Geologia Aplicada à Mineração 1

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SERVIÇO PÚBLICO FEDERAL 
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ 
ASSESSORIA DE EDUCAÇÃO À DISTÂNCIA (AEDI) 
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS 
FACULDADE DE GEOLOGIA 
 
 
CURSO DE ESPECIALIZAÇÃO EM GEOLOGIA DE MINAS E TÉCNICAS 
DE LAVRA À CÉU ABERTO 
(GEOMINAS) 
 
 
 
 
GEOLOGIA APLICADA À MINERAÇÃO 
Módulo 1: unidades 1, 2 e 3 
 
 
Organização: Prof. Marcio D. Santos 
 
 
 
 
Belém/PA 
2019 
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SUMÁRIO 
MÓDULO 1 
 .......................................................................................................... 03 
1.1 HISTÓRICO E CONCEITOS FUNDAMENTAIS DE GEOLOGIA ............................ 03 
1.2- GEOLOGIA E O HOMEM ....................................................................................... 05 
 .............................................................................................. 08 
2.1- INTRODUÇÃO: métodos de investigação do interior terrestre ............................... 08 
2.2- METEORITOS ........................................................................................................ 08 
2.3- TERREMOTOS ...................................................................................................... 10 
2.4- ESTRUTURA INTERNA DA TERRA ..................................................................... 13 
2.5- CAMPOS GRAVITACIONAL E MAGNÉTICO DA TERRA .................................... 16 
2.5.1- Campo Gravitacional ......................................................................................... 16 
2.5.2- Campo Magnético .............................................................................................. 18 
 ........................................................................................ 26 
3.1- INTRODUÇÃO: Teoria da deriva continental ......................................................... 26 
3.2- TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS ................................................................. 28 
3.2.1- Regime divergente de placas litosféricas ........................................................ 35 
3.2.2- Regime convergente de placas litosféricas ..................................................... 37 
3.2.3- Regime transformante ou conservativo de placas litosféricas ..................... 41 
3.3- CICLO DE WILSON E DANÇA DOS CONTINENTES ........................................... 42 
3.4- TECTÔNICA DE PLACAS E OS DEPÓSITOS MINERAIS ................................... 47 
3.5- REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ..................................................................... 47 
3.6- ATIVIDADES DESTE MÓDULO PARA OS ESTUDANTES ................................. 48 
 
MÓDULO 2 
4- OS MATERIAIS TERRESTRES: Minerais e rochas 
 
5- ESTRUTURAS GEOLÓGICAS 
 
MÓDULO 3 
6- GEOLOGIA DOS DEPÓSITOS MINERAIS 
 
7- TEMPO GEOLÓGICO 
 
 
 
 
 3 
APRESENTAÇÃO 
 
 O presente documento é o texto de referência da disciplina “Geologia Aplicada à 
Mineração” do curso de especialização em Geologia de Minas e Técnicas de Lavra à 
Céu Aberto (Geominas), ofertado pela Faculdade de Geologia (Fageo) do Instituto de 
Geociências (IG) da Universidade Federal do Pará (UFPA), na modalidade à distância 
(Eadi). A Geologia Aplicada à Mineração é uma disciplina básica do Geominas que visa 
dar suporte geológico de nivelamento necessário para as disciplinas específicas do 
Geominas, especialmente para os cursistas que não são geólogos e nem engenheiros 
de minas. A disciplina aborda de forma integrada os principais processos geológicos, 
como a origem dos oceanos e continentes, formação das rochas e depósitos minerais, 
estruturas geológicas e o tempo geológico. 
 O tema central do Geominas são as técnicas de mineração de jazidas minerais e, 
consequentemente, o objeto fundamental do curso são os minérios, tradados na 
disciplina Geologia Aplicada à Mineração como uma categoria especial de rocha, cuja 
especificidade é seu interesse econômico. As características e os processos genéticos 
dos principais tipos de minérios são tópicos abordados na disciplina, de extrema 
importância para a definição das técnicas de mineração tratadas nas disciplinas 
específicas do Geominas. Desse modo, a disciplina Geologia Aplicada à Mineração 
corresponde ao alicerce geológico do Geominas, onde estão assentadas as disciplinas 
específicas que tratam da mineração e técnicas de lavra das jazidas minerais. 
 
 
 
 
 
Prof. Dr. Marcio D. Santos 
Geólogo econômico 
Coordenador Acadêmico do Geominas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 4 
 
Os assuntos abordados nos itens a seguir possuem um cunho introdutório ao 
conhecimento geológico, abrangendo aspectos da geologia geral objetivando um 
conhecimento do nosso planeta dentro de variados aspectos: sua constituição física, 
processos que atuam no interior e na superfície da Terra, os principais produtos gerados 
por esses processos e suas aplicações na vida das pessoas. 
Este texto foi desenvolvido de modo a facilitar o entendimento dos temas 
propostos a seguir. Foi redigido dentro de uma linguagem acessível a qualquer campo 
do conhecimento e sem a preocupação de esgotar os assuntos. Deverá, outrossim, servir 
de base para que o leitor possa complementar com leituras auxiliares, de fácil obtenção 
nas bibliotecas tradicionais e eletrônicas. 
1.1- HISTÓRICO E CONCEITOS FUNDAMENTAIS DE GEOLOGIA 
O termo Geologia vem do grego Geo, que quer dizer Terra e Logos que significa 
palavra, pensamento, ciência. No sentido que lhe damos atualmente, o termo Geologia 
foi usado pela primeira vez pelo naturalista Ulisse Aldrovandi (1522-1605), em uma 
publicação de 1648. O primeiro livro de mineralogia (parte da Geologia que estuda os 
minerais), escrito em português, foi “Tábuas Mineralógicas” de autoria do professor 
Manuel José Barjona (1758-1831), da Universidade de Coimbra, Portugal. 
A Geologia é uma ciência histórica. Ela estuda fenômenos que não se repetem, 
únicos em cada tempo, que ficam registrados nas rochas, como a erosão e alterações 
intempéricas, que refletem a atuação do clima, e as deformações, metamorfismo, 
magmatismo e formação de cadeias de montanhas, resultantes de esforços tectônicos e 
do calor interno da Terra. As ciências geológicas, certamente, se originaram das 
civilizações mais antigas que sofriam os efeitos de terremotos, observavam as atividades 
dos vulcões, contemplavam o trabalho incessante das ondas e das correntes, e sem 
dúvida sentiam-se curiosos pela explicação de tudo aquilo que viam. Observavam, 
igualmente, as conchas marinhas no alto das montanhas, os minerais de formas 
geométricas regulares e, assim, as explicações foram aos poucos se avolumando, 
aumentando o conhecimento da Terra em que vivemos. 
Marcos na História da Geologia 
O primeiro marco na História da Geologia foram as observações do filósofo grego 
Tales de Mileto (624/625-556/558 AC), nascido na cidade homônima da Ásia Menor, 
atual Turquia, sobre o trabalho dos rios Meandro (atual Meanderes) e Nilo que o levaram 
a concluiu que “a água podia modificar a face da Terra”. Tales anunciara, então, a 
ação erosiva das águas, uma das leis fundamentais da Geologia. 
No ano 79 da Era Cristã, o Vesúvio, vulcão situado 
próximo à cidade de Nápoles (Itália), entrou em erupção, 
soterrando as cidades de Pompéia e Herculano. Nesta 
erupção o naturalista Caio Plínio, o Velho (23DC-79DC), 
faleceu sufocado pelas cinzas do vulcão. O seu sobrinho 
Plínio, o Moço, vinte e cinco anos após a erupção, em duas 
cartas dirigidas ao historiador Tácito, narrou detalhadamente 
os eventos, tornando-se assim o primeiro vulcanologista da 
História. As erupções do tipo da ocorrida no Vesúvio, por essa 
razão, são denominadas plinianas. 
Outro marco importante na história da Geologia foi a 
publicação em 1556 do livro “De Re Metallica” (sobre a 
natureza dos metais), de autoria do médico e mineralogista alemão Georg Pawer, mais 
conhecido como Georgius Agrícola (Fig. 1.1). O livro é voltado ao estudo da mineração 
Figura 1.1- Georgius 
Agrícola (1494-1555)5 
o qual, juntamente com “De Natura Fossilium” dedicado ao estudo dos minerais, levaram 
Agricola a ser considerado como o Pai da Mineralogia. 
O bispo católico e cientista dinamarquês Niels Stensen, 
mais conhecido como Nicolaus Steno (Fig. 1.2), viajou 
muitos anos pela Europa (França, Itália, Países Baixos) 
para estudar as rochas, minerais e fósseis. Nos seus 
estudos científicos, ao invés de se basear apenas nos 
autores antigos, confiava nas suas observações, mesmo 
quando estas contrariavam as doutrinas tradicionais. Na 
mineralogia, Steno anunciou a constância dos ângulos 
interfaciais dos cristais, conhecida como “lei de Steno”. No 
campo das rochas sedimentares, Steno enunciou três 
princípios básicos da Estratigrafia (estudo do 
empilhamento das camadas de rocha): Lei da 
sobreposição de estratos e os princípios da 
horizontalidade original e continuidade lateral. 
O primeiro marco sobre o aspecto prático da 
geologia foi estabelecido pelo agrimensor britânico William 
Smith (Fig. 1.3). Smith não tinha formação acadêmica, 
mas era autodidata e trabalhou muitos anos na construção 
de canais para escoamento de carvão em várias regiões 
da Inglaterra. Nesta tarefa teve oportunidade de observar 
as diversas camadas geológicas (estratos) e os fósseis a 
elas associados. Ele registrou suas observações em 
milhares de anotações e traçou mapas de campo, 
mostrando a posição de cada camada e seus fósseis. 
Seus estudos levaram-no a deduzir que “cada estrato 
contém fosseis organizados que lhe são peculiares”. 
A partir dessa dedução ele conseguiu correlacionar 
camadas afastadas entre si por muitos quilômetros. Em 1801 ele esboçou o mapa 
geológico preliminar da Inglaterra, reconhecido como o primeiro mapa geológico de 
grande escala feito pelo homem. Finalmente, em 1815, ele publicou seu mapa geológico 
da Grã-Bretanha, medindo 2,50 x 2,00 m, com os diversos estratos coloridos à mão em 
20 cores, abrangendo a Inglaterra, País de Gales e parte da Escócia. William Smith foi o 
primeiro homem que colocou a Geologia a serviço da humanidade e o seu famoso mapa, 
que ficou conhecido como o mapa que mudou o mundo, atualmente é exibido na 
Burlington House, no centro de Londres, sede da Geological Society of London. As 
conclusões de Smith, sobre a evolução das rochas sedimentares e a vida marinha, com 
base na sucessão das camadas estratigráficas e seus fósseis, forneceram as bases para 
a teoria da evolução das espécies anunciada por Charles Darwin quase seis décadas 
depois. 
Um marco mais recente na história da Geologia foi estabelecido apenas no início 
do século XX, embora tenha sido especulado desde longa data: a teoria da deriva 
continental. A ideia da união da África e a América do Sul no passado vem desde a 
época dos primeiros ensaios cartográficos, representando as margens desses dois 
continentes. O filósofo inglês Francis Bacon (1561-1626) já havia apresentado esta 
hipótese no século XVII. Entretanto, uma teoria da deriva dos continentes apoiada em 
conhecimento geológico, paleontológico, paleoclimático e outros, só foi proposta no 
início do século XX, independentemente pelo geólogo americano Frank B. Taylor (1860-
1939) em 1910, e pelo meteorologista alemão Alfred L. Wegener (1880-1930) em 1912. 
De acordo com Wegener, os continentes atuais teriam se originado da fragmentação de 
um continente primitivo denominado Pangeia. Os fragmentos resultantes teriam se 
Figura 1.2- Nicolas Steno 
(1638-1686). 
 
