Os Elementos Químicos e a Tabela Periódica

O Big Bang é o momento da explosão que deu origem ao Universo, entre 12 e 15 bilhões de anos atrás. A evolução do Universo teve início logo após a explosão de uma bola de matéria compacta, densa e quente, com um volume aproximadamente igual ao volume do nosso sistema solar. Esta evolução é consequência das reações nucleares entre as partículas fundamentais do meio cósmico, cujo efeito mais importante foi a formação dos elementos químicos.

Os elementos químicos mais leves foram formados logo nos primeiros segundos após o Big Bang. Já os mais pesados, como o lítio, foram sintetizados nas estrelas. Durante os últimos estágios da evolução estelar, muitas das estrelas compactas queimaram e formaram o carbono (C), o oxigênio (O), o silício (Si), o enxofre (S) e o ferro (Fe).

A figura abaixo esquematiza a forma e os componentes básicos de um átomo.

A representação internacional dos elementos químicos é esta:

Os 92 elementos químicos que ocorrem naturalmente na Terra são compostos por um núcleo com núcleons subatômicos, orbitado por elétrons de carga negativa.

Os núcleons incluem prótons de carga positiva e nêutrons sem carga. Como um átomo contém o mesmo número de prótons e de elétrons com cargas iguais e de sinais opostos, os átomos não têm carga. A massa de um próton é 1.836 vezes maior que a massa de um elétron.

As propriedades químicas de um elemento são, em grande parte, mas não completamente, determinadas pelo modo como a camada de elétrons mais externa interage com os demais elementos.

Os íons se formam quando os átomos capturam elétrons adicionais, produzindo ânions de carga negativa, ou quando cedem elétrons, gerando cátions de carga positiva.

Um átomo pode formar diversos tipos de íons. O ferro, por exemplo, pode se apresentar como ferro ferroso (Fe²⁺), ferro férrico (Fe³⁺) ou na forma nativa ou elemental (Fe⁰).

Um nuclídeo é caracterizado por um núcleo atômico com um número Z de prótons e um número N de nêutrons. A massa atômica A corresponde à soma dos núcleons Z + N.

Diferentes tipos de interação ocorrem no núcleo e explicam sua coesão: a força forte (nuclear) de curto alcance, a força eletromagnética de longo alcance e a misteriosa força fraca.

Dois nuclídeos com o mesmo número Z de prótons, mas com diferente número N de nêutrons, terão ao seu redor o mesmo número de elétrons e, portanto, propriedades químicas muito similares; eles são isótopos de um mesmo elemento. 

Esta é a Tabela Periódica atualmente recomendada pela IUPAC.

Estrutura da Tabela Periódica

Propriedades periódicas: são as propriedades que variam em função dos números atômicos dos elementos.

Aperiódicas: os valores desta propriedade variam à medida que o número atômico aumenta, mas não obedecem à posição na Tabela, ou seja, não se repetem em períodos regulares. Por exemplo: calor específico, índice de refração, dureza e massa atômica.

Periódicas: São aquelas que, à medida que o número atômico aumenta, assumem valores crescentes ou decrescentes em cada período, ou seja, repetem-se periodicamente. Por exemplo: raio atômico, energia de ionização, eletroafinidade, eletronegatividade, densidade, temperatura de fusão e ebulição e volume atômico. 

Raio Atômico

O raio atômico se refere ao tamanho do átomo. Quanto maior o número de níveis, maior será o tamanho do átomo. O átomo que possui o maior número de prótons exerce maior atração sobre seus elétrons.

Em outras palavras, raio atômico é a distância do núcleo de um átomo à sua eletrosfera na camada mais externa. Porém, como o átomo não é rígido, calcula-se o raio atômico médio pela metade da distância entre os centros dos núcleos de dois átomos de mesmo elemento numa ligação química em estado sólido.

O raio atômico cresce de cima para baixo na família da tabela periódica, acompanhando o número de camadas dos átomos de cada elemento e da direita para a esquerda nos períodos da tabela periódica.

Quanto maior o número atômico de um elemento no período, maiores são as forças exercidas entre o núcleo e a eletrosfera, o que resulta num menor raio atômico.

O elemento de maior raio atômico é o Césio.

Energia de Ionização

Energia de Ionização  é a energia necessária para remover um ou mais elétrons de um átomo isolado no estado gasoso. O tamanho do átomo interfere na sua energia de ionização. Se o átomo for grande, sua energia de ionização será menor.

– Em uma mesma família a energia aumenta de baixo para cima;
– Em um mesmo período a Energia de Ionização aumenta da esquerda para a direita.

