre à superfície origina rochas como o andesito quando ocorre em profundidade origina rochas como o diorito. Este tipo de magma está associado às zonas de subducção de uma placa oceânica sob uma placa continental.
A viscosidade dos magmas pode depender da densidade, da riqueza em sílica, da temperatura e da quantidade de fluidos que contém.
A água faz baixar o ponto de fusão dos minerais. No entanto, a baixas pressões, próximo da superfície, esse efeito deixa de se fazer sentir.

Processo de formação de minerais

Os factores externos que condicionam a cristalização são: a agitação do meio, o tempo, o espaço disponível e a temperatura. Os cristais serão mais perfeitos e maiores, quanto mais calmo estiver o meio, mais lento for o processo, num maior espaço disponível. O crescimento do cristal pode ficar condicionado pelo crescimento dos outros cristais.
Para a forma do cristal também contribuem factores internos: organização espacial das suas partículas, natureza química dessas partículas, pelas proporções em que se encontram na rede e pelas forças de ligação que mantêm as partículas em oscilação em torno das suas posições de equilíbrio. A estrutura cristalina implica uma disposição ordenada de iões, que formam uma rede tridimensional que segue um modelo geométrico. A rede cristalina é formada pela repetição da malha elementar ou motivo cristalino que são unidades de forma paralelepipédica. Bravais formulou a teoria reticular que permite explicar o comportamento de certas propriedades dos cristais, como a clivagem, a condutibilidade calorífica e as diferenças de dureza, a partir do arranjo interno das partículas. Um cristal cliva mais facilmente segundo planos ligados por forças mais fracas e estes são paralelos uns aos outros.
Um cristal é um sistema reticular com nós que correspondem às partículas elementares, com as fiadas que são alinhamentos de partículas em direcções definidas por dois nós consecutivos e iguais e os planos reticulares que são definidos por duas fiadas não paralelas. As malhas distinguem-se pelas distâncias entre as partículas nas direcções correspondentes às arestas do paralelepípedo-malha e pelos ângulos que estas arestas formam entre si.
A forma poliédrica é, geralmente, uma consequência do arranjo interno das partículas, mas esta forma pode não ser visível devido às condições de cristalização.
Por vezes as partículas não chegam a atingir o estado cristalino, a textura fica desordenada, como a dos líquidos mas apresentam rigidez e baixa compressibilidade como os sólidos. Neste caso a textura é amorfa ou vítrea.

Aproximadamente 95% do peso e volume da crosta são formados por minerais do grupo dos silicatos. A estrutura básica dos silicatos é o tetraedro (SiO4)4- , em que o Si4+ está localizado na reunião central, rodeado por quatro átomos de oxigénio ligados entre si. Como o alumínio tem um raio iónico semelhante ao do silício, pode substituir este elemento nos tetraedros. Os tetraedros têm tendência a polimerizar, pois não são electricamente neutros e formam conjuntos complexos.
Os silicatos mais importantes nas rochas magmáticas são:
Quartzo- silicato de sílica, de cores variadas, dureza 7, com fractura concoidal.
Olivina- silicato de ferro e magnésio, geralmente ocorre em agregados, no interior de basaltos. Não tem clivagem e altera-se com facilidade.
Augite- é uma piroxena com ferro, magnésio cálcio, alumínio e outros. Tem cor escura, clivagem e dureza perto de 6,5.
Hornoblenda-é uma anfíbola, de composição complexa, com ferro, magnésio, cálcio, sódio, alumínio e outros. Cliva facilmente e tem com verde-escura.
Moscovite-é uma mica de cor clara, transparente em escamas finas, de clivagem perfeita. Possui alumínio e potássio.
Biotite- é uma mica de cor negra, com alumínio, ferro, magnésio, entre outros, transparente em escamas finas, de clivagem perfeita.
Ortóclase- é um feldspato potássico, cores claras, dureza 6, de clivagem perfeita.
Albite- é uma plagióclase de cor branca, rica em sódio. Tem clivagem perfeita.
Anortite- é uma plagióclase rica em cálcio.

Isomorfismo
Os minerais que apresentam uma composição química diferente mas apresentam uma forma cristalina muito semelhante dizem-se isomorfos.
A substituição de um elemento por outro é muito frequente e daí a manutenção da mesma forma cristalina. Para que a permuta dos iões se dê, é necessário que os respectivos raios iónicos não difiram, em média, mais do que 15%. O aumento da temperatura pode facilitar as substituições de iões de raios iónicos diferentes. As plagioclases são um bom exemplo de uma série isomorfa. A composição química de uma plagioclase pode variar entre NaAlSi3O8 (albite) e CaAl2Si2O8 (anortite). Os iões Na+ são substituídos por Ca2+ e os iões de Si4+ por Al3+.

Polimorfismo

A ocorrência da mesma substância sob diversas formas cristalinas denomina-se polimorfismo. A estabilidade de uma estrutura cristalina depende, entre outros factores, da temperatura, da pressão, da presença de iões estranhos á estrutura, do pH do meio e do tempo. Quando há uma variação destes factores, a estrutura de uma determinada substância desestabiliza-se e os seus elementos tendem a organizar-se de forma a adquirirem um novo equilíbrio estável. O diamante e a grafite são exemplos de substâncias polimorfas. A grafite é formada por anéis de seis átomos fortemente unidos. Entre as camadas as forças de ligação são fracas, o que explica a sua clivagem e a sua utilização como lubrificante e no fabrico de lápis.
O diamante é um mineral constituído por átomos de carbono ligados por fortes ligações de covalência. Cada átomo situa-se no centro de um tetraedro cujos vértices são também ocupados por outros átomos de carbono.
O carbonato de cálcio também pode formar dois minerais diferentes a calcite e a aragonite.
Cristalização e diferenciação dos magmas

Durante o processo de arrefecimento de um magma, devido à diminuição da temperatura, inicia-se a cristalização, isto é, a formação de cristais de matéria mineral. Quando ocorre à superfície devido às elevadas diferenças de temperatura e pressão, a velocidade de arrefecimento é muito elevada e muitas substâncias não chegam a cristalizar. Quando um magma arrefece em locais profundos da crusta terrestre ocorre a formação sequencial de minerais, possuindo cada um deles uma estrutura e composição química bem definidas. A matéria magmática residual, isto é, a parte do magma que não cristalizou, possui uma composição química diferente do magma original.
Norman Bowen mediante diferentes processos de arrefecimento de magmas artificiais, observou que os minerais não cristalizavam todos ao mesmo tempo. Primeiro, cristalizam os minerais de mais alto ponto de fusão, seguidos dos restantes, por ordem decrescente dos respectivos pontos de fusão. Este processo designa-se cristalização fraccionada e é responsável pela diferenciação magmática. Com base nas experiências laboratoriais, Bowen definiu, para um magma original homogéneo, uma sequência de formação de minerais designada Série ou Sequência Reaccional de Bowen. Esta série é composta por dois ramos:
-ramo da série descontínua ou dos minerais ferromagnesianos, em que por diminuição da temperatura, o mineral anteriormente formado reage com o liquido residual, formando um mineral com composição química e estrutura interna diferentes, estáveis nas novas condições de temperatura.
-ramo da série de reacção contínua ou série das plagióclases. São constituídos por alumínio, sílica e percentagens variáveis de sódio e cálcio. Os iões de sódio e de cálcio podem substituir-se na estrutura cristalina, podendo formar uma plagióclase 100% cálcica, a anortite ou uma plagióclase 100% sódica, a albite. A série designa-se continua porque a alteração gradual de iões nas plagióclases não altera a sua estrutura interna.
Os minerais que se situam na mesma linha horizontal possuem temperatura de cristalização semelhante.
Após a cristalização da olivina, a composição do magma fica relativamente empobrecida em Ferro e Magnésio e relativamente enriquecida em sílica. Com o arrefecimento progressivo do magma, atinge-se a temperatura de cristalização da piroxena. Alguma olivina previamente formada reage com o liquido residual, formando a piroxena que integra na sua estrutura uma maior quantidade de sílica.
Atingida a temperatura de cristalização da anfíbola, parte da piroxena reage com o liquido residual, empobrecendo-o ainda mais em Ferro e magnésio. Se ainda houver uma fracção magmática após a cristalização da anfíbola, e a temperatura continuar a descer, o mineral a formar-se é a biotite, sendo o último mineral rico em ferro e magnésio a cristalizar.
A partir deste patamar térmico, os minerais, que então se formem, não conterão estes elementos químicos.
A plagioclase que primeiro cristaliza é a anortite, à medida que a temperatura do magma diminui, a quantidade de plagioclase aumenta, sendo incorporado cada vez mais sódio. A última plagioclase que cristaliza é a albite.
Após a cristalização completa dos minerais que constituem os dois ramos, a fracção magmática resultante pode apresentar elevadas concentrações de sílica e de metais leves como o potássio e o alumínio. Assim cristalizarão o feldspato potássico, a moscovite e por fim o quartzo até ao esgotamento do magma residual.
Os minerais formados a altas temperaturas são menos estáveis quando submetidos às condições de meteorização, que ocorrem na superfície terrestre.