Figura 1.3- William Smith 
(1769-1839). 
 
 6 
afastado uns dos outros desde o Jurássico ou Cretáceo (cerca de 200-150 milhões de 
anos atrás), derivando sobre o manto oceânico até as posições atuais. A Deriva 
Continental foi a teoria precursora da Tectônica de Placas, conceito que emergiu na 
década de 60 do século XX. 
Os elementos essenciais da Tectônica de Placas são: 
 A superfície da terra é dividida em cerca de 13 placas principais e outras menores. 
 Os limites entre as placas podem ser construtivos, destrutivos e transcorrentes. No 
primeiro caso, as placas aumentam de tamanho, no segundo diminuem e, no terceiro, 
as dimensões ficam inalteradas. 
 As placas podem abranger tanto terrenos continentais como oceânicos (fundo dos 
mares). O Brasil está situado na placa Sul Americana, cuja metade leste é oceânica e 
a metade oeste, continental. Seus limites são: a leste, a cadeia Mesoatlântica (limite 
construtivo); a oeste, a cordilheira dos Andes (limite destrutivo); a norte a placa do 
Caribe e a sul a placa Scotia (limites transcorrentes). 
1.2- A GEOLOGIA E O HOMEM 
A geologia tem repercussão em praticamente todos os segmentos da sociedade 
e sua atuação se faz presente em diversos órgãos públicos federais, estaduais e 
municipais e, também, em empresas estatais e privadas. Os órgãos e empresas estatais 
atuam nas áreas de levantamento geológico básico, com vistas à caracterização do meio 
físico, e na identificação e caracterização de ambientes geológicos e sua 
compartimentação tectônica, potencialmente favoráveis à ocorrência de depósitos 
minerais de interesse para a sociedade, enquanto que as empresas privadas e algumas 
estatais atuam principalmente na mineração de jazidas minerais, petróleo e gás. 
Podem se distinguir dois aspectos na ciência geológica: a Geologia Geral ou 
Dinâmica e a Geologia Histórica. A Geologia Geral compreende as diversas partes da 
geologia que investigam os processos genéticos formadores das rochas da crosta 
terrestre, envolvendo os fenômenos que agem não somente sobre a superfície, como 
também no interior do nosso planeta. Duas diferentes fontes de energia agem sobre a 
Terra. Uma delas provém do Sol, que age direta ou indiretamente, esculpindo a 
superfície do globo terrestre, constantemente retrabalhada pelo movimento das águas e 
ventos, alimentado pela energia solar. Fazem parte deste conjunto de fenômenos, o 
intemperismo, a erosão e a formação das rochas sedimentares (ciclo sedimentar), 
denominados de dinâmica externa. A segunda fonte de energia provém do interior da 
terra (calor interno), formando e modificando sua estrutura interna. Fazem parte desse 
conjunto de fenômenos a tectônica de placas, formação e deformação das rochas ígneas 
e metamórficas, denominados de dinâmica interna. Estas duas fontes de energia agem 
independentemente, havendo, contudo, interação entre elas. 
A Geologia Histórica estuda e procura datar cronologicamente a evolução das 
modificações geológicas (estruturais, petrológicas, geográficas e biológicas) do nosso 
planeta e posicioná-las no tempo geológico. 
São inúmeras as aplicações práticas da geologia em benefício da humanidade e 
das condições da vida na Terra que compreendem os ramos específicos da geologia, 
denominados conjuntamente de Geologia Aplicada. Os mais importantes deles são 
descritas brevemente a seguir: 
Geologia Econômica 
É o estudo dos recursos minerais utilizados pelo homem. O aumento geométrico 
na demanda por bens minerais não renováveis pela crescente população humana 
mundial tem provocado também um aumento paralelo no trabalho de pesquisa e 
exploração mineral nas rochas da crosta terrestre para atender a demanda crescente por 
recursos minerais. Desse modo, a procura de petróleo, carvão mineral, minerais 
 7 
metálicos e não-metálicos, exige o conhecimento pormenorizado dos processos de 
formação desses bens minerais, do tipo de rochas relacionadas, da época em que se 
teriam formado, e também da quantidade provável destes recursos ainda existente na 
crosta terrestre acessível ao homem. 
Geologia de Engenharia (Geotécnica) 
Não menos importante é a geologia no âmbito da Engenharia, sobretudo na 
construção de grandes obras, como túneis, barragens, fundações que deverão suportar 
grandes cargas, e também, no estudo dos deslizamentos por vezes catastrófico, que 
podem sepultar grandes áreas e que dependem da natureza do solo e de sua 
estabilidade. 
Geologia Ambiental 
Este ramo da geologia consiste no estudo dos problemas geológicos, decorrentesda relação que existe entre o homem e a superfície terrestre, assunto cuja importância 
vem crescendo atualmente. As alterações no ambiente onde vivemos, provocados pelas 
atividades humanas (poluição, desmatamento, alterações climáticas) extrapoladas para 
um futuro muito próximo, poderão determinar, se não forem tomadas providências 
adequadas, condições inadequadas à sobrevivência da raça humana no nosso planeta. 
O impacto das atividades humanas no meio ambiente tem sido tão marcante que alguns 
geocientistas já estão propondo um novo período geológico denominado Antropoceno 
(pós holoceno). A ciência ambiental (ecologia) é multidisciplinar e, portanto, muito 
complexa, pois envolve o conhecimento integrado de diversas áreas das ciências, como 
biologia, física, química, geologia, geografia, agronomia, meteorologia, etc. 
Geodiversidade, Geoconservação, Geoturismo 
Estudos sobre a geodiversidade, geoconservação e o geoturismo, têm sido 
enfatizados a partir dos anos 90 do século passado. Geodiversidade é “a variedade de 
ambientes, fenômenos e processos geológicos ativos que dão origem a paisagens, 
rochas, minerais, fósseis, solos e outros materiais superficiais que dão suporte para a 
vida na Terra”. A geodiversidade possui enormes valores econômicos, científicos, 
didáticos, culturais, etc., e a geoconservação do patrimônio geológico e o geoturismo, 
que é o aproveitamento turístico desse patrimônio, são consequências óbvias da 
geodiversidade. 
Geologia Médica (Geomedicina) 
Área das geociências que estuda os efeitos benéficos ou maléficos de diversos 
minerais e de fatores e ambientes geológicos sobre a saúde humana e dos animais. 
Estuda, por exemplo, a exposição excessiva ou a deficiência de elementos ou minerais 
no organismo, a inalação de poeiras minerais provenientes de minas ou vulcões, a 
exposição à materiais radioativos, entre outras complicações na saúde relacionadas às 
condições e ambientes geológicos. No Brasil, a geomedicina ainda é rudimentar. O 
Programa Nacional de Pesquisa em Geoquímica Ambiental e Geologia Médica 
(PGAGEM), é uma das principais iniciativas nessa área que procura fornecer subsídios 
à saúde pública através do controle da contaminação da água e solos. 
Todas as atividades humanas, mesmo remotamente, estão ligadas à geologia, 
com efeitos diretos ou indiretos na saúde humana. Um exemplo simples pode ser 
encontrado em uma moradia, como mostra tabela 1 abaixo. 
 
 
 
 
 
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Material Substância Mineral 
Tijolo Argila Vermelha 
Argamassa Calcário (cimento), areia e brita 
Fundações Calcário (cimento), areia, brita e ferro (armação) 
Contrapiso Calcário (cimento), areia e brita 
Telhado 
Argila (telhas), betume, calcário, areia (acabamento) zinco 
ou petróleo (PVC) 
Calha Zinco ou petróleo (PCV) 
Caixa d’água Amianto e cimento 
Fiação Cobre e petróleo (conduítes de PVC) 
Pintura Óxido de titânio (pigmento), gipsita (gesso) e calcário (cal) 
Lâmpada Wolfrâmio (filamento) e alumínio (soquete) 
Aparelhos eletrônicos Quartzo, silício metálico e germânio (transistores) 
Vaso sanitário Argila vermelha ou branca 
Cama Ferro ou cobre (armação), petróleo (espuma de PVC) 
Chuveiro Liga de cobre e zinco (caixa) e mica (isolante) 
Encanamentos Ferro, zinco, cobre e petróleo 
Louça sanitária Argila branca, caulim e feldspato (esmaltados) 
Eletrodomésticos Alumínio, cobre, fibras de vidro e petróleo 
Botijão de gás Ferro e manganês (aço), gás natural ou de petróleo (GLP) 
Azulejos Argila branca e feldspato 
Automóvel Ferro, alumínio, cromo e petróleo (combustível) 
Lajotas de 
revestimento 
Argila vermelha, areia (vitrificados) e manganês 
(pigmentos) 
Janelas/Esquadrias Ferro, alumínio e liga de cobre e estanho (bronze) 
 
 
Além desses materiais, o homem utiliza diversos bens minerais no seu dia-a-dia, 
por exemplo: Alimentação: Sal, fosfato, potássio, calcário, nitrato, etc.; 
Embalagens: Alumínio, ferro, estanho, caulim, talco etc.; 
Saúde e higiene: Água, caulim, talco, calcita, gipso etc.; 
Transportes: Ferro, manganês, carvão, níquel, titânio etc.; 
Bens de consumo: Ouro, prata, diamante, petróleo etc. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tabela 1.1- Materiais utilizados na construção de uma residência comum e suas respectivas 
substância minerais. 
 