Afinidade eletrônica

Afinidade eletrônica é a energia liberada quando um átomo no estado gasoso (isolado) captura um elétron. Quanto menor o raio, maior a sua afinidade eletrônica, em uma família ou período.

A afinidade eletrônica mede a energia liberada por um átomo em estado fundamental e no estado gasoso ao receber um elétron. Trata-se da energia mínima necessária para a retirada de um elétron de um ânion de um determinado elemento.

Nos gases nobres a afinidade eletrônica não é significativa, porém como a adição de um elétron em qualquer elemento causa liberação de energia, então a afinidade eletrônica dos gases nobres não é igual a zero.

A afinidade eletrônica tem comportamento parecido com o da eletronegatividade, já que não tem uma forma muito definida no seu crescimento na tabela periódica: cresce de baixo para cima e da esquerda para a direita.

O elemento químico que possui a maior afinidade eletrônica é o Cloro.

Eletronegatividade

A Eletronegatividade é a força de atração exercida sobre os elétrons de uma ligação. Na tabela periódica a eletronegatividade aumenta de baixo para cima e da esquerda para a direita.

Essa propriedade tem relação com o raio atômico: quanto menor o tamanho de um átomo, maior é a força de atração sobre os elétrons.

Não é possível calcular a eletronegatividade de um único átomo (isolado), pois a eletronegatividade é a tendência que um átomo tem em receber elétrons em uma ligação covalente. Portanto, é preciso das ligações químicas para medir essa propriedade.

Segundo a escala de Pauling*, a eletronegatividade cresce na família de baixo para cima, junto com à diminuição do raio atômico e do aumento das interações do núcleo com a eletrosfera e no período da esquerda pela direita, acompanhando o aumento do número atômico.

O elemento mais eletronegativo da tabela periódica é o flúor.

*A escala de Pauling é uma escala construída empiricamente e muito utilizada na Química. Ela mede a atração que o átomo exerce sobre elétrons externos em ligações covalentes, ou seja, sua eletronegatividade.

Eletropositividade

Eletropositividade é a tendência de perder elétrons, apresentada por um átomo. Quanto maior for seu valor, maior será o caráter metálico. Os átomos com menos de quatro elétrons de valência, metais em geral, possuem maior tendência em perder elétrons, por isso, possuem maior eletropositivade. Um aumento no número de camadas diminui a força de atração do núcleo sobre os elétrons periféricos, facilitando a perda de elétrons pelo átomo e, consequentemente, aumentando a sua eletropositividade.

A eletropositividade cresce da direita para a esquerda nos períodos e de cima para baixo nas famílias.

A forma da medir a eletropositividade de um elemento é a mesma da eletronegatividade: através das ligação química. Entretanto, o sentido é o contrário, pois mede a tendência de um átomo em perder elétrons. Os metais são os mais eletropositivos e os gases nobres são excluídos¹, pois não têm tendência em perder elétrons.

O elemento químico mais eletropositivo é o frâncio. Ele tem tendência máxima à oxidação.

¹Como os gases nobres são muito inertes, os valores de eletronegatividade e eletropositividade não são objetos de estudo pela dificuldade da obtenção desses dados.

Potencial de Ionização

É a energia necessária para remover um elétron de um átomo isolado no estado gasoso. À medida que aumenta o tamanho do átomo, aumenta a facilidade para a remoção de um elétron da camada de valência. Portanto, quanto maior o tamanho do átomo, menor o potencial de ionização.

O Potencial de Ionização mede o contrário da afinidade eletrônica: a energia necessária para retirar um elétron de um átomo neutro, em estado fundamental e no estado gasoso. A retirada de elétron na primeira vez utilizará uma quantidade de energia maior que na segunda retirada e assim sucessivamente.

Possui comportamento igual ao da afinidade eletrônica e da eletronegatividade, portanto, o Flúor e o Cloro são os elementos que possuem os maiores potenciais de ionização da tabela periódica.

Construção da Tabela Periódica

Os elementos são colocados em faixas horizontais (períodos) e faixas verticais (grupos ou famílias).

Em um grupo, os elementos têm propriedades semelhantes e, em um período, as propriedades são diferentes. Na tabela há sete períodos.

Até recentemente, os grupos eram numerados de 0 a 8. Com exceção dos grupos 0 e 8, cada grupo estava subdividido em dois subgrupos, A e B. O grupo 8 era chamado de 8B e era constituído por três faixas verticais.

Modernamente, cada coluna é chamada de grupo. Há, portanto, 18 grupos, numerados de 1 a 18. 

Posição dos Elementos na Tabela Periódica

Elementos representativos ou típicos (o último elétron é colocado em subnível s ou p): grupos A. Estão nos extremos da tabela.