As rochas sedimentares, arquivos históricos da Terra

A estratificação é a característica mais comum nas rochas sedimentares e resulta do facto da deposição dos sedimentos, por acção da gravidade ser horizontal.
O estrato é a unidade estratigráfica elementar, o seu limite inferior designa-se de muro e o superior 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. À sucessão de estratos atribui-se a designação de sequência estratigráfica.
Os ambientes sedimentares, detríticos, quimiogénicos e biogénicos, distribuem-se pela superfície da Terra, nomeadamente nos continentes, nos mares e oceanos, bem como nas zonas de transição.
A interpretação da sequência de estratos e de estruturas eventualmente preservadas no seu tecto, fendas de dessecação ou fendas de retracção, marcas de ondulação nas areias, pistas de locomoção dos animais ou outros fósseis, permite desvendar aspectos da sua história geológica, nomeadamente sobre as condições ambientais reinantes aquando da sua formação, isto é sobre o seu paleoambiente.
As rochas sedimentares são assim muito importantes na reconstituição da História da Terra, pois aplicando o princípio das causas actuais o passado pode ser explicado através do presente, uma vez que as causas que provocaram determinados fenómenos no passado são idênticas às que provocam o mesmo tipo de fenómenos no presente.

Um fóssil é o resto ou molde de um organismo, ou um vestígio da sua actividade, preservado em rochas. A fossilização completa raramente ocorre e denomina-se de mumificação. O organismo é completamente preservado num meio asséptico como as resinas ou âmbar. No caso das mineralizações o organismo ou as partes duras são conservadas por substituição da matéria orgânica por mineral. Na moldagem o organismo apenas está representado pelo seu molde externo ou interno, ou pelos contra-moldes, os quais podem revelar pormenores da sua estrutura e morfologia. Certos órgãos achatados, como folhas de plantas podem fossilizar por um tipo de moldagem designado por impressão. No caso das marcas fósseis o organismo está apenas representado por vestígios da sua actividade.
Para que ocorra a fossilização é necessário que se reúnam certas condições, umas inerentes ao meio e outras inerentes ao próprio ser vivo.
Após a morte do ser vivo é necessário que se forme sobre ele um depósito que o isole do ambiente impedindo a sua destruição. A qualidade do depósito que o recobre também é condicionante da fossilização. Quanto mais fino e impermeável for, mais fácil será a fossilização. As temperaturas médias e a humidade, na medida em que facilitam as acções microbianas, dificultam a fossilização. As temperaturas baixas e o clima seco, impedem as acções microbianas e por isso facilitam a fossilização.
A fossilização é tanto mais fácil quanto mais rico for o ser em substâncias minerais, como a sílica e os sais de cálcio e quanto mais numeroso for o número de indivíduos da espécie.


Princípios de Estratigrafia
Para determinar o tempo em que certos fenómenos ocorreram recorre-se a datações relativas ou a datações absolutas. Na datação relativa são importantes os fósseis, em especial os fósseis de idade, na datação absoluta utilizam-se fenómenos de radioactividade, que pelo conhecimento do período de semitransformação dos elementos radioactivos permitem estabelecer cronologias absolutas.,
Nicolas Steno em 1669 constatou a possibilidade de estabelecer relações entre diferentes estratos, ou sequências estratigráficas. Enunciou por isso o princípio da sobreposição.
Principio da sobreposição- Numa sequência estratigráfica que não deforma, a idade das rochas diminui da base para o topo.
Princípio da Continuidade lateral- Os estratos podem ser mais ou menos espessos consoante as condições de sedimentação do local. Se as rochas que se querem datar estão intercaladas em camadas que se reconhecem como idênticas, pode estabelecer-se uma relação entre as rochas intercaladas.
Princípio da Identidade Paleontológica- Estratos pertencentes a colunas estratigráficas diferentes, com o mesmo conteúdo fóssil têm a mesma idade relativa.
Princípio da Intersecção- Uma estrutura que intersecte vários estratos formou-se depois deles e por isso é mais recente.
Princípio da Inclusão- Os fragmentos de uma rocha incorporados num dado estrato são mais antigos do que ele.
A aplicação conjunta destes princípios permite estabelecer relações de idade entre rochas sedimentares geograficamente afastadas, imprescindíveis na compreensão da história da Terra.
Esta técnica de correlação permitiu a construção de uma escala de tempo geológico baseada na seriação, em termos cronológicos, dos acontecimentos que marcaram a História da Terra desde a sua formação, há cerca de 4600M.a. até à actualidade.
Escala do Tempo Geológico
A unidade geocronológica mais ampla é o Éon e nesta escala definem-se dois: o Criptozóico, com rochas aparentemente desprovidas de fósseis e o Fanerozóico, com rochas manifestamente fossilíferas. O Fanerozóico subdivide-se nas Eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica.
O Criptozóico possui apenas uma era, o Pré-Câmbrico. Foram encontrados nas rochas desta era fósseis de bactérias, fungos e de algas unicelulares. Foram também encontrados alguns fósseis de seres pluricelulares.
Uma enorme variedade de seres vivos proliferou há cerca de 570 Ma o que marca o inicio de outro Éon, o Fanerozóico. As subdivisões do tempo geológico são baseadas fundamentalmente nos tipos de fósseis encontrados nas rochas e formados durante cada intervalo de tempo.
Durante os 325 milhões de anos da Era Paleozóica, animais com concha e peixes evoluíram no mar e anfíbios e repteis começaram a ocupar os continentes. Algas multicelulares cresceram nos oceanos e fetos arbóreos e coníferas cobriram a Terra e formaram grandes bacias carboníferas. Os oceanos Paleozóicos eram dominados por gastrópodes, vermes, braquiópodes e trilobites. No final desta era extinguiram-se muitas espécies como as trilobites, o que permitiu a multiplicação dos sobreviventes. No fim da Era paleozóica, as forças Tectónicas juntaram novamente todos os continentes para formar o supercontinente designado por Pangeia (III). Este manteve-se estável entre os 300Ma e os 200M.a, quando voltou a dividir-se pela terceira vez.
Durante o Mesozóico os répteis desenvolvem-se com facilidade e aparecem os dinossauros que rapidamente se diversificam. No fim do Mesozóico mais de 70% das famílias de anfíbios e répteis extinguem-se assim como outros animais e plantas. Isto possibilitou o desenvolvimento de aves e mamíferos durante a Era Cenozóica.
Os fósseis de idade são fósseis de seres que viveram na Terra durante intervalos geologicamente curtos, com grande distribuição geográfica. Por isso estes fósseis são indicadores da idade geológica dos estratos que os contêm. São exemplos as várias espécies de amonites e de trilobites, que viveram em eras geológicas bem definidas, respectivamente no Mesozóico e no Paleozóico.
Os fósseis de fácies são fósseis de seres característicos de determinados ambientes, como por exemplo os corais que indicam ambientes marinhos de pequena profundidade e de águas tépidas.