 9 
 
2.1- INTRODUÇÃO 
O furo de sondagem mais profundo até hoje realizado (em Kola, Rússia) atingiu 
apenas 12 km, dimensão insignificante diante do raio da Terra de 6 370 km. Não é 
possível, portanto, ter acesso às partes mais profundas da Terra devido as limitações 
tecnológicas para enfrentar as altas temperaturas e pressões do interior terrestre. Desse 
modo, a estrutura interna do nosso planeta só pode ser estudada de maneira indireta, 
com base principalmente em dois tipos de fontes indiretas de informações: os meteoritos 
e os terremotos. Os meteoritos são fragmentos do interior de corpos espaciais da parte 
interna do sistema solar que podem fornecem informações importantes sobre o interior 
da Terra, considerando que se os corpos do sistema solar tiveram uma origem comum, 
não deve haver diferenças significativas entre os corpos de tamanhos equivalentes da 
parte interna desse sistema, onde fica o planeta Terra. Por outro lado, os terremotos são 
abalos sísmicos, estudados pelo ramo da geofísica denominado sismologia, que embora 
causem catástrofes em diversas regiões do planeta, fornecem informações sobre o 
comportamento das rochas do interior terrestre submetidas a esforços mecânicos, como 
o estado físico e a composição das rochas. A associação das informações provenientes 
dos terremotos e meteoritos, juntamente com os dados do campo gravitacional e campo 
magnético do nosso planeta, permitiram definir um modelo consistente da estrutura 
interna da Terra que é o tema central desta unidade. 
2.2- METEORITOS 
 Meteoritos são pequenos fragmentos (10m) de matéria sólida provenientes do 
espaço que penetram a atmosfera terrestre e atingem a superfície da Terra. Se o 
fragmento for menor que 10m, normalmente ele é destruído e volatilizado pelo atrito com 
a atmosfera antes de atingir a superfície, sendo denominado nesta condição, de meteoro. 
As estrelas cadentes que, em noites de bom tempo, podem ser vistas como estrias 
luminosas que riscam o céu, são meteoros penetrando na atmosfera terrestre. Asteroides 
são pequenos corpos planetários, com dezenas a centenas de Km de diâmetro, cuja 
maioria está orbitando no cinturão de asteroides entre Marte e Júpiter, e que podem ser 
formados por fragmentação de corpos maiores (planetas ou satélites). Todos os corpos 
do Sistema Solar (planetas, satélites, inclusive os asteroides) vêm sofrendo impactos de 
meteoritos e asteroides que correspondem ao processo de acresção planetária que 
ainda continua acontecendo atualmente, embora com menor intensidade que no 
passado. Os impactos de corpos maiores, como os asteroides, deixam vestígios na 
forma de crateras que ocorrem praticamente em todos os corpos do Sistema Solar. 
O estudo de milhares de amostras de meteoritos permitiu elaborar uma 
classificação destes corpos, de acordo com suas estruturas internas e suas composições 
químicas e mineralógicas, em três classes seguintes (Tabela 2.1): 
1) Meteoritos rochosos: classe francamente dominante, com 95 % das amostras 
estudadas, que se subdivide em condritos (86 %) e acondritos (9 %). 
2) Meteoritos ferro-pétreos ou siderólitos: classe menos frequente, com apenas 1 % 
das amostras estudadas; 
3) Meteoritos metálicos ou sideritos, com 4 % das amostras estudadas. 
Os meteoritos condríticos (Fig. 2.1a) são constituídos por pequenos glóbulos 
(côndrulos) milimétricos de minerais silicáticos (principalmente olivina, piroxênio e 
plagioclásio), além de minerais metálicos intersticiais (sulfetos ou ligas de Fe e Ni) e, 
mais raramente, compostos orgânicos (condritos carbonáceos). Os condritos são 
interpretados como fragmentos de corpos primitivos menores da parte interna do sistema 
solar que não chegaram a sofrerdiferenciação química, preservando, portanto, suas 
estruturas internas (côndrulos) e também sua composição originais (silicatos + minerais 
 10 
metálicos), com exceção dos elementos mais voláteis (H e He) que escaparam no 
estágio precoce do sistema, ainda muito quente (1700 a 2000ºC). A estrutura condrítica 
é a melhor evidência do processo de acresção gravitacional de partículas que teria 
gerado os planatésimos e protoplanetas, precursores dos atuais planetas rochosos do 
sistema solar. 
Meteoritos 
Rochosos 
(95 %) 
Condritos 
(86 %) 
Ordinários 
(81 %) 
Características: Primitivos não 
diferenciados. Idade entre 4,5 e 4,6 Ga. 
Possuem côndrulos, à exceção de 
alguns condritos carbonáceos. 
Composição: Minerais silicáticos 
(olivina, piroxênio, plagioclásio) e fases 
refratárias metálicas intersticiais (Fe-Ni) 
+ matéria orgânica (carbonáceos). 
Proveniência: Corpos não 
diferenciados do cinturão de asteroides. 
Carbonáceos 
(5 %) 
Acondritos 
(9 %) 
Características: Diferenciados. Idade: 4,4 a 4,6 Ga 
Composição: Heterogênea, em muitos casos similar à 
dos basaltos terrestres. Minerais principais: Olivina, 
piroxênios e plagioclásio. 
Proveniência: Corpos diferenciados (manto silicático) 
do cinturão de asteroides, muitos da superfície da lua e 
alguns da superfície de Marte. 
Meteoritos 
Ferro-
pétreos 
(Siderólitos) 
(1 %) 
Composição: Mistura de minerais silicáticos e metálicos (Fe-Ni). 
Proveniência: Interior de corpos diferenciados do cinturão de 
asteroides. 
Meteoritos 
Metálicos 
(Sideritos) 
(4 %) 
Composição: Minerais metálicos (Fe-Ni). 
Proveniência: Núcleo de corpos diferenciados do cinturão de 
asteroides. 
 
Os meteoritos não condríticos (ou acondríticos) podem ser de três tipos seguintes: 
acondritos rochosos, ferro-pétreos (ou siderólitos) e metálicos (ou sideritos). Os 
acondritos rochosos são constituídos por minerais silicáticos (principalmente olivina, 
piroxênio e plagioclásio), sem fases metálicas significativas e, em muitos casos, similares 
a composição dos basaltos terrestres. Os meteoritos siderólitos são constituídos por 
misturas de silicatos e minerais metálicos de Fe e Ni, enquanto que os sideritos são 
basicamente constituídos por minerais metálicos de Fe e Ni (Fig. 2.1b). 
A composição metálica pura dos meteoritos sideríticos conduz à interpretação de 
serem eles fragmentos do núcleo metálico de corpos maiores da parte interna do sistema 
solar que atingiram dimensões suficientes para gerar calor interno capaz de causar fusão 
interna e, consequentemente, diferenciação mecânica e química, com separação das 
fases silicáticas e metálicas e destruição da estrutura condrítica original. Os corpos 
diferenciados (maiores, com crosta, manto e núcleo) e não diferenciados (menores) 
colidiram entre si produzindo fragmentos de objetos menores, como os atuais asteroides 
e meteoritos de corpos diferenciados (metálicos e acondritos) e não diferenciados 
(condritos), dos quais muitos acabaram, eventualmente, sendo capturados pelo campo 
Tabela 2.1- Classificação e características dos meteoritos. 
 
 11 
gravitacional da Terra. Os meteoritos siderólitos correspondem a situações mais raras 
nas quais os fragmentos de corpos diferenciados conteriam porções tanto do núcleo 
metálico como do manto silicático. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.3- TERREMOTOS 
O calor interno da Terra provoca fusão de porções rochosas do interior terrestre 
gerando magma que adquire mobilidade, podendo extravasar na superfície através dos 
vulcões. Essa mobilidade magmática gera movimentos tectônicos que afetam não só os 
continentes, mas toda a litosfera terrestre, gerando tensões que se acumulam em vários 
pontos, principalmente ao longo das bordas das placas tectônicas. Quando essas 
tensões atingem o limite de resistência das rochas ocorre uma ruptura repentina, 
denominada falha geológica, gerando vibrações que se propagam em todas as direções, 
fazendo a terra tremer Os terremotos ocorrem mais frequentemente no limite entre as 
placas litosféricas (Fig. 2.2), mas podem ocorrer também no interior das placas, sem que 
a falha atinja a superfície. O ponto onde se inicia a ruptura é denominado de hipocentro 
ou foco, e sua projeção na superfície é o epicentro, sendo a profundidade focal a 
distância hipocentro-epicentro (Fig. 2.3). O tamanho da área de ruptura é proporcional à 
intensidade das vibrações e à magnitude dos terremotos que pode variar desde 
pequenos abalos ou tremores de terra até os grandes eventos sísmicos destrutivos. 
Quando ocorre uma ruptura na crosta terrestre, as vibrações sísmicas geradas se 
propagam em todas as direções na forma de ondas. São essas ondas sísmicas que 
causam danos nas proximidades do epicentro e que podem ser registradas por 
sismógrafos em todo o mundo (Fig. 2.4). 
As vibrações são causadas por dois tipos principais de ondas sísmicas seguintes: 
 Ondas longitudinais ou primárias (ondas P) que vibram na mesma direção de 
propagação das ondas, tal como as ondas sonoras; 
 Ondas transversais ou secundárias (ondas S) que vibram perpendicularmente à 
direção de propagação das ondas, tal como as ondas luminosas (Fig. 2.5). 
As velocidades das ondas P e S dependem essencialmente do meio por onde elas 
passam. Normalmente quanto maior a densidade de uma rocha maior será a velocidade 
de propagação das ondas sísmicas (Fig. 2.6), sendo que as ondas P são mais rápidas 
que as ondas S, razão pela qual são as primeiras (primárias) e as ondas S são as 
segundas (secundárias) a chegar (P de primária e S de secundária). Além disso, as 
ondas S só se propagam em meio líquido, enquanto que as ondas P se propagam tanto 
em meio líquido quanto sólido. 
 