Elementos de transição (o último elétron é colocado em subnível d; apresentam subnível d incompleto): grupos 1B, 2B, 3B, 4B, 5B, 6B, 7B e 8B. Estão localizados no centro da tabela periódica.

Elementos de transição interna (o último elétron é colocado em subnível f; apresentam subnível f incompleto). Estão divididos em duas classes:

- Lantanídeos (metais de terras raras): grupo 3B e 6º período). Elementos de Z = 57 a 71.

- Actinídeos: grupo 3B e 7º período. Elementos de Z = 89 a 103.

Gases nobres: grupo zero ou 8A ou 18. 

Os grupos mais conhecidos:

1A: metais alcalinos  

2A: metais alcalino-terrosos

6A: calgocênios

7A: halogênios 

Relação entre configuração eletrônica e a posição do elemento na tabela

Período:

Um elemento com x camadas eletrônicas está no período x.

Exemplo: P (Z = 15) K = 2 ; L = 8 ; M = 5

P (fósforo) está no 3º período.

Grupo:

a) Elementos representativos (grupos A) e 1B e 2B. O número de elétrons na camada de valência é o número do grupo.

Exemplo: P (Z =15) → K = 2 ; L = 8 ; M = 5

O fósforo está no grupo 5A.

b) Elementos de transição: a soma do número de elétrons dos subníveis s e d mais externos é o número do grupo. Exemplo: V (Z = 23)

1s2 2s2 2p6 3s2 3p6 4s2 3d3

Soma s + d = 2 + 3 = 5 → grupo 5B.

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Diferenciação magmática

Embora existam apenas 3 tipos de magma (basáltico, andesítico e granítico), podemos encontrar várias famílias de rochas magmáticas. 

Um magma pode produzir diferentes tipos de rochas, porque é constituído por uma mistura complexa que, ao se solidificar, formará diferentes associações minerais, a partir da cristalização desses minerais a temperaturas diferentes. Assim, progressivamente, serão formadas diferentes núcleos de cristais e o magma residual mudará sua composição, enriquecendo-se de alguns elementos químicos e empobrecendo-se de outros.

O esfriamento do magma provoca a separação de fluidos e materiais sólidos, bem como a diferenciação magmática, processo que conduz à formação de magmas com composição química diferente a partir do mesmo magma. 

Um dos processos envolvidos nessa diferenciação é a cristalização fracionada: uma vez que cada magma é uma associação de minerais, e esses minerais têm uma temperatura de solidificação e cristalização própria, os minerais diferentes começam a cristalizar a temperaturas diferentes, numa sequência definida que depende da pressão e da composição do material fundido.

A fração cristalina separa-se do restante líquido, por diferenças de densidade ou efeito da pressão, deixando um magma residual diferente do magma original. Assim, um mesmo magma pode originar diferentes rochas. Se a pressão comprime o local onde se formam os cristais, o líquido residual tende a escapar por pequenas fendas, enquanto que os cristais ficam no local da sua gênese.

O primeiro cientista a compreender a importância da diferenciação magmática foi Bowen, que investigou a ordem pelos quais os cristalizam os magmas. Assim em trabalhos laboratoriais estabeleceu a sequencia de reações que ocorrem no magma durante a diferenciação e criando a Série Reacional de Bowen ou simplesmente Série de Bowen. Esta série traduz a sequência pela qual os minerais cristalizam-se num magma em esfriamento. 

Segundo Bowen, existem duas séries de reações que se designam, respectivamente, por série dos minerais ferromagnesianos (série descontínua) e série dos plagioclásios (série contínua).

Na série descontínua, à medida que se verifica o esfriamento, o mineral anteriormente formado reage com o magma residual, dando origem a um mineral com uma composição química e uma estrutura diferentes, e que é estável nas novas condições de temperatura.

Na série contínua, verifica-se uma alteração nos íons do plagioclásio, sem que ocorra alteração da estrutura interna dos minerais. São várias formas pelas quais os cristais originados podem ser separados do líquido residual.

Através desta série constatamos as associações de minerais mais previsíveis como, por exemplo, as olivinas com os plagioclásios cálcicos, os anfibólios com a biotita e os plagioclásios sódicos. Também constatamos que é pouco provável a ocorrência de quartzo em basalto, pois o quartzo vai cristalizar a baixas temperaturas e o basalto é uma rocha que consolida a temperaturas elevadas e, por isso, é constituído essencialmente por minerais ferromagnesianos e plagioclásios cálcicos que são os minerais que têm temperatura de consolidação mais elevada. Vemos a mineralogia de um diorito, constituído de anfibólios, biotita, plagioclásios sódicos. Podemos ver a ocupação do espaço deixado pelos restantes minerais que constituem as rochas magmáticas com quartzo, sabendo-se que é o último mineral a cristalizar e, por esse motivo, ocupa o espaço deixado pelos outros minerais já cristalizados.