CLASSIFICAÇÃO DAS ROCHAS SEDIMENTARES

As rochas sedimentares constituem uma fina camada da crusta, representando cerca de 75% das rochas expostas à superfície terrestre.
As classificações existentes para este tipo de rochas baseiam-se, sobretudo, na génese dos sedimentos que as originam.
Assim consideram-se três tipos de sedimentos:
- Detríticos, que são fragmentos com origem físico-química em rochas pré-existentes.
-Químicos que são fragmentos que resultam da precipitação de algumas substâncias dissolvidas na água.
-Biogénicos, que são fragmentos resultantes da actividade dos seres vivos ou produzidas pelos seres vivos.
Os sedimentos detríticos originam rochas detríticas, os sedimentos químicos originam rochas quimiogénicas e os sedimentos biogénicos originam rochas biogénicas.
As rochas sedimentares detríticas constituem a maioria (3/4) do total das rochas sedimentares existentes à superfície da Terra. Os sedimentos podem classificados quanto ao grau de calibragem, ao grau de arredondamento, quanto à granulometria e à composição química. Os depósitos de balastros, areias, síltes e argilas classificam-se como rochas sedimentares detríticas não consolidadas. A consolidação destes sedimentos por diagénese, origina as rochas sedimentares detríticas consolidadas A consolidação é feita por acção da pressão e da cimentação no caso das brechas, dos conglomerados e dos arenitos. No caso dos siltítos e dos argilítos devido à pequena dimensão das partículas constituintes é só feita por acção da pressão que permite a compactação. A cimentação pode ocorrer pela formação de um cimento (precipitação de substâncias dissolvidas na água) entre os sedimentos ou por formação de uma matriz (deposição de partículas muito finas transportadas pela água).
O aspecto das areias pode dar informações sobre as condições ambientais em que se formaram. Assim as areias fluviais são geralmente angulosas com grau de granotriagem variável, as eólicas são bem arredondadas, baças devido a numerosas marcas provocadas pelos choque e muito bem calibradas, as areias marinhas são arredondadas, polidas, brilhante e bem calibradas e as areias glaciárias são muito angulosas e mal calibradas. As areias mais comuns são as quartzosas pois são constituídas por quartzo, um mineral muito resistente. Entre os grãos de areia existem espaços ou poros onde a água pode circular e por isso as areias são muito permeáveis.
As areias têm várias aplicações na nossa sociedade como a construção civil e as indústrias de cerâmica e vidreira.
As argilas são rochas pouco duras, friáveis, reduzem-se com facilidade a pó e têm cheiro característico a barro. São muito plásticas e quando saturadas em água tornam-se impermeáveis. As pequeníssimas partículas que as constituem aumentam de volume ao absorverem água, fazendo desaparecer os espaços existentes entre elas. Quando zonas argilosas ficam expostas ao ar seco, a água evapora-se e o terreno apresenta-se cheio de fendas, devido à desidratação. As argilas podem ter várias aplicações na construção civil e na indústria de cerâmica.
As rochas sedimentares quimiogénicas formam-se por precipitação de substâncias dissolvidas na água, os sedimentos.
A calcite é quimicamente carbonato de cálcio e pode formar-se a partir de iões cálcio e o iões hidrogenocarbonato, levando à formação de água e dióxido de carbono. A diminuição do teor do dióxido de carbono nas águas em consequência do aumento da temperatura da água, da diminuição da pressão atmosférica ou da agitação das águas (exemplo: o efeito da ondulação) faz com que o equilibro químico se desloque no sentido da formação e libertação de CO2 e na precipitação de carbonato de cálcio. A deposição posterior diagénese dos minerais de calcite origina o calcário. São exemplos de calcários quimiogénicos, o travertino, as estalactites, as estalagmites e as colunas.
O sal-gema forma-se por precipitação de sais de cloreto de sódio, com formação do mineral halite. O gesso forma-se por precipitação de sais de sulfato de cálcio dom formação do mineral gesso. Esta evaporação é desencadeada pela evaporação de águas marinhas retidas em lagunas ou de águas salgadas de lagos de zonas áridas que contêm ou cloreto de sódio ou sulfato de cálcio em solução.
O sal-gema é pouco denso e muito plástico. Depósitos profundos desta rocha, quando sujeitos a pressão, podem subir através de zonas frágeis da crosta e formar grandes massas de sal, os domas salinos ou diapiros.
O gesso é utilizado na construção civil e na decoração e o sal-gema em indústrias que produzem sabão, borracha, cerâmica e detergentes.
As rochas sedimentares biogénicas formam-se como consequência da actividade dos seres vivos que se pode manifestar de vários modos.
Os corais são seres vivos que edificam estruturas calcárias sob a forma de recifes, a partir do carbonato de cálcio dissolvido na água do mar. As numulites são fósseis de organismos marinhos que fabricavam uma concha enrolada em espiral de carbonato de cálcio. Outros seres vivos retiram o carbonato de cálcio do mar para construir as suas conchas. A acumulação e a cimentação destas estruturas, após a morte dos seres vivos, originam respectivamente os calcários recifais, os calcários numulíticos e os calcários conquíferos.
Os carvões e os petróleos são considerados combustíveis fósseis pois possuem matéria proveniente de seres vivos, principalmente fotossintéticos. Estes seres armazenaram energia química nos seus compostos orgânicos. Durante milhões de anos estes compostos orgânicos foram decompostos, devido a um aprofundamento rápido o que evitou o contacto com o oxigénio, transformando-se de acordo com a natureza dos detritos em carvões ou petróleo. Estas substâncias podem ser utilizadas em reacções de combustão para produzir energia.
Os meios lagunares costeiros ou os meios lacustres são os mais adequados para que ocorra a sedimentação com movimentos de subsidência (aprofundamento).
As turfas resultam da decomposição lenta de restos de plantas, em ambientes aquáticos pouco profundos e oxigenados, como os pântanos, ao longo de milhões de anos. Em bacias costeiras lagunares ou em bacias lacustres este sedimento biogénico, a turfa, pode aprofundar rapidamente e sofrer a decomposição de bactérias anaeróbias. Com o aumento da profundidade as bactérias morrem devido ao aumento da pressão e da temperatura e devido à acumulação dos produtos de metabolismo. Ocorre então diagénese originando progressivamente carvões mais ricos em carbono e consequentemente mais pobres em água e substâncias voláteis. Este enriquecimento em carbono designa-se de incarbonização. A lenhite ainda apresenta elevado teor em água por isso o seu poder combustível é fraco. O carvão betuminoso, conhecido por hulha, apresenta elevado teor de carbono, o que faz dele o carvão de maior interesse económico, pois apresenta elevado valor energético e relativa facilidade de exploração. O antracito contém mais de 90% de carbono o que o torna difícil de combustão. Quando, na formação da jazida a subsidência do fundo da bacia de sedimentos é rápida, a vegetação diminui, diminuindo também a deposição de detritos orgânicos. Pelo contrário aumenta a deposição de detritos terrígenos, trazidos pelas águas, detritos esses que formam depósitos que evoluem para rochas sedimentares detríticas. Se a subsidência é lenta a vegetação é mais exuberante, aumentando a deposição de detritos orgânicos que evoluem para leitos de carvão. Assim, alternam leitos de carvão com leitos de rochas sedimentares.
Classificações mais actuais não consideram o petróleo uma rocha, é considerado um fluido de origem biogénica com uma percentagem variável de gases. Na legislação portuguesa o termo petróleo designa toda a concentração ou mistura natural de hidrocarbonetos líquidos, o petróleo bruto, ou gasosos, o gás natural. O petróleo na Geologia pode ainda incluir os produtos sólidos que se designam por asfalto ou betumes.
A formação dos hidrocarbonetos que formam o petróleo resulta da conjugação de uma série de fenómenos naturais. O plâncton deposita-se em ambientes aquáticos pouco pro9undos, pouco agitados e pobres em oxigénio. A rápida deposição dos sedimentos isola estes restos orgânicos das bactérias decompositoras. O petróleo forma-se no interior de camadas de natureza argilosa ou carbonatada que são designadas de rochas-mãe. A compactação e o afundimento( 2000 a 3000m) destas camadas provoca alterações físico-quimicas ( temperatura entre os 80 e os 120 ºC) durante milhões de anos o que leva a que aquela matéria orgânica se transforme num liquido negro e espesso que se designa de petróleo, com alguns hodrocarbonetos sólidos em solução). Se o afundimento continuar o petróleo vai ficando mais fluido e vai-se transformando em gás-natural. Depois de formado o petróleo tende a migrar para níveis superiores pois é menos denso que os restantes fluidos das rochas-mãe Se migrar livremente o mais provável é que venha a perder-se na superfície terrestre ou da água. Se na sua ascensão encontrar rochas de baixa permeabilidade, as rochas-cobertura, como as argilas, que impedem as ascensão do petróleo, funcionando como barreiras, e pode encontrar rochas porosas e permeáveis onde pode armazenar-se, as rochas-armazém como arenitos e calcários. Para que ocorram acumulações consideráveis de petróleo é necessária a presença de estruturas geológicas favoráveis, as armadilhas petrolífera, como as dobras e as falhas. Reunidas estas condições podem formar-se reservatórios de petróleo. Nestes é vulgar encontrar água salgada que pode ser água remanescente daquela que ficou aprisionada entre os sedimentos ou água resultante das infiltrações verificadas à superfície.Furos de sondagem petrolífera, realizados em Portugal, não revelaram, até hoje, indícios de petróleo ou mostraram ocorrências sem valor comercial, como é o caso da extracção de alguns milhares de litros de petróleo, de baixa qualidade, na zona de Torres Vedras