 
 
Figura 2.1- Amostras de meteorito condrítico, Museu de história Natural, Nova York, EUA (a) e 
de meteorito siderito de Coopertown, EUA (b). 
 
 
a 
b 
 12 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.2- Sismicidade mundial mostrada em mapa de epicentros de sismos com magnitude  
5,0 no período 1964 a 1995. Fonte: Serviço Geológico americano. 
 
Figura 2.3- Geração de um sismo por 
acúmulo e liberação de esforços em uma 
ruptura. As tensões compressivas (a) 
deformam as rochas (b), causando ruptura 
nas mesmas que geram vibrações que se 
propagam em todas as direções (c) 
Figura 2.4- Registro na estação sismológica 
de Valinhos-SP de um sismo ocorrido em 
23/11/97 na fronteira entre Argentina e 
Bolívia, com magnitude 6,4 (a), mostrando o 
movimento do chão nas três dimensões 
espaciais (b). 
 13 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tal como qualquer outro fenômeno ondulatório, as ondas sísmicas sofrem 
refração e reflexão quando passam para um meio de densidade diferente, obedecendo 
a lei de Snell, segundo a qual quando um raio passa pela interface entre dois meios com 
densidades diferentes, as razões entre os senos dos ângulos que os raios (refletidos e 
refratados) fazem com a normal à interface e as velocidades dos raios, se mantém 
constante (Fig. 2.7a). Como consequência da lei de Snell, quando as ondas sísmicas 
passam para um meio de maior densidade (e maior velocidade), o raio refratado se 
afasta da normal à interface entre os dois meios (Fig. 2.7b) e, ao contrário, quando as 
ondas passam para um meio de menor densidade (e menor velocidade), o raio refratado 
se aproxima da normal à interface (Fig. 2.7c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Em um meio litologicamente homogêneo (mesmo tipo de rocha), a velocidade das 
ondas sísmicas aumenta progressivamente com a profundidade, por causa do aumento 
da densidade provocada pelo aumento da pressão com a profundidade. Essa situação 
equivale a uma sucessão infinita de camadas extremamente finas e de densidades 
progressivamente maior com a profundidade, pelas quais as ondas sísmicas percorrem 
uma trajetória curva, obedecendo a lei de Snell. Como os ângulos ( ) com a vertical são 
progressivamente maiores, os raios sísmicos penetramaté uma profundidade máxima e 
depois voltam à superfície. No trajeto de volta os ângulos ( ) diminuem 
progressivamente, já que os raios estão seguindo o trajeto inverso, com a densidade 
progressivamente mais baixa (Fig. 2.8a,b). No caso de haver uma descontinuidade 
litológica no interior da Terra separando dois meios rochosos diferentes, de modo que o 
Figura 2.5- Propagação das ondas 
sísmicas: Onda longitudinal (P) com 
vibração paralela à direção de propagação 
(a). Onda transversal (S) com vibração 
perpendicular à direção de propagação (b). 
Figura 2.6- Velocidade de propagação das 
ondas P para alguns materiais e rochas mais 
comuns. 
Figura 2.7- Lei de Snell: quando um raio passa por uma interface entre dois meios de 
densidades diferentes, as razões dos senos dos ângulos que os raios (refletido e refratado) 
fazem com a normal à interface e as velocidades dos raios, se mantém constante (a). Raio 
sísmico refratado passando para um meio de maior densidade, afastando-se da normal à 
interface (b), e passando para um meio de menor densidade, aproximando-se da normal (c). 
a 
b c 
 14 
meio inferior apresente menor velocidade das ondas sísmicas, o ângulo ( ) com a vertical 
diminuirá e os raios sísmicos se aproximarão da normal à interface. Se apenas o raio 
sísmico que mais se aprofundar atingir esta descontinuidade, ele se afastará muito em 
relação aos outros raios, provocando uma interrupção na curva tempo-distância, por 
causa do seu atraso, denominada “zona de sombra” na superfície (Fig. 2.8c). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.4- ESTRUTURA INTERNA DA TERRA 
Análises de milhares de terremotos durante muitas décadas permitiram construir 
as curvas tempo-distância das ondas sísmicas refratadas e refletidas e deduzir as 
principais propriedades físicas das rochas do interior da Terra, o que sustentou a 
formulação de um modelo consistente da estrutura interna da Terra em três camadas 
concêntricas (crosta, manto e núcleo), conforme as figuras 2.9a 2.9b. A crosta terrestre 
é a camada mais externa e mais fina da Terra, havendo dois tipos de crosta: a continental 
e a oceânica (Fig. 2.9c). A espessura da crosta terrestre varia entre 5km na crosta 
oceânica até 70km nos continentes e a velocidade das ondas P varia de 5,5 km/s na 
crosta superior a 7 km/s na crosta inferior (Fig. 2.10a). A crosta continental é formada 
principalmente por rochas graníticas, de densidade mais baixa (em torno de 2,7), com 
espessura variando de 30 a 50Km, podendo atingir até 70Km sob as grandes cadeias 
de montanhas. É constituída principalmente pelos elementos Si e Al, sendo referida, por 
esta razão, como (Fig. 2.10b). A crosta oceânica é formada por rochas basálticas, 
de maior densidade (em torno de 3,0), que formam o fundo dos oceanos, com espessura 
de 5 a 7Km. É constituída principalmente pelos elementos Si e Mg, sendo referida, por 
esta razão, como (Fig. 2.10b). 
O limite entre a crosta e o manto é marcado pela descontinuidade Moho (em 
referência a Mohorovicic que a descobriu em 1910), caracterizada pelas mudanças 
bruscas nas velocidades das ondas sísmicas (Fig. 2.10a). Abaixo da crosta, as 
velocidades das ondas P e S e a densidade das rochas do manto aumentam 
progressivamente até a descontinuidade de Gutenberg na profundidade de 2.900km 
(limite entre manto e núcleo). A velocidade das ondas P no manto aumentam de 8,0km/s 
a 13,8km/s, e das ondas S de 4,4 a 7,3km/s, enquanto que a densidade no manto 
aumenta de 3,4 a 5,6 (Fig. 2.11a). O manto terrestre é subdividido em manto superior e 
inferior, estando o manto superior situado abaixo da crosta terrestre, a partir da Moho, 
até a profundidade de 670Km (Fig. 2.9b e 2.11a). Estudos detalhados no manto superior 
mostraram que tanto a densidade como as velocidades das ondas sísmicas aumentam 
a 
b c 
Figura 2.8- Lei de Snell em uma sucessão de camadas, com aumento progressivo da densidade 
com a profundidade, implicando em aumento progressivo da velocidade e do ângulo (com a 
normal à interface (a). curva tempo-distância com a volta dos raios à superfície (b). 
Descontinuidade litológica produzindo uma interrupção na curva tempo-distância denominada 
“zona de sombra” entre os raios B e C (c). 
 15 
com a profundidade, embora não de maneira contínua (Fig. 2.11a), indicando 
heterogeneidade litológica, com alternância de camadas rígidas e dúcteis (Fig. 2.9b). 
Entre, aproximadamente 100 e 250km de profundidade, há uma ligeira diminuição nas 
velocidades sísmicas nessa parte do manto superior, especialmente sob os oceanos 
(Fig. 2.10a), indicando uma diminuição na rigidez do material que deve estar 
parcialmente fundido e, portanto, comportar-se plasticamente nesta parte do manto 
denominada astenosfera ou “zona de baixa velocidade”. O limite inferior da astenosfera 
não é bem definido, mas admite-se que pode chegar até 350Km de profundidade. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.10- Variação da velocidade das ondas P na crosta e no manto superior, mostrando a 
descontinuidade de Moho, a litosfera e a astenosfera (a). Litosfera (crosta + manto litosférico) 
flutuando na astenosfera pouco rígida (b). 
a 
b 
Figura 2.9- Modelo da estrutura interna da Terra, mostrando em (a) o raio da Terra e as 
dimensões do manto e núcleo. Em (b), as três camadas do interior terrestre (crosta, manto e 
núcleo) à esquerda e as três descontinuidades sísmicas (Moho, Gutenberg e Lehmann), os seus 
descobridores e o ano da descoberta, à direita. Em (c), detalhe da porção mais superficial, 
mostrando as relações entre crosta, litosfera e astenosfera. 
 