Assim, podemos imaginar um magma em que, numa primeira fase de esfriamento, se formam cristais de olivina, piroxênios e alguns plagioclásios calcossódicos, que se vão acumulando no fundo da câmara magmática por ordem da sua formação e das suas densidades, formando uma rocha chamada gabro. O magma residual, magma com gabro, fica mais rico em sílica, alumínio e potássio, porque a maior parte do magnésio, ferro e cálcio foi consumida na formação da olivina, piroxênios e plagioclásios calcossódicos. O esfriamento deste magma com gabro pode levar à formação de uma rocha como o granito, composta essencialmente por quartzo, micas (moscovita e biotita) e feldspato potássico. Neste caso a diferenciação magmática operou-se num magma de natureza basáltica.

Outro processo de diferenciação magmática é a diferenciação gravítica em que os cristais, são mais ou menos densos do que o líquido residual, e como tal eles deslocam-se para o fundo ou para a parte superior da câmara magmática, respectivamente. Assim sendo acumulam-se por ordem da sua formação e das suas densidades.

Em cada momento no tempo, os cristais que se formam têm teor de sílica inferior ao magma e, assim, o magma torna-se progressivamente mais rico em sílica. Os cristais formados precocemente muitas vezes reagem com o magma em torno deles para depois formar cristais tardios, produzindo, por exemplo, cristais de olivina com um halo de piroxênio. 

Outra causa da diferenciação magmática é a assimilação magmática A assimilação magmática é processo relacionado com o fato de os magmas terem elevada temperatura e mobilidade, tendo por isso menor densidade que rochas sobrejacentes. Como tal, têm tendência para subir para os níveis mais elevados da crosta ou mesmo até à superfície.

A ascensão do magma dá-se ao longo de falhas, fraturas ou outras descontinuidades, como os planos de estratificação, ou através de um processo conhecido como desmonte magmático, através do qual o magma interage com as rochas com as quais contata, envolvendo-as e, eventualmente, fundindo-as, no que se designa como assimilação magmática.

A assimilação conduz à modificação da composição química do fundido e à formação de condutos que facilitam o movimento ascensional do magma.

Quando magmas de uma câmara magmática ascendem, podem penetrar em outra câmara magmática de composição diferente, então ocorrendo a mistura de magmas. 

A densidade e a viscosidade controlam o tipo de deslocação magmática. Os fluidos residuais do magma, ricos de elementos com baixo ponto de fusão (boro, flúor, lítio, etc.) desempenham um papel importante. Estes fluidos escapam-se do magma e sobem pelas fraturas (falhas) das rochas encaixantes chegando, por vezes, a atingir a superfície da crosta terrestre. Simultaneamente, vão esfriando, dando origem a novos minerais que preenchem as fraturas (falhas). A este tipo de formação de minerais chama-se solução hidrotermal.

As últimas frações do magma, constituídas por água com voláteis e outras substâncias em solução, como a sílica, o plagioclásio sódico e o feldspato potássico, que constituem as soluções hidrotermais, podem preencher fendas das rochas, onde os materiais remanescentes cristalizam, originando veios ou filões.

Atualmente, pensa-se que o processo de diferenciação é bem mais complexo do que anteriormente se admitia:

•      Os magmas não arrefecem (esfriam) uniformemente. Podem existir transitoriamente diferenças de temperatura dentro da câmara magmática, podendo causar variações locais da composição do magma.

•      Alguns magmas são imiscíveis, não se misturam com outros. Quando tais magmas coexistem na mesma câmara magmática, cada um forma os seus cristais.

•      Magmas imiscíveis podem dar origem a cristais diferentes daqueles que dariam isoladamente.

     •      Os magmas, ao consolidarem, podem assimilar materiais das rochas encaixantes que modificam a sua composição. 

Quadro síntese do magmatismo

Material extraído de:

-Dinâmica Geológica:  http://dinamica-geologica.blogspot.com.br/2012/01/rochas-magmaticas-diferenciacao.html

- E-portfólio:  http://e-porteflio.blogspot.com.br/2009/03/magmatismo-diversidade-e-consolidacao.html

- TEIXEIRA, Wilson et al. Decifrando a Terra. 2. ed. São Paulo : Companhia Editora Nacional, 2009, p. 154-159.