Rochas sedimentares

Processos de formação de rochas sedimentares

A Terra apresenta uma geodinâmica interna e externa, isto é, é um planeta geologicamente activo.
A geodinâmica externa é alimentada pelo Sol. O calor solar fornece a energia suficiente para que ocorra o ciclo da água e consequentemente a alteração do relevo.
O motor da geodinâmica interna é o calor do interior da Terra, a geotermia, que acciona os movimentos de convecção e, consequentemente os movimentos das placas.
Na sequência desta dinâmica formam-se as rochas sedimentares, magmáticas e metamórficas, as quais se interrelacionam de forma dinâmica.
O ciclo das rochas mostra teoricamente a reciclagem das rochas à medida que elas se formam, se destroem e se transformam.
As rochas além de serem recursos minerais são testemunhos da dinâmica do planeta e por isso permitem estudar a história da Terra.
As rochas são associações de minerais compatíveis entre si e com as condições ambientais em que foram originadas, essencialmente de pressão e de temperatura.
As rochas sedimentares ocupam um pequeno volume da crosta da Terra mas ocupam uma grande área relativamente à superfície exposta
A génese das rochas metamórficas implica a formação de materiais que as vão constituir, a sedimentogénese e a evolução desses sedimentos, a diagénese.
A sedimentogénese envolve a meteorização, a erosão, o transporte e a sedimentação.
Os processos de meteorização alteram as características primárias das rochas, fragmentando-as, a erosão remove os materiais resultantes da meteorização.
A meteorização física ou mecânica inclui os vários processos que fragmentam a rocha em pedaços mais pequenos que não sofrem alterações na composição química comparativamente à rocha original.
Neste tipo de meteorização incluem-se processos como a acção da água, a acção do gelo, a acção do calor, a acção dos seres vivos, o crescimento de minerais e o alívio de pressão.
A alternância de períodos secos com períodos de forte humidade, resultantes da variação cíclica dos teores em água das rochas, originam aumento de volume e retracções, gerando tensões que conduzem à fracturação e, eventualmente, à desagregação do material rochoso. A própria acção da água da chuva sobre as rochas também contribui para a sua meteorização.
Por diminuição da temperatura, a água que penetra nas fracturas e nos poros da rocha pode gelar, aumenta de volume e exerce forças que aumentam as fissuras já existentes, ou originam novas fissuras, contribuindo para a desagregação da rocha.
Quanto mais fendas e cavidades cheias de água existirem, maior será a fragmentação causada pelo gelo. Por isso rochas porosas e fissuradas desagregam-se com mais facilidade.
Em regiões com forte amplitude térmica diária, por exemplo os desertos, esta variação implica uma alteração do volume das rochas. Um aumento de temperatura implica dilatação e um arrefecimento implica contracção. Este movimento sistemático leva a uma grande fracturação das rochas com formação de materiais soltos.
A implantação das sementes nas fracturas de rochas porosas e com fraca resistência pode contribuir para a desagregação das mesmas. As suas raízes são responsáveis pelo alargamento das fendas pré-existentes, com consequente separação dos blocos rochosos.
Os ventos fazem balançar as árvores obrigam ao alargamento das fendas das rochas onde estão implementadas, facilitando a acção de outros agentes erosivos.
Certos animais como os texugos, coelhos e minhocas cavam tocas ou galerias que aumentam o grau de desagregação da rocha ou expõem a outros agentes de meteorização.
A água que existe nas fracturas e poros das rochas contém sais dissolvidos que podem precipitar e iniciar o seu crescimento ou haloclastia, exercendo uma força expansiva, que contribui para uma maior desagregação da rocha. Nas zonas costeiras o crescimento da halite é um exemplo deste processo.
A redução da pressão sobre uma massa rochosa pode causar a sua expansão e posterior fragmentação. As rochas formadas a grande profundidade como as magmáticas plutónicas, quando são aliviadas do peso das rochas suprajacentes, expandem, fracturam e formam diáclases.
Por vezes, este alívio de pressão provoca o aparecimento de camadas concêntricas de capas semelhantes a escamas de cebola, designando-se por disjunção esferoidal.
Na meteorização química ocorre alteração da composição química e na composição mineralógica. Este processo é tanto mais intenso quanto maior for o estado de desagregação física das rochas. A meteorização química inclui diversas reacções químicas que ocorrem com mais facilidade na presença de água e do ar atmosférico.
Na dissolução ocorre a reacção dos minerais com água ou com um ácido, e ficam dissolvidos numa solução. Na hidratação ocorre a combinação química de minerais com a água e na desidratação ocorre a remoção da água dos minerais. No caso da hidratação ocorre um aumento de volume que facilita a desintegração das rochas por acção da hidrólise. Nesta reacção os catiões da estrutura de um mineral são substituídos pelos iões de hidrogénio. A oxidação é um processo pelo qual ocorre a perda de electrões e a redução ocorre ganho de electrões e por isso são processos que estão ligados entre si.
Todos os seres vivos, em resultados de processos metabólicos, produzem fluidos que podem provocar reacções químicas quando em contacto com sãs rochas. É uma meteorização química-biológica.
O granito é uma rocha magmática, plutónica, muito comum no nosso país. O seu afloramento pode ocorrer devido aos movimentos da crosta ou à remoção das camadas suprajacentes. O granito fica exposto a condições de pressão e de temperatura diferentes daquelas em foi gerado. Os minerais que o constituem alteram-se devido às novas condições ambientais. Os maciços graníticos apresentam diáclases, que são superfícies de fractura provocadas pelas tensões internas da crosta ou devido à descompressão. A rede de diáclases favorece a alteração da rocha, pois as zonas dos bordos dos blocos aproximadamente paralelepipedicos, tornam-se mais frágeis. Nestas zonas mais expostas os minerais perdem a coesão e desintegram-se gradualmente, convertendo-se em areia grosseira que será arrastada pelas águas de escorrência. Esta arenização leva à formação de blocos arredondados pois os vértices desaparecem. Formam bolas amontoadas formando uma paisagem, o caos de blocos. O granito é constituído por quartzo, feldspatos e micas. O quartzo mantém-se durante a meteorização pois é um mineral muito duro e por isso resistente à meteorização. As micas e os feldspatos desaparecem sucessivamente e dão origem a óxidos de ferro e a minerais de argila.
Após a meteorização ocorre a erosão, processo pelo qual os agentes erosivos, principalmente a água e o vento arrancam e separam os fragmentos da rocha-mãe. As águas das chuvas são responsáveis pela formação de sulcos profundos nos solos, as ravinas. As águas da chuva também podem remover o solo em torno de rochas enquanto que o que fica por baixo da rocha está protegido e endurece, formando estruturas que se designam chaminés de fadas.
A acção erosiva do vento consiste na remoção de partículas deixando a descoberto a rocha que fica sujeita à meteorização, e esta partículas movimentadas pelo vento podem desgastar as rochas, agindo como se fossem lixas, preferencialmente ao nível do solo, podendo originar estruturas pedunculadas.
Geralmente os materiais resultantes da meteorização não permanecem no local de formação. A força exercida pelos agentes erosivos é suficiente para iniciar o transporte desses materiais. Os agentes de transporte mais importantes são a água, a gravidade terrestre e o vento. O transporte pelo vento pode realizar-se por suspensão, por saltação e por deslizamento. A força exercida pela aceleração da gravidade faz com que os materiais se soltem e deslizem das zonas mais altas para as zonas mais baixas. A água é o principal agente de transporte dos materiais removidos. O transporte efectuado pela água dá-se preferencialmente nos estados sólido, gelo dos glaciares, e líquido, águas selvagens, torrentes, rios, lagos, águas subterrâneas e mares. Durante o transporte os detritos experimentam arredondamento devido aos choques entre eles e ao atrito com as rochas da superfície, e experimentam granotriagem pois as partículas são seleccionadas e separadas de acordo com o tamanho, a forma e a densidade. Um sedimento é bem calibrado quando os detritos têm aproximadamente o mesmo tamanho.
Em locais onde a acção dos agentes de erosão e transporte se anula ocorre a deposição dos materiais, a sedimentação. Para além dos detritos também se podem depositar novos minerais resultantes da meteorização química, minerais de precipitação das substâncias em solução e matéria orgânica, como as plantas mortas. A deposição pode ocorrer no interior dos continentes (ex: lagos, rios), nos limites continente-oceano (ex:praias, deltas) e nos oceanos (ex: plataforma continental, planície abissal).
Os sedimentos podem ser detríticos ou clastos resultantes da alteração de outras rochas, sedimentos de origem química, resultantes da precipitação de substâncias dissolvidas na água e sedimentos biogénicos, compostos por restos de seres vivos ou produtos resultantes da sua actividade.
A deposição dá-se segundo camadas sobrepostas, horizontais e paralelas que se denominam os estratos e distinguem-se pela cor, pela composição ou pela granularidade. As superfícies que separam diferentes estratos chamam-se juntas de estratificação. O estrato que recobre um determinado estrato em estufa chama-se tecto e o que fica por baixo é o muro. Por vezes a estratificação é entrecruzada o que revela um a variação na intensidade e /ou na direcção do agente de transporte.
A diagénese é o conjunto de fenómenos físicos e químicos que transforma os sedimentos móveis em rochas sedimentares consolidadas. Envolve a compactação e desidratação, a cimentação e a recristalização.
Na compactação vai ocorrendo a deposição, os sedimentos são sucessivamente comprimidos por acção dos novos sedimentos que sobre eles se vão depositando. Os materiais subjacentes são sujeitos a um aumento da pressão crescente, o que provoca a expulsão da água que existe entre eles (desidratação) e a diminuição da porosidade, com consequente diminuição do seu volume. A rocha torna-se mais compacta e densa.
Entre os espaços dos diferentes sedimentos pode ocorrer a precipitação de substâncias químicas dissolvidas na água, tais como a sílica, o carbonato de cálcio e os óxidos de ferro formando um cimento. Quando os sedimentos são muito finos, os poros são muito pequenos para a circulação de água. A consolidação é apenas devida à compactação. Noutras situações, nos espaços entre os sedimentos de maiores dimensões depositam-se partículas muito finas transportadas pela água, formando uma matriz que liga os materiais.
Pode também ocorrer a recristalização, pois alguns minerais alteram as suas estruturas cristalinas.

Os Minerais

OS MINERAIS: PROPRIEDADES

Um mineral é uma substância sólida, natural e inorgânica, de estrutura cristalina e com composição química fixa ou variável dentro de limites bem definidos. Na natureza existem substâncias sólidas, naturais e inorgânicas mas que não têm uma estrutura cristalina, ou seja as suas partículas constituintes não definem uma distribuição regular no espaço. São os mineralóides como a opala.
Na identificação dos minerais recorre-se a um conjunto de propriedades químicas e físicas.
Um exemplo de um teste químico é o teste do sabor salgado para a halite ou então da efervescência produzida por acção de um ácido. A calcite e outros carbonatos reagem com o ácido clorídrico, fazendo efervescência devido à libertação de dióxido de carbono, durante a reacção.
Devido ao elevado custo de alguns ensaios químicos as propriedades físicas são as mais usadas.
O brilho é a propriedade que se refere à intensidade de luz reflectida por uma superfície de fractura recente do mineral em estudo. Os minerais podem ter brilho metálico, como a prata, brilho submetálico como a volframite, de brilho menos intenso que o metálico e não metálico como o quartzo. Neste caso existem designações particulares para classificar o brilho como o adamantino no caso do diamante.
A cor deve ser observada numa superfície de fractura recente, à luz natural. Alguns minerais apresentam uma cor constante, qualquer que seja a amostra observada, são minerais idiocromáticos. Geralmente são os minerais metálicos. Outros apresentam uma gama variada de cores, são os minerais alocromáticos geralmente de brilho não metálico.
A clivagem é a propriedade física que traduz a tendência de alguns minerais para fragmentarem, por aplicação de uma força mecânica, segundo superfícies planas e brilhantes, de direcções bem definidas e constantes. Os planos de clivagem correspondem a superfícies de fraqueza da estrutura cristalina dos minerais.
A fractura revela que todas as ligações são igualmente fortes, qualquer que seja a direcção considerada. As superfícies de fractura não se repetem paralelamente a si mesmas e podem apresentar diferentes aspectos.
A dureza de um mineral é a resistência que ele oferece ao ser riscado por outro mineral. A escala de Mohs, composta por dez minerais de dureza conhecida, permite determinar a dureza relativa de um mineral mediante a facilidade ou a dificuldade com que é riscado por outro. Diz-se que um mineral é mais duro que outro se, e só se, o riscar, sem se deixar riscar por ele; dois minerais têm a mesma dureza se se riscam ou não se riscam mutuamente. Se o mineral risca determinado termo, não sendo riscado por ele, e é riscado pelo termo imediatamente superior, não o riscando, a dureza do mineral fica compreendida entre a dureza dos dois termos acrescentando-se 0.5 ao termo inferior. Os termos da escala devem ser percorridos do mais duro para o menos duro a fim de se evitar o constante desgaste dos minerais menos duros. Para abreviar o processo de determinação da dureza e para evitar a deterioração rápida dos termos menos duros da escala de Mohs, deve recorrer-se a ensaios preliminares que delimitam as zonas da escala em que a dureza do mineral em estudo deve situar-se. A dureza é uma propriedade geologicamente importante porque traduz a facilidade ou dificuldade com que um mineral se desgasta quando submetido à acção abrasiva de cursos de água, do vento e dos glaciares nos processos de erosão e transporte. Uma desvantagem da utilização da escala de Mohs é que o aumento da dureza absoluta entre os diferentes termos não é sempre o mesmo, fazendo-se de um modo descontínuo.
O traço ou risca é a cor de um mineral quando reduzido a pó, numa superfície despolida de porcelana. Este método é apenas aplicável nos minerais com dureza inferior à da porcelana. No caso dos minerais de dureza superior, para determinar a risca, reduz-se a pó uma pequena amostra do mineral em estudo, num almofariz. Geralmente a cor de um mineral não coincide com a cor do traço, mas o traço é uma propriedade constante enquanto que a cor é variável.
A densidade depende da estrutura cristalina do mineral, nomeadamente dos seus constituintes e do seu arranjo, mais ou menos compacto. A densidade traduz a massa por unidade de volume. A densidade do mineral, utilizando a balança de Jolly, consiste na relação entre o peso de um determinado volume de mineral e o peso de igual volume de água a 4ºC.