a 
b 
c 
 16 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A crosta terrestre, juntamente com a parte do manto rígido acima da astenosfera 
(manto litosférico), forma a camada externa mais dura e rígida da Terra, chamada 
litosfera, a verdadeira casca de nosso planeta, com espessura em torno de 100Km e 
que, pode-se dizer, flutua na astenosfera pouco rígida (Fig. 2.10b). Essa situação 
possibilita que a litosfera se ajuste na astenosfera, por soerguimento ou subsidência, em 
decorrência, respectivamente, de perda de massa (por exemplo erosão, degelo) ou 
ganho de massa (por exemplo derrames basálticos, coberturas de gelo). Esse 
mecanismo, denominado de isostasia, é baseado no princípio de equilíbrio hidrostático 
de Arquimedes, pelo qual um corpo flutuante desloca uma quantidade de água 
equivalente ao volume do corpo submerso. Existem dois tipos de litosfera (Fig. 2.10b): 
litosfera continental (crosta continental + manto litosférico) e litosfera oceânica (crosta 
oceânica + manto litosférico). Admite-se que o manto superior seja constituído por rochas 
ultramáficas (peridotitos) compostas por silicatos de Mg e Fe (olivinas e piroxênios), 
formados em temperatura de até 3.400C, semelhantes aos meteoritos rochosos 
acondríticos, considerados como porções mantélicas de corpos diferenciados da parte 
interna do sistema solar. 
O limite entre o manto superior e inferior, em torno de 670Km (Fig. 2.9b e 2.11a), 
é marcado por uma mudança no comportamento da densidade e da velocidade das 
ondas sísmicas. Até 670Km (manto superior), tanto a densidade como a velocidade das 
ondas sísmicas aumentam com a profundidade, mas de modo oscilante entre altos e 
baixos (Fig. 2.11a). A partir de 670Km, no entanto, o aumento tanto da densidade como 
das velocidades das ondas sísmicas é contínuo e linear. A velocidade das ondas P 
aumentam de 10,8 para 13,8Km/s e das ondas S de 6 para 7,3Km/s, enquanto que a 
densidade aumenta de 4,4 para 5,6 até a descontinuidade de Gutenberg, na 
profundidade de 2.900Km, limite entre o manto e o núcleo (Fig.2.9b e 2.11a). Esse 
comportamento é compatível com certa homogeneidade na composição litológica do 
manto inferior, formado provavelmente também por rochas ultramáficas de alta pressão, 
com temperaturas de até 4.000C. 
A descontinuidade de Gutenberg é caracterizada pela interrupção das ondas S, 
bruscoaumento de densidade e diminuição na velocidade das ondas P que causa uma 
interrupção na curva tempo-distância, definindo uma zona de sombra (Fig. 2.11a e b). 
Abaixo da descontinuidade de Gutenberg, as velocidades das ondas P aumentam 
progressivamente de 8,1 (em 2.900km) até 10,4km/s na profundidade de 5.150 km, 
Figura 2.11- Variações das velocidades das ondas P (VP) e S (VS) e densidade (ρ) no interior 
da Terra, mostrando as descontinuidades entre manto superior e inferior, núcleo externo e 
interno (a). Zona de sombra entre 103 e 142 de latitude, definida pela refração das ondas P 
ao passar pela descontinuidade de Gutenberg, entre o manto e o núcleo externo (b). 
a b 
 17 
intervalo denominado de núcleo externo, onde as ondas S não se propagam, o que indica 
o estado líquido (ou quase líquido) do material e justifica a menor velocidade das ondas 
P em relação ao manto (Fig. 2.11a), apesar da maior densidade do núcleo externo (10 
a 12,2), e temperatura em torno de 4.000C. Dentro do núcleo existe um caroço central 
denominado núcleo interno, caracterizado por um pequeno, porém brusco, aumento nas 
velocidades das ondas P (de 10,4 para 11,0Km/s) e na densidade (de 12,2 para 12,9), 
a partir de 5.150 km, que marca a descontinuidade descoberta por I. Lehmann em 1936 
(Fig. 9b e 11a). No núcleo interno as ondas S voltam a se propagar com velocidade 
muito baixa (3,6 km/s), o que caracteriza seu estado sólido (Fig. 11a). Estas 
características de velocidades sísmicas baixas e densidades altas indicam que o núcleo 
da Terra é constituído predominantemente por ferro e níquel (Nife), com densidade em 
torno de 12 e temperatura acima de 4.000C, semelhante às composições de meteoritos 
sideríticos, considerados como porções de núcleos de corpos diferenciados da parte 
interna do sistema solar. 
2.5- CAMPOS GRAVITACIONAL E MAGNÉTICO DA TERRA 
2.5.1- Campo Gravitacional da Terra 
A gravitação é uma propriedade fundamental da matéria que se manifesta em 
qualquer escala de grandeza, desde a atômica até a cósmica. No final do século 17, 
Newton a definiu como uma força de atração, cuja intensidade é proporcional ao produto 
das massas dos corpos e inversamente proporcional ao quadrado da distância que os 
separa, de acordo com a equação seguinte: 
 Sendo m1 e m2 = massa dos corpos 1 e 2 respectivamente 
 G = constante de gravitação universal, e d = distância entre 1 e 2 
A gravidade é uma força fraca que só é perceptível em corpos de dimensão 
planetária, como a Terra, que criam um campo gravitacional ao seu redor com 
intensidade significativa (proporcional a sua massa) e igual em todas as direções 
(isotrópico). Qualquer objeto na Terra está sujeito, portanto, à ação da força da gravidade 
cuja aceleração (ag) aponta para o centro da Terra e sua intensidade depende apenas 
da distância do objeto ao centro da Terra (igual ao raio da Terra se o objeto estiver na 
superfície) e da massa da Terra, conforme demonstrado a seguir: 
 
 
Sendo mT = massa da Terra, e mOb = massa do objeto 
A intensidade da força de atração gravitacional que afeta os objetos na Terra seria 
igual ao valor acima se a Terra não tivesse movimento de rotação. Entretanto, como a 
Terra está em rotação em torno de seu eixo, qualquer ponto de seu interior ou de sua 
superfície sofre o efeito da aceleração centrífuga (ac), com direção perpendicular ao eixo 
de rotação e intensidade diretamente proporcional à distância até este eixo. Desse modo, 
os únicos locais onde não há aceleração centrífuga (ac = 0) são os polos geográficos da 
Terra, pois estão situados sobre o eixo de rotação. Todos os outros pontos da Terra 
sofrem uma aceleração centrífuga, atingindo valores máximos na linha do equador, onde 
a distância para o eixo de rotação é máxima (Fig. 2.12). Ou seja, enquanto a aceleração 
do campo gravitacional (ag) possui intensidade aproximadamente constante e direção 
variável (radial), a aceleração centrífuga (ac), ao contrário, possui direção constante 
(perpendicular ao eixo de rotação) e intensidade variável, dependendo da latitude. A 
soma vetorial da aceleração gravitacional (ag) e da aceleração centrífuga (ac) é 
denominada gravidade (g), cujo intensidade é: g = ag + ac. 
F = G F = agmOb  ag =  ag = G  
 
mTmOb 
 Dd2 
 F 
mOb 
 ag = G 
 
mT 
 d2 
mTmOb 
d2mOb 
F = G 
 
 m1m2 
 D d2 
 18 
 Tanto a direção como a intensidade de (g) variam conforme a posição sobre a 
superfície terrestre. Como a intensidade da aceleração gravitacional (ag) é maior que da 
aceleração centrífuga (ac) e os dois vetores componentes possuem sentidos opostos, a 
somatória deles será igual à diferença entre os módulos de (ag) e (ac), cuja resultante (g) 
é normalmente menor que (ag). Os polos geográficos são os únicos pontos da superfície 
terrestre onde g = ag, já que nestes pontos a componente centrífuga é nula (ac = 0) e a 
gravidade (g) possui valor máximo. A intensidade de (g) diminui dos polos em direção ao 
Equador, onde atinge o valor mínimo, acompanhando o aumento gradual da intensidade 
de ac em direção ao Equador. Se a velocidade de rotação da Terra fosse aumentada a 
ponto de ac ficar maior que ag (g negativa), poderíamos ser atirados para fora da Terra. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O valor médio da gravidade (g) na superfície terrestre é aproximadamente 
9,80m/s2 ou 980Gal (Galileu = 1cm/s2), com uma diferença de 5,3Gal entre o valor 
mínimo (no equador) e o valor máximo (nos polos), o que representa uma variação 
pequena, em torno de 0,5%. Esta situação (gravidade máxima nos polos e mínima no 
equador) explica porque um objeto é levemente mais pesado nas maiores latitudes que 
nas latitudes baixas, tendo peso máximo nos polos e mínimo no equador. Explica 
também a razão do achatamento da Terra nos polos, pois o efeito maior da gravidade 
polar ao longo da história geológica da Terra, resultou em um raio polar menor (RP = 
6357km) que o raio equatorial (RE = 6378km), com uma diferença de 21km. O grau de 
achatamento da Terra (f) é pequeno e pode ser medido pela equação: 
 
 O campo gravitacional da Terra associa, portanto, a cada ponto da sua superfície 
um vetor de aceleração da gravidade (g), caracterizado por sua intensidade (módulo de 
g) e sua direção denominada vertical. O campo da geofísica que estuda a gravidade é 
denominado gravimetria e gravímetros são equipamentos que medem a gravidade. 
Denomina-se anomalia magnética para um valor da gravidade diferente (maior ou menor) 
do valor esperado de um determinado ponto ou área da superfície terrestre, denominado 
background. Anomalias gravimétricas negativas são causadas por rochas com 
densidade relativamente baixa em contato com rochas de maior densidade existentes no 
f = , onde f =  f = 0,003 (0,3%) 
RE ( RP 
 DRE 
6378 ( 6357 
6378 
Figura 2.12- Gravidade terrestre (g) igual à soma 
da aceleração da gravidade (ag) com a aceleração 
centrífuga (ac)  g = ag + ac 
 19 
substrato. Por exemplo, cadeias de montanhas, com raízes profundas, constituídas por 
rochas com densidade relativamente baixa, ou corpos rochosos intrusivos de baixa 
densidade, como domos de sal (Fig. 2.13a). As anomalias gravimétricas positivas são 
causadas pela presença de materiais com densidade relativamente alta, na superfície ou 
em profundidade como, por exemplo, rochas máficas (mais densas) em contato com 
rochas sedimentares (Fig. 2.13b). Depósitos de minerais metálicos de alta densidade, 
em subsuperfície, também produzem anomalias gravimétricas positivas e podem ser 
localizados através de levantamentos gravimétricos de detalhe. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.5.2- Campo Magnético da Terra 
A bússola, como instrumento de orientação, já era utilizada pelos chineses por 
volta de 1.100 DC, a quemé atribuída a descoberta do magnetismo terrestre. Mas foi 
somente no século seguinte, em 1.269, que o francês Pierre Pelerin de Maricourt realizou 
as primeiras investigações científicas desta propriedade física da Terra. Maricourt 
observou que aproximando pequenos ímãs a uma amostra esférica de magnetita (óxido 
de ferro magnético), eles orientavam-se segundo linhas que circundavam a esfera e 
interceptavam-se em dois pontos opostos, da mesma forma que as linhas de longitude 
sobre a Terra interceptam-se nos polos geográficos do planeta. Por analogia, Maricourt 
denominou os dois pontos de polos do ímã. O inglês William Gilbert reconheceu que a 
Terra era um imenso ímã semelhante a uma esfera de magnetita e reuniu todo o 
conhecimento da época sobre o magnetismo na obra De Magnete publicada em 1.600. 
Entretanto, medidas sistemáticas da intensidade do campo geomagnético começaram a 
ser obtidas somente a partir de 1838, pelo físico alemão Carl Friedrich Gauss que 
concluiu que 95% do campo magnético terrestre origina-se no interior do planeta e 
somente uma pequena parte restante provém de fontes externas. 
A partir da constatação de Gilbert de que o campo magnético terrestre é 
semelhante à de uma esfera de magnetita com campo dipolar, como o de um ímã de 
barra denominado de dipolo, pode-se imaginar a Terra como uma esfera uniformemente 
magnetizada, no centro da qual existe um dipolo com linhas de força que emergem do 
polo sul para o polo norte (Fig. 2.14). Os polos magnéticos da Terra estão localizados 
Figura 2.13- Anomalias gravimétricas: negativa, causada pelo granito Tourão, no Rio Grande 
do Norte (a) e positiva, causada pelas rochas basálticas da bacia do Paraná (b). 
Anomalia negativa 
de gravidade 
a b 
 20 
aproximadamente a 78 N 104 W (polo norte) e 
65 S 139 E (polo sul) e, portanto, não são 
diametralmente simétricos. Por esta razão o eixo do 
dipolo magnético terrestre está deslocado 490km 
do centro da Terra e faz um ângulo de 11,5 com o 
eixo de rotação da Terra, sendo denominado de 
dipolo excêntrico. 
 