Tendências seculares na história geológica

Das tendências seculares observadas na natureza, a mais fundamental é expressa pela segunda lei da termodinâmica: a entropia do Universo sempre tenderá a aumentar, ou seja, a matéria e a energia estão degradando-se ruma a um suposto final de inércia uniforme e total.

Por meio desse fenômeno termodinâmico, podemos entender a passagem do tempo, pois, se tudo permanecesse igual, como poderíamos distinguir o presente, o passado e o futuro? Essa lei fundamenta, ainda, as teorias da evolução do Universo e explica o decréscimo secular na geração de calor pelo decaimento radioativo de materiais naturais. O aumento de complexidade da biosfera na história da Terra pode parecer, à primeira vista, uma exceção à segunda lei da termodinâmica, um paradoxo. Mas não é, porque, em termos cósmicos, a biosfera é efêmera, dependente da fotossíntese, que é sustentada pela energia irradiada pelo Sol. Quando o Sol se extinguir, daqui a quatro ou cinco bilhões de anos, toda a complexidade biológica acumulada será desfeita e a energia e a matéria associada a ela se dissiparão, finalmente, no Cosmos.

A fase cósmica de impactos meteoríticos na superfície terrestre

A Terra, como todos os outros corpos maiores do Sistema Solar, formou-se pela aglutinação de partículas de tamanhos diversos, desde poeira até asteróides. Contudo, mesmo depois de formada, a Terra continuou a sofrer uma chuva de poeira e a ser bombardeada por meteoritos e cometas dos mais variados tamanhos e composições. Entre 4,56 e 3,85 bilhões de anos atrás, a frequência de impactos era cerca cem vezes maior do que hoje em dia. Calcula-se que dezenas de crateras com diâmetros maiores que 500 km, e pelo menos 25 maiores que 1.000 km, devem ter-se formado. Depois, a taxa de impactos diminuiu, até atingir um valor mais ou menos constante, próximo ao atual, em torno de 3 bilhões de anos atrás.

Nessa época, esses impactos teriam sido tão importantes na diferenciação e na remodelagem da crosta e porção externa do manto superior como os processos normais da dinâmica terrestre. Os efeitos desses impactos foram diversos, desde devastadores até restauradores. Os maiores teriam volatizado grandes massas de crosta e manto, elevando a temperatura atmosférica globalmente, a ponto de causar a evaporação dos mares e extinguindo qualquer tipo de vida precoce que porventura existisse na época. Teriam sido, assim, verdadeiros impactos esterilizantes. No entanto, há quem considere que parte da hidrosfera ou até as primeiras formas de vida possam ter sido trazidas à Terra por cometas nesse período.

Consequentemente, é difícil encontrar vestígios de crosta terrestre dessa fase da história da Terra. Dizem alguns geólogos que os impactos teriam induzido as primeiras subducções de crosta máfica fina (microplacas). Por essas razões, o período anterior a 3,85 bilhões de anos é chamado de fase cósmica da Terra, que corresponde aproximadamente, ao Éon Hadeano.

Desde pelo menos 3,8 bilhões de anos atrás não houve qualquer impacto esterilizante à vida e nos últimos 3 bilhões de anos, o bombardeio cósmico do planeta mantém-se mais ou menos constante, com impactos maiores ocasionais.

Fluxo de calor radiogênico e a formação de crosta continental

Semelhante à taxa de impactos de meteoritos, o fluxo de calor gerado por decaimento radiativo também foi muito maior durante a fase cósmica da Terra, por causa da maior abundância dos elementos de meias-vidas curtas nas primeiras etapas da evolução geológica. O calor gerado dessa maneira há 4,5 bilhões de anos era mais de quatro vezes superior ao valor atual. Já que essa é a principal fonte de calor que movimenta as placas litosféricas, funde as rochas e promove a desvolatização do interior do planeta, responsável pela liberação de boa parte da atmosfera e hidrosfera, podemos imaginar um tenebroso mundo hadeano de intenso vulcanismo – um cenário que só se atenuou ao longo do Éon Arqueano. As evidências apontam para um regime tectônico caracterizado por placas pequenas (microplacas) e células de convecção menores, mas com taxas de reciclagem talvez cinco a dez vezes mais rápidas do que hoje.

É de se esperar que, em função da maior intensidade dos processos de diferenciação e fracionamento de crosta oceânica em crosta continental, um volume considerável de crosta continental deve ter-se formado nos primeiros 40% da história geológica da Terra, correspondentes aos éons Hadeano e Arqueno. Nesse período, os basaltos, as rochas sedimentares e as rochas graníticas tornaram-se geoquimicamente cada vez mais diferenciados, e as microplacas, ao colidirem entre si, deram lugar gradativamente a novas placas cada vez maiores. Essa etapa culminou, ao final do Arqueano, com a aglutinação de grandes massas siálicas de dimensões continentais, regidas por ciclos tectônicos mais lentos. Desde então, o ritmo de diferenciação e formação de nova crosta vem diminuindo, de modo geral, em consonância com o decréscimo na produção de energia radiogênica.