Recursos Minerais

Recursos naturais

Tal como os outros seres vivos, também o ser humano vai buscar à Natureza os alimentos e os materiais que são essenciais à sua vida. Designam-se por Recursos Naturais todos os elementos disponíveis pela Natureza e susceptíveis de satisfazerem as necessidades do ser humano. São exemplos de recursos naturais: os recursos minerais, biológicos, hídricos e energéticos.

À escala de duração da vida humana, certos recursos, como florestas, água, solo, animais, podem ser renovados rapidamente. São recursos que não se esgotam com grande facilidade, apesar de serem muito explorados pelo Homem, pois são naturalmente renovados – designam-se por recursos renováveis. Contudo, se ritmo de consumo for mais rápido que a taxa de renovação, ou se a sua utilização for feita de uma forma não racional, um recurso renovável pode ser esgotado ou degradado.
Os recursos naturais que existem na crosta terrestre e cuja formação envolve processos geológicos com duração de milhares ou milhões de anos, são chamados de recursos não renováveis, como por exemplo os recursos minerais e os combustíveis fósseis pois têm uma taxa de exploração muito elevada

RECURSOS MINERAIS

Segundo a legislação portuguesa os recursos geológicos são todos os bens naturais de natureza geológica existentes na crosta terrestre e que são passíveis de aproveitamento.
Recursos minerais são acumulações de rochas e minerais que constituem a crusta terrestre e que quando são economicamente rentáveis para o Homem designam-se por jazidas minerais. Os recursos minerais podem ser classificados, segundo as suas propriedades, sendo assim podem designar-se metálicos (por exemplo, o ferro, alumínio, titânio, manganês, o cobre, chumbo e zinco) e não-metálicos (areias e cascalhos, fosfatos, nitratos, sal).
Muitos minerais são matérias-primas vitais para o Homem, apresentando uma grande importância industrial e social, sendo a sua descoberta e exploração essenciais para o progresso do Homem. A história da utilização dos minerais resulta da observação dos achados arqueológicos. O homem pré-histórico, no Paleolítico (período da pedra lascada), para cobrir as suas necessidades, fez uso do sílex e outras variedades de quartzo. Nas sociedades Neolíticas, o homem usou gemas (minerais utilizados em joalharia e ourivesaria) como moeda de troca. Quando descobriu os metais (ouro, cobre, estanho, ferro) passou a fazer uso deles. O conhecimento dos metais e a sua utilização caracterizou alguns períodos da antiguidade, como a Idade do bronze ou a Idade do ferro. Actualmente, o homem faz uso directo ou indirecto de quase todos os minerais conhecidos.
Ao longo da história da Humanidade, a descoberta de muitos minerais e o seu processo de transformação foi importante para a melhoria das condições de vida do ser humano. Nas nossas actividades diárias usamos os mais variados objectos e materiais, sem imaginarmos o que eles contém ou quais os processos de transformação que as matérias-primas que o constituem experimentam até se conseguir o objecto que utilizamos. Os recursos minerais estão associados a todos os electrodomésticos, meios de transporte, e à grande maioria de utensílios que usamos, como por exemplo as pilhas, lápis, materiais de vidro, etc.
Portugal é um país de tradição mineira, apesar de, actualmente, ser considerado um país de poucos recursos minerais, devido ao facto de a sua exploração não ser economicamente rentável.

RECURSOS MINERAIS: Extracção e consequências.

Estando o seu início ligado à peneiragem do fundo dos rios, em busca dos materiais provenientes da erosão das rochas pela água ou vento, a exploração da matéria mineral evoluiu em função da maior procura de matéria-prima.
Assim, de um tipo rudimentar de exploração, baseada em utilização de peneiras e baldes transportados por homens, passou-se para uma extracção mineira exercida no local onde o minério está aprisionado, através da abertura de túneis penetrando no interior da Terra.
A extracção de recursos minerais é realizada maioritariamente através da exploração de minas. Estas minas podem ser constituídas por galerias que penetram na crosta terrestre, construídas mantendo toda a extracção debaixo do solo, ou pode ser feita numa mina a céu aberto, como no caso de muitas pedreiras.
A construção de galerias é sequencial, sendo o local de exploração perfurado mais profundamente quando se esgota o minério mais próximo da superfície, e se é verificada a existência de reserva de minério suficientemente lucrativa. Nestes casos os mineiros descem todos os dias até aos locais, cada vez mais profundos, onde os recursos estão em maior quantidade. Este é um tipo dispendioso de exploração mineira, pois é necessário criar galerias seguras, extraindo a rocha que ocupava os espaços da galeria para o exterior e assegurando que a estrutura da mina não colapsa com o peso que suporta.
Além do perigo de desabamento, as minas de galerias caracterizam-se também pela falta de oxigénio e pela presença de gases tóxicos no ar dentro dos túneis. Para prevenir estes perigos, eram levados animais que reagiam em caso de alarme; ratos e certas espécies de aves alertavam os mineiros. Hoje em dia são usados sensores. A surdez e a cegueira são também problemas associados à profissão de mineiro em galerias.
A mina a céu aberto é mais viável economicamente, pois não existe uma necessidade de criar galerias seguras, mas tudo se faz ao ar livre. É contudo um processo muito mais poluente.
A poluição provocada pela exploração mineira é imensa, abrangendo desde poluição atmosférica, pelos fumos extraídos das galerias e do pó, muitas vezes tóxico, que é produzido pela extracção e despejo dos desperdícios desta exploração. Estes produtos poluidores do ar são a causa de muitas doenças respiratórias nos seres vivos que vivem em zonas limítrofes da zona explorada, e podem até afectar, através da propagação pelo vento por exemplo, zonas bastante afastadas.
A poluição aquática é contudo o grande problema da extracção mineira, pela quantidade de fontes poluidoras ao longo do processo. Desde a extracção em si, pela água usada na refrigeração das máquinas (que vai depois contaminar directamente os lençóis freáticos), à lixiviação dos desperdícios acumulados em grandes quantidades junto do local de extracção, que vão trazer, pela dissolução na água da chuva, os produtos que faziam parte das rochas extraídas, a água usada nas diversas lavagens, que levam consigo contaminantes para o ambiente (produtos como metais pesados - cádmio, magnésio, chumbo, mercúrio, selénio, cobre, alumínio, arsénico, … que provocam graves problemas de saúde).
Uma autêntica sopa tóxica é adicionada ao meio ambiente, sendo carregada pela água das chuvas e utilizada na própria extracção para os lençóis freáticos, e posteriormente para os leitos de rios, onde vão acumular-se nas cadeias tróficas; põe-se assim em risco a Biodiversidade dos ecossistemas em que estas explorações se incluem, criando até uma situação de risco para a saúde pública humana, já que nós próprios somos consumidores destes produtos afectados, em maior ou menor escala (dos produtos agrícolas aos peixes recolhidos em zonas próximas).
O maior risco destas explorações é a sua opção preferencial pelo lucro em detrimento da qualidade do ambiente em que se inserem; embora seja obrigatória a elaboração de estudos que permitam minimizar danos, em que devem estar contempladas medidas de prevenção de impactos negativos, assim como regeneração do espaço no fim da exploração, estes raramente são respeitados pelos responsáveis pela extracção dos recursos, ficando muitas vezes os locais abandonados, em minas a céu aberto ou em galerias, constituindo perigo imediato de acidentes pessoais (com crianças, por exemplo) e de médio-longo prazo, na medida em que os produtos expostos mantém a sua acção poluidora muito além do final da actividade de exploração. Esta prática é justificada com o retorno à exploração do local a qualquer momento, o que impede a acção renovadora e reparadora no local afectado.
É então urgente que haja consciencia da ameaça bem real que uma mina constitui, para que soluções sejam procuradas e efectivamente aplicadas, e de novo o ambiente possa regenerar-se.