 
 
 
 
 
Como o eixo magnético e o eixo de rotação da Terra não são coincidentes e nem 
paralelos, a agulha de uma bússola não aponta diretamente para o norte geográfico, 
fazendo normalmente um ângulo com a direção norte-sul, denominado declinação 
magnética, fato que já era conhecido dos grandes navegadores desde o século 16. O 
valor da declinação magnética (D) depende do local do observador em relação aos polos 
geográfico e magnético e varia também com o tempo. A única situação na qual a agulha 
da bússola aponta diretamente para o norte geográfico é quando não há declinação 
magnética (D = 0), o que somente ocorre quando o ponto de observação está alinhado 
no mesmo meridiano com os polos geográfico e magnético (Fig. 2.15). Se a agulha da 
bússola desvia para leste (à direita) do norte geográfico, a declinação é considerada 
positiva e se desvia para oeste (à esquerda), a declinação é negativa (Fig. 2.15). 
Como a agulha da bússola acompanha as linhas de força do campo magnético 
terrestre, ela normalmente não se mantém em posição horizontal, de tal forma que a 
extremidade norte da agulha inclina-se para baixo no hemisfério norte e para cima no 
hemisfério sul. O ângulo que a agulha faz com o plano horizontal é chamado de 
inclinação magnética (Fig. 2.16). A inclinação magnética (I) varia de zero no equador 
magnético, onde as linhas de força são paralelas à superfície, a 90 nos polos 
magnéticos, onde as linhas de força são verticais. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.15- Posição do polo norte geográfico e do polo norte magnético, mostrando duas 
situações de declinação positiva (direção do norte magnético a leste do norte geográfico), duas 
situações de declinação negativa (direção do norte magnético a oeste do norte geográfico) e 
uma situação sem declinação magnética (D = 0). 
Figura 2.14- Campo magnético dipolar da Terra, com 
linhas de força do polo sul para o polo norte, cujo eixo 
faz um ângulo de 11,5º com o eixo de rotação do 
planeta e está um pouco afastado do centro da Terra. 
Positiva 
Negativa 
 21 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O campo magnético terrestre pode ser representado como um vetor, cuja direção 
e intensidade variam no espaço e no tempo (Fig. 2.16). A direção do campo magnético 
é definida pela declinação (D) e inclinação (I) magnéticas e a intensidade corresponde 
ao módulo do vetor F, cujas componentes horizontal e vertical são respectivamente FH 
e FV. No equador magnético, onde I = 0, a componente vertical do campo magnético é 
zero (FV = 0) e, portanto, F = FH, ao passo que nos polos magnéticos, onde I = 90 , a 
componente horizontal é zero (FH = 0) e, portanto, F = FV. 
A intensidade do campo geomagnético é baixa e varia com a localização 
geográfica, sendo mínima próxima do equador magnético e aumenta em direção aos 
polos magnéticos, atingindo 60.000nT no polo magnético norte e 70.000nT no polo 
magnético sul, sendo Tesla (T) uma unidade de campo magnético e 1 nano Tesla 
(nT) = 10 9T. Além disso, a intensidade do campo magnético também varia lentamente 
com o tempo (variações seculares), cuja origem está relacionada aos processos 
geradores do campo geomagnético no núcleo da Terra. Os polos magnéticos se 
deslocam a uma velocidade média de 0,2 por ano ao redor dos polos geográficos, 
percorrendo uma trajetória irregular, porém normalmente sem se afastar mais do que 30 
do polo geográfico e levam milhares de anos para dar uma volta completa de 360 ao 
redor dos polos geográficos. Desse modo, tanto a declinação como a inclinação 
magnética de um local varia continuamente com o tempo, aumentando ou diminuindo. 
Como a declinação define a direção do campo magnético na superfície terrestre há 
necessidade de correção deste valor a cada 5 anos aproximadamente. 
Apesar de fraco, o campo geomagnético, denominado magnetosfera, ocupa um 
volume muito grande, com suas linhas de força estendendo-se a distâncias 10 a 13 vezes 
o raio da Terra. A magnetosfera exibe uma forma assimétrica em relação à Terra, 
assemelhando-se a uma gota com cauda comprida (Fig. 2.17), como consequência 
principalmente do movimento de partículas emitidas pelo Sol (núcleo de átomos 
sobretudo H e elétrons), denominado vento solar que flui a uma velocidade de 300 a 
500km/s. Próximo à Terra, o vento solar comprime o campo geomagnético no lado 
iluminado pelo Sol, de tal modo que no lado não iluminado (noite) as linhas de força não 
sofrem pressão do vento solar e estendem-se a distâncias maiores que 2.000 vezes o 
raio da Terra, alcançando a lua. 
O campo geomagnético exerce um papel importante de blindagem ao vento e 
erupções solares, impedindo que as partículas mais energéticas atinjam a superfície 
terrestre, causando danos à biosfera. Entretanto, nas regiões polares as partículas e 
radiações solares penetram facilmente até a atmosfera superior (ionosfera inferior), 
conduzidas pelas próprias linhas de força posicionadas verticalmente à superfície da 
Figura 2.16- Representação vetorial do campo 
geomagnético (vetor F), mostrando as componentes 
horizontal (FH) e vertical (FV), a declinação (D) e 
inclinação (I) magnéticas. 
F = FH + FV 
F = (FH
2
+ FV
2
 )½ FH = (x
2 + y2)½ 
F = (x2 + y2 + FV
2
 )½ 
tgD = y/x  D = arctg(y/x) 
tgI = FV /FH  I = arctg(FV/FH) 
 