Evolução biológica

O registro fóssil do Fanerozóico difere fundamentalmente do registro do Pré-Cambriano por causa da expansão explosiva de metazoários com partes duras (conchas, carapaças, escamas etc.), começando em torno de 550 milhões de anos atrás. A análise dos fósseis e dos organismos que os deixaram antes e depois dessa data revela como o próprio modo e o ritmo da evolução se modificaram com a irradiação evolutiva dos animais. Os primeiros 7/8 do desenvolvimento da vida (durante o Pré-Cambriano) foram dominados por formas microscópicas, organismos procarióticos, de morfologia simples, hábitos de vida generalizados, reprodução assexuada e taxas evolutivas lentas. O Fanerozóico, o mais recente 1/8 dessa história, foi palco da ascensão dos organismos eucarióticos de tamanho microscópico, morfologia complexa, hábitos especializados, reprodução sexuada e taxas evolutivas rápidas.

Na história dos organismos eucarióticos houve muitos eventos de diversificação e extinção, tanto nas formas macroscópicas quanto nas microscópicas (microalgas, protistas e outros). A evolução biológica é marcada, na verdade, por uma série de saltos na complexidade da biosfera, provocados por inovações evolutivas com importantes consequências para a própria evolução do sistema Terra. Nos ecossistemas microbianos dos mares hadeanos e arqueanos, surgiram praticamente todos os processos metabólicos básicos à vida, com destaque para a fotossíntese. Após o aparecimento, há pelo menos 2,7 bilhões de anos (e provavelmente antes), da fotossíntese que forma compostos orgânicos e libera oxigênio a partir de dióxido de carbono e água, a litosfera, a atmosfera, a hidrosfera e a própria biosfera sofreram profundas transformações.

No Arqueano, o oxigênio em excesso reagia quase imediatamente com os compostos químicos reduzidos ao seu alcance, em especial gases vulcânicos, minerais e compostos químicos dissolvidos na hidrosfera. Portanto, o oxigênio não se acumulava, pelo menos inicialmente, na atmosfera primitiva. Entre 3 e 2 bilhões de anos atrás, contudo, esse processo resultou finalmente na oxidação da superfície da Terra, do ar e dos compostos quimicamente reduzidos na água (principalmente o ferro ferroso nos mares), levando a deposição de dezenas de bilhões de toneladas de minério de ferro, sob a forma de formações ferríferas bandadas.

Depois da oxidação da hidrosfera e da superfície terrestre, o crescimento do nível de oxigênio na atmosfera começou a exercer forte pressão seletiva nos processos de oxidação biológica. Como resultado, surgiu o processo metabólico de respiração aeróbica, que aproveita o oxigênio para produzir energia para as células de uma forma muito eficiente sob condições oxidantes. Uma vez implantado em micro-organismos eucarióticos, permitiu o desenvolvimento de células maiores e mais complexas e a compartimentalização de funções metabólicas em organelas intracelulares, até mesmo a diferenciação de um núcleo distinto. Evidências geoquímicas e paleontológicas sugerem que o teor crítico de oxigênio na atmosfera (1% do nível atual) para o surgimento dos eucariotos teria sido atingido há mais de 2 bilhões de anos. Mesmo assim, os eucariotos, ainda microscópicos, só começaram a se destacar no registro paleontológico em torno de 1,2 bilhões de anos atrás, como consequência da reprodução sexuada. A diversidade genética e morfológica proporcionada pela sexualidade, juntamente com o aumento do nível de oxigênio na atmosfera até um patamar crítico, há cerca de 590 milhões de anos, levou ao surgimento dos primeiros metazoários megascópicos. Entre 545 e 525 milhões de anos atrás, ocorreu a “explosão cambriana” de animais com conchas e carapaças, na verdade, uma irradiação muito rápida dos filos de invertebrados – moluscos, artrópodes, equinodermes etc. – que estabeleceu novos modos e um ritmo muito mais rápido da evolução biológica no Fanerozóico.