OCUPAÇÃO ANTRÓPICA

A Terra é um sistema fechado. É um sistema dinâmico que troca energia com o seu meio envolvente, mas cujas trocas de matéria são pouco significativas (Todos os dias caem no solo 300 toneladas de poeiras vindas do espaço mas quando este valor é comparado com a massa do nosso planeta 5,96x1021 toneladas torna-se insignificante). Os seus subsistemas são: Geosfera, Hidrosfera, Atmosfera, Criosfera e Biosfera
Recurso geológico é algo que se encontra disponível na terra e que pode ser utilizado para satisfazer as necessidades da humanidade.
O desenvolvimento sustentável permite a utilização equilibrada dos recursos de modo a satisfazer as necessidades do Homem actual sem comprometer as gerações futuras.
Na sua actividade do geólogo, a observação e a descrição deve ser complementada pela interpretação:
• cartografia dos diferentes tipos de rochas: melhor ocupação do espaço;
• prospecção dos recursos naturais: com base no correcto ordenamento do território;
• exploração dos recursos naturais geológicos: com medidas de minimização do ambientes adequadas.
Os riscos geológicos são fenómenos geológicos capazes de causar avultados prejuízos materiais e humanos.
Nas bacias hidrográficas os factores que provocam risco humanos são por exemplo a erosão fluvial, cheias, exploração de inertes.

Aspectos geomorfológicos dos rios
Os rios são cursos de água superficiais e regulares que podem desaguar, num outro rio, num lago ou no mar
Factores associados às bacias hidrográficas:
• Cheias
• Construção de barragens
• Extracção de inertes
As cheias geralmente são fenómenos naturais extremos e temporários provocadas por precipitações moderadas e prolongadas, repentinas e de elevada intensidade ou por fusões de grandes concentrações de gelo. Causam elevação do leito normal do rio e inundação das margens e elevados prejuízos humanos e materiais.
Medidas de prevenção:
• Ordenar e controlar as acções humanas nos leitos de cheias
• Implementar medidas que impeçam a construção e urbanização de potenciais zonas de cheias
• Construir sistemas integrados de regulação dos cursos de água coma a construção de dique e barragens
Barragens:
Vantagens:
• Para fins turísticos, hidroeléctricos e agrícolas
Desvantagens:
• Diminuição drástica do fluxo de partículas sedimentares para o litoral
• Acumulação de partículas a montante e deficiente sedimentação a jusante (albufeiras áreas de deposição de inertes)
Planos de bacia hidrográfica
Planos de gestão, planificação, valorização e protecção equilibrada dos grandes cursos de água em Portugal
4 planos de bacias hidrográficas internacionais: Minho, Douro, Tejo e Guadiana
11planos de bacias nacionais: Ave, Cávado, Leça, Lima, Lis, Mira, Mondego, Ribeiras do Algarve, Ribeiras do Oeste, Sado e Vouga

Extracção de inertes
Os sedimentos que se depositam nas margens e leito do rio são matéria-prima importante na construção civil
Extracção descontrolada e irracional:
-alterações nas correntes;
-redução na quantidade de sedimentos que chegam à foz de um rio;
-redução da fertilidade de algumas espécies nos estuários fluviais;
-modificações irreversíveis a nível dos ecossistemas

Zonas costeiras: erosão costeira, pressão urbanística

A faixa costeira mundial totaliza apenas 500 000 Km, mas alberga cerca de 80% da população mundial
São espaços privilegiados para actividades culturais, económicas, turísticas e de lazer.
Portugal possui uma costa de 900 Km da qual depende do ponto de vista socioeconómicos

Intervenção do homem na costa
• Agravamento do efeito de estufa provocando o aquecimento global
• Ocupação da faixa litoral com estruturas de lazer e de recreio, bem como na implementação de estruturas pesadas de engenharia
• Diminuição da quantidade de sedimentos que chegam ao Litoral
• Destruição de defesas naturais: pisoteio das Dunas, construção desordenada, arranque da cobertura vegetal, extracção de inertes
Consequências da erosão costeira:
Destruição de construções humanas;
Desalojamento de populações;
Ecossistemas naturais afectados;
Rotas migratórias afectadas.

Intervenções de Engenharia
São obras dispendiosas, na construção e manutenção, que protegem a propriedade pública e/ou privada e não a costa.
Geralmente resultam temporariamente num local mas agravam o problema noutro lado
Injecção de inertes
Mais económica e menos agressiva para a paisagem que as obras de engenharia. No caso do Litoral português, muito energético pressupõe uma continua e sistemática alimentação de sedimentos.

Planos de ordenamento da orla costeira

• Identificar as áreas de risco potencial
• Promover a reabilitação das áreas afectadas
• Requalificar as praias balneares

Lição 111 e 112

Argumentos bioquímicos
As provas bioquímicas de evolução baseiam-se na semelhança existente entre:
-compostos químicos orgânicos (exemplo: estudo comparativo das proteínas e do DNA);
-reacções imunológicas como as reacções sorológicas. Estas baseiam-se nas reacções específicas entre antigenes e anticorpos, importantes para o esclarecimento de relações filogenéticas através da interpretação dos mecanismos de aglutinação.

Lição 107 e 108

Do Darwinismo à Teoria Sintética da Evolução

A Teoria da Selecção Natural deixou por responder, na altura da sua apresentação, certas questões: os mecanismos responsáveis pelas variações verificadas nas espécies e o modo como essas variações se transmitiam de geração em geração.
O desenvolvimento de outras ciências, e os dados que estas forneceram, permitiram obter algumas respostas, sendo a área da Genética a que talvez mais tenha contribuído.
Com o crescimento desta ciência, foi possível responder com a descoberta das mutações e da recombinação genética ao mecanismo de produção de variabilidade intraespecifica, e com o funcionamento do processo reprodutivo a nível cromossómico à forma de transmissão da informação génica à descendência.
O paralelismo com o darwinismo faz-se na selecção que o meio, com as suas variações, exerce sobre o fenótipo; este é fruto da expressão do genótipo.
Pela interpretação neodarwinista, População é então conjunto de indivíduos da mesma espécie que, num dado momento ocupam uma determinada área, Fundo Genético é o conjunto de todos os genes presentes numa população num dado momento e Evolução é uma mudança no fundo genético das populações.
Populações que estão no seu conjunto bem adaptadas ao meio em que vivem possuem um fundo genético restricto, e uma variação no meio pode ser grandemente prejudicial para a população em causa; populações com um fundo genético muito diversificado devem apresentar variabilidade suficiente para resistir a variações do meio em que a mesma se insere.
A reprodução sexuada e diversificada entre indivíduos com variação nas características aumenta a variabilidade e permite a uma população estar melhor preparada para enfrentar variações impostas pelo meio nas condições que oferece.

Lição 107 e 108

O Darwinismo e suas bases teóricas

Darwin foi influenciado pelo trabalho desenvolvido em várias áreas da Ciência: Geologia (Lyell, com a sua teoria do uniformitarismo, segundo a qual as leis naturais são constantes no espaço e no tempo, o passado deve ser explicado partindo de dados do presente e a história da Terra caracteriza-se por constantes mudanças lentas e graduais); Biogeografia, compreendendo que espécies de seres vivos semelhantes entre si, diferindo apenas em certas características distintivas (como a alimentação, p. e.), têm provavelmente uma origem comum; Matemática, na qual Malthus postulou que as populações têm crescimento exponencial, enquanto os recursos crescem apenas de forma aritmética; dados de selecção artificial, provenientes da columbofilia (o seu hobbie), na prática do qual verificou ser possível, através de cruzamentos planeados, isolar e evidenciar certas características dos seres vivos). Baseando-se em todos estes dados, desenvolveu a sua teoria da selecção natural. Nesta, ele sugere que dentro de cada população os indivíduos apresentam variações nas suas características. O meio, pela exposição das populações às condições físicas, promove uma selecção, que se revela na sobrevivência e consequente reprodução diferencial de indivíduos; os mais aptos a sobreviver em determinado meio, sobrevivem mais tempo e reproduzem-se mais, deixando mais descendência e modelando as gerações futuras dessa população. A sua ideia baseava-se no preceito de que é a presença de uma estrutura que determina a possibilidade de efectuar uma certa função; quando a capacidade de realizar uma função se revela qualitativa para o ser vivo no meio em que este se insere, este consegue então uma vantagem em relação aos seus companheiros da mesma população, que se mostra no resultado da selecção natural. Daqui advém um maior potencial reprodutivo para quem possui esta vantagem, pelo que esta característica é mais facilmente transmitida e multiplicada na geração seguinte.