 22 
Terra. A ionosfera, por ser eletricamente condutora, é utilizada na radiocomunicação. 
Quando esta parte da atmosfera é invadida por um fluxo de radiação solar mais intenso 
(tempestades magnéticas) pode provocar interrupções ou interferências na comunicação 
de rádio. Uma tempestade magnética ocorre em geral um dia após o aparecimento das 
chamas solares (grandes emissões luminosas na região mais externa do Sol). Um dos 
fenômenos luminosos mais intensos e fascinantes no céu, denominado de aurora boreal 
e austral, observado nas regiões polares norte e sul respectivamente, pode ocorrer 
durante uma tempestade magnética. Aaurora aparece como uma cortina luminosa de 
cor esverdeada ou rósea, com a borda inferior a cerca de 100km de altura e a superior 
em torno de 1.000km (Fig. 2.18). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A distribuição do campo geomagnético sobre a superfície da Terra pode ser 
observada em cartas isomagnéticas, ou seja, mapas com linhas que unem pontos com 
o mesmo valor de um determinado parâmetro magnético, como a intensidade do campo 
geomagnético (Fig. 2.19) ou a declinação magnética. Em escala global, essas cartas 
geomagnéticas não mostram relação alguma com as principais feições geológicas e 
geográficas do planeta, como continentes, oceanos, cadeias de montanhas, indicando 
que a origem do campo geomagnético deve necessariamente ser profunda. Se o campo 
magnético terrestre fosse um simples dipolo geocêntrico, as linhas de mesmo valor de 
intensidade total seriam paralelas ao equador magnético do dipolo que se tornariam 
progressivamente mais curvas ao aproximar-se dos polos. Entretanto, no mapa da 
intensidade do campo geomagnético (Fig. 2.19) observa-se linhas com curvatura 
variável, indicando que o campo magnético terrestre é mais complexo que o campo de 
um dipolo geocêntrico perfeito. Essas variações na curvatura das linhas geomagnéticas 
são devidas a valores anormais do campo geomagnético, denominados de anomalias 
geomagnéticas. Essas anomalias são evidenciadas normalmente em cartas 
geomagnéticas mais detalhadas que podem mostrar valores diferentes da média da 
região (background), podendo ser acima (anomalia positiva) ou abaixo (anomalia 
negativa) do background (Fig. 2.20). Anomalias positivas podem estar relacionadas a 
concentrações de minerais magnéticos em rochas, como jazidas de ferro, ou correntes 
elétricas fracas na crosta ou nos oceanos. A busca e interpretação de anomalias 
magnéticas são a base do método magnético em prospecção geofísica. 
As características do campo geomagnético descritas acima indicam que sua 
origem é profunda, mas o que poderia causar esse magnetismo? Os dados sísmicos do 
interior da Terra combinados com as hipóteses da origem do sistema solar indicam a 
existência de um núcleo metálico, composto de ferro e níquel, com raio de 3.470km 
(tamanho aproximado do planeta Marte), constituído de um núcleo interno sólido, com 
Figura 2.17- Representação esquemática da 
magnetosfera e a ação do vento solar sobre 
as linhas de força do campo geomagnético. 
Figura 2.18- Fotografia de uma aurora boreal. 
 23 
raio de 1.220km, e um núcleo externo fluido. Embora não haja divergência quanto ao 
estado dinâmico do núcleo externo e que esse movimento gera corrente elétrica que, por 
sua vez, induz um campo magnético, sua fonte de energia e como esse movimento pode 
gerar um campo magnético, estão ainda em discussão. Entretanto, a maioria dos autores 
converge para uma hipótese pela qual o núcleo atua como uma espécie de dínamo 
autossustentável, capaz de converter energia mecânica em energia elétrica, sustentada 
pela combinação de dados teóricos e experimentais e sugerida inicialmente por Bullard 
e Elsasser no início da década de 1950 do século passado. O dínamo magnético da 
Terra pode ter sido induzido por um campo magnético externo, como o próprio campo 
do sistema solar, após o que continuou produzindo o seu próprio campo magnético sem 
suprimento de energia externa. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
As diferenças de temperatura do núcleo fluido, entre o seu interior, próximo do 
núcleo interno (maiores temperaturas), e a sua periferia, próximo do manto (menores 
temperaturas), provoca movimento de convecção de fases menos densas profundas 
para a periferia mais fria do núcleo. Além disso, o movimento de rotação da Terra provoca 
uma força no fluido do núcleo (força de coriolis) com direção perpendicular ao seu 
movimento convectivo. A combinação entre o movimento convectivo e a força de coriolis 
resulta em um movimento espiral autossustentável do material fluido e condutor do 
Figura 2.19- Mapa de intensidade total do campo geomagnético em milhares de nT. 
Figura 2.20- Anomalia magnética positiva de 
intensidade total do campo geomagnético, 
gerada por concentração de minerais 
magnéticos em corpo ígneo na região de 
Juquiá-SP. 
 24 
núcleo, em direção a sua periferia (Fig. 2.21), que gera um campo magnético dipolar cujo 
eixo é aproximadamente paralelo ao eixo de rotação da Terra. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Os dados obtidos do campo geomagnético atual da Terra remontam apenas há 
alguns séculos atrás que é um intervalo de tempo muito curto em relação à história 
geológica da Terra. Como obter, então, dados sobre o campo geomagnético passado da 
Terra. Terá ele tido sempre o mesmo padrão do atual? Terá ele sempre existido? 
Questões como essas só puderam ser respondidas a partir da metade do século passado 
quando se verificou que a história magnética da Terra não se perde completamente, pois 
fica registrada como um magnetismo fóssil nas rochas. Alguns minerais magnéticos de 
ferro se alinham ao campo magnético terrestre no momento de sua cristalização 
juntamente com a rocha que os contém. A magnetita (Fe3O4) e a pirrotita (Fe1 xS) são 
minerais magnéticos naturais, enquanto que a hematita (Fe2O3) e ilmenita (FeTiO3) são 
minerais originalmente não magnéticos que são magnetizados permanentemente pelo 
campo geomagnético, sendo que todos eles se alinham ao campo magnético terrestre. 
A intensidade da magnetização das rochas é normalmente fraca, mas fica preservada 
ao longo do tempo como uma magnetização remanescente, mesmo que a rocha sofra 
transformações e deformações após a sua formação. Além disso, eventuais mudanças 
futuras no campo geomagnético não mais afetarão o alinhamento dos minerais 
magnéticos que foram cristalizados na época de formação da rocha. A intensidade e a 
direção da magnetização remanescente das 
rochas são determinadas por instrumentos 
sensíveis (magnetômetros) para tentar 
reconstruir o passado magnético da Terra, 
campo de estudo da geofísica denominado 
paleomagnetismo. Com a determinação da 
declinação e inclinação magnéticas 
remanescentes de uma rocha pode-se 
determinar a posição do polo magnético 
correspondente (Fig. 2.22) 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.21- Movimento do fluido 
condutor do núcleo externo e geração do 
campo magnético dipolar, indicado pelas 
linhas de força, com eixo quase paralelo 
ao eixo de rotação da Terra. 
Figura 2.22- Vetor do campo magnético de uma 
rocha (seta), definido pelos ângulos de 
declinação (D) e inclinação (I) e a posição do 
polo paleomagnético (P) correspondente. 
 25 
As pesquisas paleomagnéticas indicam que a Terra tem mantido um campo 
magnético significativo há pelos menos 2,7 bilhões de anos. Entretanto, os dados 
paleomagnéticos associados com datações radiométricas das rochas indicam 
claramente que houve no passado vários períodos com polaridade magnética inversa à 
do campo geomagnético atual, ou seja, com linhas de força que emergem do polo norte 
e convergem para o polo sul. Para se interpretar que as inversões da polaridade 
magnética em algumas rochas estejam refletindo a inversão da polaridade geomagnética 
do planeta e não alguma especificidade daquelas rochas, as inversões teriam que ser 
confirmadas nas rochas de todos os continentes. Dados paleomagnéticos sistemáticos 
de várias regiões da Terra, obtidos na década de 1960, permitiram elaborar uma escala 
com os dados normais e inversos destas regiões, confirmando as inversões de 
polaridade geomagnética do planeta (Fig. 2.23). Estes dados mostram que o campo 
geomagnético permanece com uma determinada polaridade durante intervalos variáveis, 
em torno de 100 mil a 10 milhões de anos, e para completar uma transição de polaridade 
são necessários 1.000 a 10.000 anos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
O paleomagnetismo contribuiu não só para a reconstituição da história do campo 
magnético da Terra, como também para a retomadadas ideias sobre a deriva 
continental, formuladas por Alfred Wegner no início do século 20, e só reconsiderada 40 
anos depois apoiada pelas evidências geofísicas, tais como dados sísmicos do interior 
da terra, dados paleomagnéticos e datações geocronológicas das rochas basálticas do 
fundo dos oceanos. 
Figura 2.23- Escala de inversões da polaridade do campo geomagnético 
nos últimos 80 milhões de anos (a). À direita, detalhe da coluna, 
mostrando épocas de polaridade normal ou inversa ocorridas nos 
últimos 4,5 milhões de anos que receberam nomes especiais (b). Faixas 
escuras representam polaridade normal e faixas claras polaridade 
inversa. Notar que a polaridade normal atual já dura 700 mil anos. 
a b 
 26 
 
3.1- INTRODUÇÃO: A teoria da deriva continental 
 Apesar da aparente quietude que normalmente sentimos, a Terra é um planeta 
dinâmico. Se fosse fotografada do espaço a cada século, desde a sua formação, para 
formar um filme, o que veríamos seria um planeta azul com seus continentes se 
movimentando, ora colidindo, ora se afastando entre si, em uma espécie de dança dos 
continentes. As ideias de que os continentes nem sempre estiveram onde estão 
nasceram quando surgiram os primeiros mapas das linhas das costas atlânticas da 
América do Sul e África. Em 1.620, o filósofo inglês Francis Bacon foi o pioneiro em 
considerar a hipótese de que a América do Sul e África estiveram unidas no passado, 
com base no quase perfeito encaixe entre suas linhas de costa. 
Mas foi somente no início do século 20 que o geógrafo 
e meteorologista alemão Alfred Wegner (1890-1930, Fig. 3.1) 
estabeleceu, com bases mais científicas, a teoria da deriva 
continental, segundo a qual todos os continentes estiveram 
unidos no passado, formando um único supercontinente, 
denominado de Pangeia (Pan significa todo e Geia Terra, em 
grego). Poucas ideias no meio científico foram tão fantásticas 
e impactantes como essa. De acordo com essa teoria, 
apresentada em 1912 por Wegner, a fragmentação da Pangeia 
começou por volta de 220 milhões de anos (Ma) atrás, no 
período Triássico, quando a Terra era habitada por 
dinossauros, e teria prosseguido até o presente tempo. A 
Pangeia teria iniciado sua fragmentação dividindo-se em dois 
continentes, a Laurásia, no hemisfério norte, e a Gondwana, no hemisfério sul, que 
ficaram separados pelo mar de Tethys (Fig. 3.2). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Para fundamentar sua teoria, Wegner procurou evidências que a comprovassem, 
além da coincidência entre as linhas de costa atuais dos continentes. Ele identificou 
algumas feições geomorfológicas, como a cadeia de montanha da Serra do Cabo, na 
África do Sul, de direção E-W, que seria a continuação da Sierra de La Ventana, na 
Argentina, com mesma direção, e um planalto na Costa do Marfim, na África, que teria 
continuidade no Brasil. Nessas feições geomorfológicas havia também semelhanças 
litológicas e paleontológicas (Fig. 3.3). Identificou também Fósseis de glossopteris (um 
tipo de arbusto) em regiões da África e Brasil que se correlacionam perfeitamente quando 
se unem os dois continentes. Evidências de glaciação (rochas sedimentares glaciais com 
estrias que indicam o movimento das geleiras), de idade em torno de 300Ma, na região 
sudeste do Brasil, sul da África, Índia, oeste da Austrália e Antártica, estariam indicando 
uma glaciação extensa, afetando grande parte do hemisfério sul, sem evidências 
semelhantes no hemisfério norte, um aparente paradoxo climático. A ideia da existência 
de um supercontinente, há cerca de 300Ma, oferece uma melhor explicação para os 
registros de glaciação, pois neste caso as regiões glaciais estariam localizadas em uma 
calota polar no sul do planeta, tal como ocorre atualmente (Fig. 3.4). 
A fred Wegner 
Figura 3.2- Pangeia e sua divisão em dois 
continentes, Laurásia (à norte) e Gondwana 
(à sul), separados pelo mar de Tethys. 
 27 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Em 1915, Wegner reuniu todas as evidências que encontrou para justificar a teoria 
da deriva continental em um livro denominado “A origem dos continentes e oceanos”. 
Wegner influenciou muitos cientistas com a sua teoria, mas não conseguiu responder 
questões fundamentais formuladas principalmente pelos geofísicos, como, por exemplo: 
Que forças seriam capazes de mover os imensos blocos continentais? Como uma crosta 
continental rígida deslizaria sobre outra crosta rígida, como a oceânica, sem que fossem 
fragmentadas pelo atrito? Naquela época a astenosfera plástica, sob a crosta 
continental, ainda não era conhecida, o que impediu Wegner de explicar e justificar 
fisicamente sua teoria que não obteve respaldo de grande parte do meio científico. Após 
a morte de Wegner, em 1930, a teoria da deriva continental caiu no esquecimento, só 
sendo retomada na década de 1950, com novos dados sobre o fundo dos oceanos. 
 