Desde pelo menos 3,5 bilhões de anos atrás, a interação entre biosfera, atmosfera, hidrosfera e litosfera, representada por processos intempéricos e biológicos, resultou na transformação de praticamente todo o CO₂ originalmente presente na atmosfera em rochas carbonáticas (calcários) e matéria orgânica soterrada na litosfera. Consequentemente, a densidade e a pressão da atmosfera caíram para 1/60 de seu valor original; a proporção relativa de nitrogênio e outros gases pouco reativos na atmosfera aumentou; e a fotossíntese elevou o nível de oxigênio a quase 21% da atmosfera. Com isso, a alta temperatura da superfície terrestre, resultante do efeito estufa exercido pelo gás carbônico na atmosfera original, diminuiu gradativamente a ponto de permitir a formação de calotas de gelo, pela primeira vez, no início do Proterozóico e, a partir de 750 milhões de anos atrás, de maneira mais freqüente. Desde o Cambriano, há mais de 500 milhões de anos, a atmosfera, a litosfera e a hidrosfera, originalmente inóspitas à vida pluricelular, sustentam ciclos e interações envolvendo a biosfera que sustentam a continuidade da vida complexa até hoje.

Ao longo do Fanerozóico, a biosfera experimentou outros saltos na complexidade de suas relações com as outras “esferas”, por exemplo, ao invadir os sedimentos do fundo dos mares (animais da infauna), no Cambriano, e especialmente com a conquista dos continentes pelas plantas vasculares, alguns poucos filos de invertebrados (anelídeos, artrópodes, moluscos etc.) e vertebrados, no Paleozóico inferior e médio. Com isso, a vida vegetal passou a constituir parte, fisicamente importante, da superfície dos continentes que exerce forte influência na transformação físico-química de materiais rochosos expostos na superfície. O sucesso atual dos artrópodes, com milhões de espécies só de insetos, e das plantas com flores (angiospermas), que somam quase 300 mil espécies, sugere que a Terra vive atualmente seu período de maior complexidade biológica.

Texto extraído e modificado de: TEIXEIRA, W. et al. Decifrando a Terra. 2ª ed. São Paulo : Cia Editora Nacional, 2009, p. 544-549.

QUESTÕES

Por que o texto considera importantes os impactos dos meteoritos na Terra? Isto se modificou ao longo do tempo?

Sobre o fluxo de calor radiogênico, fale de sua origem e evolução, dos primórdios da Terra aos dias atuais e do seu papel na história geológica da Terra.

As transformações geológicas deram condições ao surgimento da vida na Terra. O surgimento e desenvolvimento da vida levaram a mudanças geológicas?

Os depósitos minerais

Acesse o conteúdo sobre os depósitos minerais clicando AQUI.

Bons estudos!

Campos e serviços da Geoquímica

Para que os alunos possam compreender melhor o campo de atuação da geoquímica, apresentamos o texto a seguir, extraído de: LINS, Carlos Alberto Cavalcanti. Manual Técnico da Área da Geoquímica (v. 5.0). CPRM - Serviço Geológico do Brasil, 2003.

Clientes e fornecedores da área de geoquímica

Atividades que empregam a geoquímica e o reconhecimento mineralógico de grãos:

- Mapeamentos geoquímicos regionais, que acompanham os levantamentos geológicos básicos, com finalidades metalogenéticas.

- Mapeamentos geoquímicos regionais com finalidades ambientais ou multidisciplinares (multiusos). Podendo neste caso servir de tema básico para a Geologia Ambiental, Geologia Médica e a Ecotoxicologia.

- Serviços geoquímicos localizados com finalidades de caracterização, monitoramento e acompanhamento de correção ambiental.

- Mapeamentos geoquímicos específicos executados para a pesquisa mineral, visando prospecção de minerais metálicos e alguns não-metálicos identificáveis por elementos químicos ou mineralógicos (fluorita, celestita, fosfato, barita, etc.)

- Pesquisa e desenvolvimento em prospecção geoquímica, geoquímica ambiental, geoquímica analítica e reconhecimento mineralógico de grãos: estudos de metodologias analíticas especiais para mapeamentos geoquímicos regionais e de detalhe; gerenciamento da qualidade dos laboratórios de preparação de amostras e de análises químicas utilizados; serviços de assessoramento e consultoria; serviços de acompanhamento de trabalhos terceirizados.

- Implantação, alimentação e gerenciamento de bases de dados geoquímicos e

mineralógicos.

Materiais amostrados

Nos serviços executados pela área de geoquímica, para os objetivos colimados, utiliza-se amostragem de materiais geológicos conceituados a seguir.

·       Materiais de drenagem

Sedimento ativo de corrente

Material coletado no leito ativo das drenagens, composto principalmente das frações silte e argila. O termo sedimento de fundo é utilizado para abranger os sedimentos ativos de corrente em drenagens, os sedimentos em águas com baixa mobilidade, como lagos, lagoas, estuários e os sedimentos marinhos, costeiros ou de profundidade.