Os argumentos do evolucionismo

As teorias evolucionistas têm vários argumentos a apoiá-las:
A anatomia comparada, um dos principais factores desencadeadores da ideia na mente de Darwin foi a comparação entre seres muito semelhantes, mas contudo adaptados a diferentes habitats; os chamados tentilhões de Darwin, por exemplo, são um grupo de aves, vizinhas na mesma ilha, mas possuidoras de diferenças ao nível morfológico, que Charles Darwin associou à diferente alimentação destas aves. Assim, da comparação das estruturas em seres vivos de diferentes grupos veio a constatação que existiam algumas que, apresentando funções diferentes, eram constituídas por peças com a mesma origem embriológica e um plano de organização estrutural semelhante embora podendo assumir aspectos diferentes; estas estruturas, pela sua origem comum, denominam-se estruturas homólogas. Os seres que possuem estas estruturas apresentam evolução divergente, pois foram sujeitos a pressões selectivas diferentes. Outras estruturas revelavam adaptação a uma mesma função, embora com evidente origem díspar; a estas estruturas semelhantes na função, mas diferentes na origem, chamam-se estruturas análogas. Os seres vivos que as possuem sofreram evolução convergente, pois embora com origens diferentes sofreram a mesma pressão selectiva. Em certos seres vivos, não é a presença explícita de estruturas que ajuda na sua classificação, mas sim os seus vestígios, que permitem concluir qual a proveniência filogenética destes seres vivos. Nas baleias, p. e., a presença de fémur e pélvis vestigiais auxiliaram na sua classificação como tetrápodes.
A Paleontologia também deu o seu contributo, já que sendo o seu objecto de estudo os fósseis, forneceu diversos dados históricos que evidenciam a existência no passado de grupos de seres vivos já extintos; trouxe ainda à luz da Ciência diversas provas da existência passada de seres vivos que demonstram a passagem evolutiva de uns grupos para outros. Assim, estas formas sintéticas ou intermédias comprovam a ligação, durante o processo evolutivo, entre grupos hoje aparentemente muito diversos, como os répteis e os mamíferos. Olhar os dados paleontológicos associados aos dados provindos da Geologia permitem reconstruir a história da vida, indo acrescentado as vírgulas e pontos à medida que novos fósseis vão sendo descobertos e estudados, e a conjugação interdisciplinar vai sendo melhorada. Seres vivos como o ornitorrinco são considerados fósseis vivos, pois ainda existem na actualidade, mas já existem representantes fossilizados. Este animal também é uma forma intermédia, pois apresenta características de diferentes grupos filogenéticos.
Citologicamente também existem argumentos favoráveis ao evolucionismo. A universalidade do código genético, baseada no DNA em todos os organismos vivos, e a síntese proteica, o isolamento dos meios intra e extra-celular por uma membrana formada por uma dupla camada fosfolípida, entre outras similitudes (a principal divisão dos seres vivos pode ser feita em dois grandes grupos, os eucariontes e os procariontes, que se baseia em vários fundamentos racionais), são alguns dos argumentos que deixam pouco espaço a dúvidas sobre uma origem comum de todos os seres vivos. Contudo, os criacionistas utilizam também estes dados científicos para suportar a ideia da origem de toda a vida a partir de um mesmo momento de inspiração divina…
O estudo comparativo da ontogenia dos seres vivos revela ligações filogenéticas, já que estes, durante o desenvolvimento embrionário, apresentam semelhanças entre si. Podem comparar-se embriões entre si, mas não deve estabelecer-se correspondência entre formas embrionárias e formas de antepassados adultos.
Por fim, a Bioquímica é talvez a Ciência que mais dados tem fornecido para suportar o evolucionismo, pois as semelhanças entre processos dentro das células, e entre as bases das moléculas orgânicas, e a sua interligação é de tal ordem, que é possível hoje delinear estudos em seres muito simples e aplicá-los posteriormente a seres mais complexos, como os seres humanos. O exemplo da possibilidade de produção de insulina por bactérias, sendo depois aplicada em humanos com taxas de sucesso altíssimas prova sem qualquer dúvida a existência de uma ligação passada profunda entre todas as formas de vida terrestre.

Lição 105 e 106

História das Teorias Explicativas da Biodiversidade: do Fixismo ao Evolucionismo

A primeira teoria explicativa da Biodiversidade de que há registo foi sugerida pelos filósofos gregos da Antiguidade, nomeadamente Aristóteles. A sua teoria sugeria a geração espontânea como origem de alguns seres vivos, e a intervenção do Princípio vivo sobre a matéria inerte, dando-lhe forma e vida. Assim explicava o surgimento, p. e., de moscas a partir de carne putrefacta. A partir da sua formação, as espécies mantinham-se imutadas. A classificação sugerida para catalogar a Natureza viva era uma escala natural, hierárquica e progressiva em direcção ao Homem.
A teoria criacionista teísta professa um início num tempo não superior a 6000 anos, tendo a vida a sua origem na intervenção directa de um Criador, o Deus único das religiões monoteístas. Num momento preciso, que decorreu em 6 dias de inspiração divina, todos os seres vivos foram criados tal como são observáveis actualmente. O Homem ficou, segundo as Escrituras, encarregue da Criação divina.
A ideia criacionista manteve-se até ao século XVIII sem objecção séria, inclusive vários cientistas de renome e com trabalho valoroso, por causa das suas convicções religiosas, não foram capazes de compreender ou aceitar as conclusões óbvias dos seus resultados. Lineu não viu na sua classificação que esta representava a filogenia e as relações evolutivas entre as espécies.
Cuvier, embora reconhecendo que os fósseis eram restos de seres vivos que viveram no passado, não tendo representação na actual fauna e flora, explicou este facto suportando a teoria criacionista, completando-a com a sua teoria catastrofista, na qual propunha que certos episódios catastróficos, promovidos por uma entidade divina, dizimavam a vida em determinados locais, sendo estes posteriormente repovoados por formas de vida existentes em locais vizinhos. Os seus discípulos radicalizaram a sua teoria, acrescentando que Deus promovia, de tempos a tempos, o dizimar de toda a Biodiversidade, criando de novo outras formas de vida para ocupar os locais, agora vazios.
O lamarckismo é considerada a primeira teoria evolucionista explicativa da Biodiversidade. Baseia-se em dois propósitos essenciais: uma certa dificuldade verificada por um indivíduo cria a necessidade de cumprimento de certas funções, que é resolvida pelo aparecimento ou desenvolvimento de órgãos adaptados a essas funções (Lei do uso e do desuso); as estruturas desenvolvidas para o desempenho de determinadas funções são tanto mais desenvolvidas quanto mais necessárias são ao normal funcionamento do ser vivo; estas estruturas, e o seu diferencial desenvolvimento, vão sendo transmitidas à descendência, evidenciando as crias as características presentes nos progenitores (Lei da transmissão dos caracteres adquiridos). Exemplos da actualidade desta teoria ainda hoje, embora seja em situações pontuais e excepcionais, são as transmissões de plasmídeos entre bactérias, ou a influência do meio na síntese e funcionamento de proteínas.

Lição 95 e 96

As vantagens da Multicelularidade

O aumento da complexidade dos seres vivos não consiste num objectivo em termos evolutivos, mas apenas uma consequência do facto de haver um mínimo de complexidade para a existência de vida. A partir do mínimo de complexidade, a vida só pode crescer em termos evolutivos no sentido do aumento da complexidade, crescendo junto do mínimo de complexidade apenas em número e variedade.
A multicelularidade depende do nível de diferenciação celular no conjunto de células em estudo. Quando o nível de diferenciação é baixo, apenas se admite o estado colonial. Volvox, por exemplo, é uma colónia esférica de algas verdes que possui células todas semelhantes, excepto as reprodutoras. Esta especialização não é suficiente para considerar Volvox um ser pluricelular.
O registo fóssil não esclarece em profundidade qual a origem da multicelularidade; contudo, através do estudo da Biodiversidade actual, pode-se inferir que esta surgiu da unicelularidade, tendo na colonialidade um passo intermédio.
Quando as dimensões de uma célula aumentam, verifica-se que a razão entre a área e o volume diminui, pois a superfície não aumenta tanto como o volume. Deste modo, embora aumente o metabolismo celular, a eficácia das trocas com o meio externo não aumenta, pois a superfície não aumenta na mesma proporção. Assim, o indivíduo unicelular que aumenta de tamanho, para sobreviver ou reduz o metabolismo (como é o caso da Acetabulária) ou apresenta multicelularidade.
Na actualidade a multicelularidade ocorre apenas nos eucariontes e caracteriza-se por uma associação de células em que há interdependência estrutural e funcional entre as células associadas.
A multicelularidade permite: grande diversidade de formas, o que facilita uma adaptação aos diferentes ambientes, sobrevivência de seres de maiores dimensões sem problemas quanto às trocas com o meio externo, a diferenciação permite aumentar a eficácia na utilização da energia e possibilita aos indivíduos uma maior independência em relação ao meio externo.

Lição 91 e 92

A origem das células eucarióticas: modelos autossómico e endossimbiótico

Todos os seres vivos são constituídos por células, desde as pequenas bactérias ao maior organismo à superfície da Terra, a baleia-azul.

As células podem ser divididas em dois grandes grupos: as procarióticas, que não possuem núcleo indiferenciado nem organelos membranares, e as eucarióticas, que possuem estas estruturas.

Existem dois modelos explicativos para a origem das células eucarióticas, e ambos sugerem a ligação às células procarióticas, estruturalmente mais simples. O Modelo autogénico sugere que a compartimentação das estruturas celulares dos eucariontes surgiu a partir de invaginações da membrana plasmática numa célula eucarionte, e de especialização das estruturas formadas em funções específicas, sendo estas características depois passadas aos descendentes; o Modelo endossimbiótico defende que os organelos membranares têm a sua origem na endocitose de células procarióticas por outros procariontes de maiores dimensões. Em vez de ocorrer a digestão das células, criaram-se relações benéficas para ambas as células envolvidas. Assim, mantendo ambas as capacidades de manutenção e divisão independentes, foram acertando os tempos de reprodução, até chegar à situação de harmonia observada actualmente, em que a sintonia é de tal ordem que as mitocôndrias (que terão tido origem em procariontes capazes de produzir energia a partir do oxigénio e de uma fonte orgânica de carbono, ou seja, realizar respiração) e os cloroplastos (que terão tido origem em procariontes fotossintéticos) são hoje indispensáveis no funcionamento da célula que os alberga, e tendo estas duas estruturas perdido a sua capacidade de sobrevivência fora do ambiente celular em que se inserem.

O Modelo endossimbiótico é hoje o mais aceite, embora tenha sido ridicularizado quando foi apresentado, em 1920, tendo apenas sido aceite, a muito custo, em 1967 quando reapresentado por Lynn Margulis. Os argumentos que apoiam este modelo prendem-se com as semelhanças destes organelos com os seres procariontes, no tamanho, na estrutura, na presença no seu interior de porções circulares de DNA e os ribossomas aqui encontrados serem diferentes dos que se encontram no citoplasma de células eucarióticas, e muito semelhantes aos dos procariontes.