 
Figura 3.3 - Correlações geológicas de 
unidades litológicas e morfológicas antigas 
(pré-separação da Pangeia) entre América do 
Norte e Europa e entre América do Sul e 
África, reconhecidas por Wegner. 
a b 
Figura 3.4- Distribuição atual das evidências geológicas de existência de geleiras há 300 Ma, 
mostrando a direção de movimento das geleiras (setas), com base nas estrias (a). Ensaio de 
como seria a distribuição das geleiras se os continentes estivessem unidos, mostrando que elas 
estariam reunidas em uma calota polar no hemisfério sul (b). 
 28 
3.2- TEORIA DA TECTÔNICA DE PLACAS 
 Ao contrário do que muitos cientistas imaginavam, a chave para explicar a 
dinâmica da Terra não se encontrava nas rochas continentais, mas sim no fundo dos 
oceanos. Na década de 1940, devido as necessidades militares de localizar submarinos 
durante a segunda guerra mundial, foram desenvolvidos equipamentos, como os 
sonares, para mapear detalhadamente o relevo do fundo oceânico. Os mapas revelaram 
um relevo muito acidentado, com cadeias de montanhas, fossas e fendas muito 
profundas, bem diferente da planície monótona com alguns picos e planaltos isolados 
que se imaginava para o fundo dos mares. 
 No final da década de 1940, pesquisadores das universidades de Columbia e 
Princeton (EUA) iniciaram o trabalho de mapeamento do fundo do oceano Atlântico com 
sonares mais sofisticados e coletas de amostras. A conclusão do trabalho, já na década 
de 1950, revelou uma enorme cadeia de montanha submarina, denominada dorsal ou 
cadeia meso-oceânica, que estende-se continuamente, ao longo da parte central do 
oceano Atlântico, por 84.000Km, com largura média de 1.000Km (Fig. 3.5). Foi 
constatado que a cadeia meso-oceânica é uma zona de forte atividade sísmica e 
vulcânica, com fluxo térmico mais elevado que nas rochas adjacentes da crosta 
oceânica. No eixo central desta cadeia de montanha foram identificados vales, com 1 a 
3Km de profundidade, associados a sistemas de riftes, indicando um regime de forças 
distensivas. A dorsal meso-oceânica divide a crosta submarina em duas partes (à leste 
e à oeste da dorsal), praticamente acompanhando a direção das linhas de costas da 
América (à oeste) e da África e Europa (à leste). Desse modo, o eixo central da dorsal 
meso-oceânica poderia representar a ruptura ou a cicatriz produzida durante a 
separação dos continentes (Fig. 3.5). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3.5- Dorsal 
Mesoatlântica que divide 
o oceano Atlântico em 
duas partes (leste e 
oeste). Pontos pretos 
são focos de terremotos. 
 29 
 O advento dos métodos geocronológicos de datação absoluta, no final da década 
de 1950, mostrou que, novamente, ao contrário do se imaginava, a crosta oceânica não 
era constituída pelas rochas mais antigas do planeta, mas, ao contrário, é formada por 
rochas muito jovens (até 200Ma). A distribuição das idades revelou um padrão no qual 
faixas de rochas de mesma idade situam-se simetricamente nos dois lados da dorsal 
meso-oceânica, com as idades mais jovens mais próximas à dorsal (Fig. 3.6).Estudos de paleomagnetismo das rochas também contribuíram para uma melhor 
compreensão da dinâmica da crosta continental. Se os continentes não se movem, 
rochas da mesma idade de qualquer parte do planeta, teoricamente, devem indicar a 
mesma localização para os polos magnéticos. Entretanto, a magnetização remanescente 
de rochas antigas de mesma idade, provenientes de continentes distintos, indicam 
frequentemente polos magnéticos diferentes. Como só existem dois polos (norte e sul), 
a melhor intepretação para estes dados paleomagnéticos é que os continentes devem 
ter se movido em relação aos outros e em relação aos polos magnéticos, ou seja, os 
polos foram obtidos em rochas que modificaram de posição e, portanto, não 
correspondem à verdadeira posição dos polos paleomagnéticos na época de formação 
das respectivas rochas. As mudanças de posição dos polos magnéticos terrestre ao 
longo do tempo são obtidas por meio de dados paleomagnéticos em diferentes 
continentes e em períodos geológicos consecutivos. As posições dos polos em cada 
período são interligadas para obter a curva de deriva polar (Fig. 3.7). Por exemplo, as 
curvas de deriva polar para a América do Sul e África indicam que até 200Ma atrás os 
dois continentes estavam unidos e começaram a divergir entre 200 e 130Ma. Ou seja, a 
deriva polar, na verdade, estaria indicando movimentos relativos e divergentes entre os 
dois continentes e não a movimentação do eixo polar magnético. 
As pesquisas paleomagnéticas nas rochas da crosta oceânica feitas por navios 
oceanográficos revelaram um padrão de anomalias magnéticas lineares, diferente de 
qualquer padrão conhecido nos continentes, formado por faixas alternadas de polaridade 
normal e inversa, dispostas simetricamente em relação à cadeia meso-oceânica que 
ficou conhecido como padrão zebrado (Fig. 3.8). Vine & Mathews propuseram, em 1963, 
que o padrão zebrado era consequência da expansão do assoalho oceânico e das 
reversões de polaridade do campo geomagnético que teriam ocorrido durante o processo 
de expansão. O material basáltico fundido que forma a crosta oceânica ascende do 
manto através da cadeia meso-oceânica e quando cristaliza no fundo do oceano registra 
a polaridade geomagnética nos minerais magnéticos na época da cristalização da rocha. 
Com a continuidade da erupção vulcânica submarina, a rocha já cristalizada é empurrada 
pela ascensão de nova erupção basáltico, afastando-a da cadeia meso-oceânica e, 
desse modo, as inversões de polaridade magnética que ocorrem durante a expansão do 
assoalho oceânico ficam registradas na rocha basáltica, formando o padrão zebrado. 
Figura 3.6- Distribuição das idades geocronológicas das rochas do fundo do oceano Atlântico 
norte, mostrando as idades mais jovens próximas à dorsal meso-oceânica (linha vermelha). 
 30 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Essas novas informações sobre a crosta oceânica, sobretudo os dados 
geocronológicos e paleomagnéticos das rochas basálticos do fundo dos oceanos 
(padrão zebrado), foram consideradas, por grande parte dos geofísicos, como evidências 
suficientes em favor de um processo de expansão do assoalho oceânico que favorecia 
a teoria da deriva continental defendida por Wegner no começo do século 20. 
 No começo da década de 1960, Harry Hass da universidade de Princeton (EUA) 
fundamentou a hipótese da expansão do assoalho oceânico, com base nos dados 
geológicos e geofísicos disponíveis sobre a crosta oceânica, publicado em 1962, no livro 
History of Ocean basins. Hess propôs que a expansão do assoalho oceânico estaria 
relacionada a correntes de convecção no manto superior da Terra, mais precisamente 
na astenosfera (Fig. 3.9), uma camada pouco rígida abaixo da litosfera, com até 250Km 
de espessura (entre 100 e 350Km de profundidade). Esse mecanismo de convecção é 
evidenciado pelo alto fluxo de calor emanado das fendas centrais da dorsal que 
provocaria ascensão de material magmático mais quente e, portanto, menos denso, da 
parte inferior da astenosfera. Ao atingir a superfície, parte desse material magmático 
extravasa pelas fendas centrais da dorsal, resfria em contato com a água do mar e 
consolida-se como rocha basáltica. A parte desse magma resfriado que não se consolida 
retorna para a parte inferior da astenosfera, por ser mais densa, alimentando a corrente 
de convecção que se torna autossustentável (Fig. 3.9). De acordo com o modelo de 
Hess, a rocha basáltica que se forma na dorsal se movimenta lateralmente, se afastando 
do eixo da dorsal. As fendas existentes na crista da dorsal não crescem porque o espaço 
deixado pelo material que saiu para formar a nova crosta oceânica é preenchido 
Figura 3.7- Curvas de deriva polar para a América do Sul e África (a). Justaposição das duas 
curvas indicando a divergência entre elas a partir de 200 milhões de anos atrás (b). 
a 
b 
Figura 3.8- Padrão zebrado de anomalias magnéticas dos 
basaltos oceânicos, formado por faixas alternadas de 
polaridade normal e inversa (a) e sua relação com a 
expansão do assoalho oceânico (b). 
a 
b 
 31 
continuamente pela chegada de novas erupções de lavas basálticas, formando um novo 
assoalho oceânico que se expande com a continuidade do processo. Desse modo, a 
força motriz da expansão do fundo oceânico e da deriva continental seriam as correntes 
de convecção mantélicas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 O modelo de Hess, portanto, oferecia uma explicação física aceitável tanto para a 
expansão do assoalho oceânico como para a deriva continental. Nesse processo, os 
continentes viajariam como passageiros, como parte de uma placa litosférica, como se 
estivesse sendo levado por uma esteira rolante (a astenosfera). A geração contínua de 
crosta oceânica deveria implicar na existência de outros locais onde deveria haver 
consumo e destruição de crosta oceânica, caso contrário a Terra se expandiria 
continuamente, o que sabemos não ser possível. Esses locais onde ocorre destruição 
de crosta oceânica são denominados de zonas de subducção. Nessas zonas, a crosta 
oceânica mais antiga mergulha de volta para o interior da Terra, por ser mais densa, até 
atingir condições de temperatura e pressão suficientes para sofrer fusão e ser 
incorporada novamente ao manto superior. 
 Os mecanismos de expansão do assoalho oceânico e da deriva continental fazem 
parte do mesmo processo, cuja fundamentação passou a denominar-se teoria da 
tectônica global ou tectônica de placas, pois o que se movimenta nesse mecanismo 
são placas litosféricas ou tectônicas que são fragmentos ou pedaços da litosfera que se 
movem sobre a astenosfera. A espessura da litosfera é muito variada, sendo, porém, 
mais espessa sob os continentes (litosfera continental), variando entre 130 e 150Km (30 
a 50Km de crosta + 100Km de manto). A espessura da litosfera oceânica varia de 50 a 
100Km, maior parte pertencente ao manto (apenas 5 a 7Km de crosta). Entretanto, a 
espessura da parte mantélica da litosfera oceânica diminui progressivamente em direção 
à dorsal, até praticamente desaparecer sob o eixo da dorsal, onde a espessura da 
litosfera iguala-se à da crosta oceânica. A litosfera é compartimentada, por falhas e 
fraturas profundas, em 13 placas tectônicas maiores e mais algumas placas menores, 
cuja distribuição geográfica é mostrada na figura 3.10. 
O limite inferior da litosfera é marcado pela astenosfera, uma parte do manto 
superior, com espessura em torno de 150Km, que é plástica ou pouco rígida, onde as 
temperaturas alcançam valores próximos do ponto de fusão das rochas. O limite superior 
da astenosfera (com a litosfera) situa-se em torno de 100Km de profundidade, mas seu 
limite inferior não é bem definido, admitindo-se situar-se em torno de 250Km, podendo 
chegar até 350Km de profundidade. O estado plástico da astenosfera permite que a 
litosfera mais rígida deslize sobre ela, tornando possível o deslocamento lateral das 
placas tectônicas e a deriva continental. As placas tectônicas são principalmente