Concentrado de bateia das aluviões

Material coletado no leito das drenagens, concentrado por meio de bateia, visando-se obter a fração pesada retida em líquido com densidade específica, principalmente bromofórmio.

Água

A água coletada com finalidades geoquímicas poderá provir de drenagens, lagos e lagoas, poços e fontes.

Overbank

Material coletado nos terraços de drenagens de baixa ordem (área de drenagem com menos de 1.000 km²), coletadas comumente de forma composta em diversos pontos de uma drenagem. Geralmente são amostras de grande tamanho para posterior homogeneização, podendo ser concentrados ou não por bateia.

Floodplain Sediment

Material coletado nos terraços de drenagens de ordem elevada (área de drenagem com mais de 1.000 km²), coletadas normalmente de forma composta em diversos pontos da planície de inundação de uma drenagem. Se restrito ao material do leito ativo, é sedimento de corrente de alta ordem de drenagem. Em geral são amostras de grande tamanho para posterior homogeneização, podendo ser concentradas ou não por bateia.

Outros materiais de drenagem: água de seepage, matéria orgânica, material em suspensão na água, coatings de precipitados, etc

·       Regolito: Termo genérico utilizado para a cobertura de material  inconsolidado, resultante da desagregação física ou química da rocha sã. Pode ser de caráter residual ou transportado. São incluídos nesta classe de amostra:

Solo

Material residual ou transportado, produto da ação do intemperismo sobre as rochas. Os solos urbanos merecem um destaque especial pelas suas características peculiares de formação. A sua constituição e desenvolvimento têm uma forte componente antropogênica.

Concentrado de bateia de solo

Material constituído pela fração mineral pesada dos solos.

Saprólito

Rocha intemperizada in situ que mantém sua textura visível, formado basicamente de material argiloso (minerais intemperizados) e resistatos.

·       Rocha, Mineral e Minério

Rocha

Material representante de uma determinada litologia, coletado em afloramentos ou em cascalheiras de drenagens. Pode ser coletado sem alteração química ou intempérica, quando para fins petrológicos, ou com alteração hidrotermal ou mesmo intempérica quando tiver finalidades metalogenéticas.

Mineral e Minério

Fase mineral de rocha coletado em campo ou separado em laboratório pode ser utilizado como meio amostrado para trabalhos prospectivos metalogenéticos.

• Outros meios

Vegetação

Material de origem vegetal (planta, partes de planta ou resíduos vegetais) que pode ser coletado sistematicamente com finalidades prospectivas ou de controle ambiental.

Sedimentos de fundo de lagos, lagoas e estuários

Material coletado no fundo de lagos, lagoas e estuários, rico em matéria orgânica. Dependendo do modo de amostragem, poderá ser utilizado no estudo do comportamento do ambiente ao longo do tempo em que houve a deposição daquele material.

Efluentes industriais, gases, bioindicadores, etc.

Tipos de serviços executados na área de geoquímica

·       Mapeamento geoquímico e mineralométrico regional

Serviço desenvolvido em nível regional, compatível com escalas geológicas iguais ou menores que 1:50.000, utilizando, principalmente, materiais coletados em drenagens com finalidades prospectivas e análises químicas e/ou mineralógicas dos materiais amostrados.

·       Mapeamento geoquímico ambiental regional

Serviço desenvolvido em nível regional, com adensamento compatível com temas associados para estudos de correlação a nível regional. As informações geradas e os temas correlatos devem estar disponíveis numa escala igual ou menor que 1:50.000. Este tipo de serviço e o anterior podem ser executados em um único serviço, já que utilizam principalmente o mesmo tipo de meio de amostragem (drenagens).

·       Mapeamento geoquímico/mineralométrico de detalhe

Serviço desenvolvido compatível com escalas geológicas maiores que 1:50.000, utilizando principalmente materiais coletados em solos, drenagens ou afloramentos (rochas), com finalidades e objetivos bem definidos e análises químicas e/ou mineralógicas dos materiais amostrados. Pode ter caráter de serviço complementar ou corretivo, atingindo níveis de distrito mineiro

·        Serviço de Geoquímica Ambiental

Destinado à caracterização ou monitoramento dos elementos químicos no ambiente geológico superficial, e sua interação com os seres vivos e os diversos ecossistemas, utilizando os materiais geológicos (sedimentos de fundo, solos e água) como meios de

amostragem.

·        Outros serviços

- Avaliação mineralógica de saprólito ou solo para identificação da rocha-mãe.

- Avaliação mineralógica de minerais opacos da fração pesada de rochas, em complementação ou substituição a análises calcográficas.

- Estudos geoquímicos especializados em rochas para verificação de variações composicionais específicas e potencialidades metalogenéticas.