Esta passagem do procarionte para o eucarionte não foi ainda encontrada no registo fóssil; contudo, diversas observações do mundo vivo actual permitem observar diversos exemplos de simbiose entre seres vivos de grupos bastante diversos, como é o exemplo dos líquenes (algas ou cianobactérias + fungos) e do Rhizobium, que se aloja no interior das raízes das Leguminosas, por exemplo, e aproveita o alimento orgânico produzido pela planta, fornecendo-lhe em troca certos nutrientes, como o azoto.

Unicelularidade e Multicelularidade

Alguns organismos são unicelulares, outros juntam-se em colónias, mas mantêm a sua identidade como indivíduos de apenas uma célula, embora estas colónias possam já apresentar um certo nível de diferenciação celular, outros têm os seus organismos constituídos por uma multiplitude de células que trabalham em conjunto, tendo cada uma a sua função e não podendo sobreviver sem as outras células que constituem o mesmo individuo.
Nestes organismos complexos, as células que os constituem diferenciam-se e especializam-se (adoptando morfologias e fisiologias adequadas às funções desempenhadas no organismo).
A diversidade de formas vivas que actualmente povoa o planeta é apenas 99,9% de toda a Biodiversidade que já existiu na Terra; os grupos de seres vivos foram sofrendo processos de extinção mais ou menos acentuados, que foram contribuindo para a variação de habitantes do planeta, ao longo dos 4600 milhões de anos que o planeta tem de idade.
Dentro da diversidade biológica existente, o nível de complexidade organizacional dos seres vivos é também variável, mesmo até dentro de um mesmo grupo de seres vivos semelhantes. Desta diferença de complexidade é exemplo o diferente nível organizacional dos seres vivos que constituem o grupo das Algae. A complexidade é fruto de um caminho de crescimento e de desenvolvimento em que existe um nível mínimo de complexidade exigida para qualquer organismo ser considerado um ser vivo, mas não existe um nível máximo. Daí, embora segundo alguns autores até a biomassa seja superior no grupo dos seres mais simples, o falaciosamente observável é o crescimento da complexidade desde o surgimento das bactérias até ao aparecimento do ser humano.
A diferença entre organismos multicelulares e seres multicelulares coloniais prende-se com o nível de diferenciação. Certas algas possuem uma tal organização e complexidade estrutural que são já consideradas como organismos plenos, e não colónias de indivíduos.
A multicelularidade aparece apenas em seres eucariontes, surgindo apenas como máximo de complexidade estrutural nas bactérias a formação de colónias.
A multicelularidade apresenta diversas vantagens, das quais se destacam a capacidade de adaptação a diferentes ambientes permitida pela grande diversidade de formas; a possibilidade de constituir organismos de grandes dimensões sem comprometer as trocas com o meio externo; os organismos conseguiram aumentar a eficácia na utilização da energia; e foi possível atingir uma maior independência do meio externo, pois as condições favoráveis passaram a ser função dos órgãos especializados, libertando os organismos das variações do meio externo.

A formação de colónias, pelo seu aparente caminho em direcção à multicelularidade plena, indica que talvez o aparecimento de organismos multicelulares complexos tenha passado pelo estado colonial.

O estado colonial obriga a uma diminuição do tamanho das células constituintes da colónia; este facto permite a que o conjunto de células possa crescer até a um nível que não seria possível a uma célula isolada. Assim, a diminuição das dimensões acaba por ser vantajoso, pois permite ainda baixar as necessidades energéticas de cada célula e contribuir para o possível aumento sustentado do conjunto de células, que organizado e com uma complexidade aceitável, pode vir a formar um ser vivo multicelular.

Partir da unicelularidade para um organismo multicelular, passando pela colónia como passo intermédio pode ser um caminho evolutivo favorável à conquista do ambiente terrestre, em que o tamanho pode ser uma garantia de segurança, ou mais fácil acesso aos recursos num mundo vivo sempre competitivo.

Os modelos explicativos apresentados não são contudo universalmente aceites por todos os cientistas, tendo os modelos certas falhas na explicação de fenómenos e factos observados. O modelo endossimbiótico, por exemplo, teve numa primeira fase uma abordagem radical para a origem do núcleo; no entanto, os seus defensores actuais já admitem a origem autogénica desta estrutura particular.

Lição 87 e 88

Os reinos da Vida

Lineu fortaleceu os trabalhos de Aristóteles ao manter a classificação dos seres vivos em dois reinos, Animal e das Plantas. No reino das plantas ficavam os seres vivos sem locomoção e sem ingestão e que realizam fotossíntese, seres unicelulares com cloroplastos e bactérias e fungos, com base na existência de parede celular. O reino Animal abrange seres não fotossintéticos que têm locomoção e obtêm o alimento por ingestão, os protozoários e os animais. Esta classificação apresenta limitações pois não explica a posição de certos organismos como a Euglena que tem locomoção e é fotossintética, considera uma separação artificial dos seres unicelulares e não esclarece a posição das bactérias e dos fungos, devido à diferente composição da parede celular e por os fungos e muitas bactérias nãos serem fotossintéticos.
Posteriormente surgiu uma classificação em 3 reinos considerada por vários autores como Ernest Haeckel que considerava o reino Protista para incluir organismos com algumas características pouco definidas, as bactérias, os protozoários e os fungos.
Na segunda metade do século XX foi introduzido o Reino Monera para englobar apenas os seres procariontes pelo Herbert Copeland.
Em 1968 foi introduzido o sistema de classificação em 5 reinos de Whittaker: o reino Monera para as bactérias, o reino Protista para os protozoários, o reino dos Fungos para os fungos e mixomicetes, o reino das Plantas para plantas e algas e o reino dos Animais para os animais.
Em 1979 Whittaker conhecedor de algumas limitações do seu sistema de classificação fez algumas alterações. O reino Protista passou a incluir além dos protozoários os mixomicetes e as algas por ambos apresentarem baixa diferencição.
Whittaker utilizou como critérios:
- O nível de organização estrutural da célula: Procariótico Unicelular no reino Monera, Eucariótico unicelular ou pluricelular de baixa diferenciação no reino Protista, eucariótico principalmente pluricelular no reino dos Fundos e eucariótico pluricelular nos reinos Plantas e Animais.
- O tipo de nutrição: No reino Monera quimioheterotróficos ou fotoheterotróficos com nutrição por absorção, autotróficos com nutrição por fotossíntese ou quimiossintese; no reino Protista, os Protozoários são quimioheterotróficos com nutrição por ingestão, as algas são fotoautotróficas e os mixomicetes são quimioheterotróficos com nutrição por absorção; no reino dos Fungos são quimioheterotróficos com nutrição por absorção; no reino das plantas são fotoautotróficas e no reino dos Animais são quimioheterotróficos com nutrição por ingestão.
- Interação nos Ecossistemas: No reino Monera são microconsumidores ou produtores; no reino Protista, os Protozoários são macroconsumidores, as algas são produtoras e os mixomicetes são microconsumidores; no reino dos Fungos são microconsumidores; no reino das Plantas são produtores e no reino dos Animais são macroconsumidores.

Lição 87 e 88

Os reinos da Vida

Lineu fortaleceu os trabalhos de Aristóteles ao manter a classificação dos seres vivos em dois reinos, Animal e das Plantas. No reino das plantas ficavam os seres vivos sem locomoção e sem ingestão e que realizam fotossíntese, seres unicelulares com cloroplastos e bactérias e fungos, com base na existência de parede celular. O reino Animal abrange seres não fotossintéticos que têm locomoção e obtêm o alimento por ingestão, os protozoários e os animais. Esta classificação apresenta limitações pois não explica a posição de certos organismos como a Euglena que tem locomoção e é fotossintética, considera uma separação artificial dos seres unicelulares e não esclarece a posição das bactérias e dos fungos, devido à diferente composição da parede celular e por os fungos e muitas bactérias nãos serem fotossintéticos.
Posteriormente surgiu uma classificação em 3 reinos considerada por vários autores como Ernest Haeckel que considerava o reino Protista para incluir organismos com algumas características pouco definidas, as bactérias, os protozoários e os fungos.
Na segunda metade do século XX foi introduzido o Reino Monera para englobar apenas os seres procariontes pelo Herbert Copeland.
Em 1968 foi introduzido o sistema de classificação em 5 reinos de Whittaker: o reino Monera para as bactérias, o reino Protista para os protozoários, o reino dos Fungos para os fungos e mixomicetes, o reino das Plantas para plantas e algas e o reino dos Animais para os animais.
Em 1979 Whittaker conhecedor de algumas limitações do seu sistema de classificação fez algumas alterações. O reino Protista passou a incluir além dos protozoários os mixomicetes e as algas por ambos apresentarem baixa diferencição.
Whittaker utilizou como critérios:
- O nível de organização estrutural da célula: Procariótico Unicelular no reino Monera, Eucariótico unicelular ou pluricelular de baixa diferenciação no reino Protista, eucariótico principalmente pluricelular no reino dos Fundos e eucariótico pluricelular nos reinos Plantas e Animais.
- O tipo de nutrição: No reino Monera quimioheterotróficos ou fotoheterotróficos com nutrição por absorção, autotróficos com nutrição por fotossíntese ou quimiossintese; no reino Protista, os Protozoários são quimioheterotróficos com nutrição por ingestão, as algas são fotoautotróficas e os mixomicetes são quimioheterotróficos com nutrição por absorção; no reino dos Fungos são quimioheterotróficos com nutrição por absorção; no reino das plantas são fotoautotróficas e no reino dos Animais são quimioheterotróficos com nutrição por ingestão.
- Interação nos Ecossistemas: No reino Monera são microconsumidores ou produtores; no reino Protista, os Protozoários são macroconsumidores, as algas são produtoras e os mixomicetes são microconsumidores; no reino dos Fungos são microconsumidores; no reino das Plantas são produtores e no reino dos Animais são macroconsumidores.