9 - Tectônica de Placas

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Fernando Brenha Ribeiro
Eder Cassola Molina
Licenciatura em ciências · USP/ Univesp
9.1 Elementos de determinação do movimento de falhas durante um terremoto
9.2 Tectônica de placas: o conceito geral
9.3 Placas tectônicas e limites de placas
9.4 A tectônica sobre a esfera
9.5 Conclusão
Referências
Ge
of
ís
ic
a9TECTôniCA dE PlACAs
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Geofísica
9.1 Elementos de determinação do movimento 
de falhas durante um terremoto
Na aula 2 sobre Sismicidade, foi visto que os terremotos são gerados durante a movimentação 
brusca de uma falha pré-existente ou, muito mais raramente, durante a formação de uma nova 
falha. O movimento da falha pode ser transcorrente, normal ou reverso, ou, em muitos casos, a 
combinação de um movimento transcorrente com um dos dois outros tipos. A ocorrência de 
um terremoto indica que a região onde ele ocorreu se encontra submetida a um processo de 
deformação contínuo.
A determinação do tipo de movimento da falha ou do mecanismo focal, como algumas 
vezes é chamado, que dá origem aos terremotos de uma região é importante porque permite 
determinar de que forma a região está sendo deformada ao longo do tempo. Por exemplo, 
em uma região continental onde ocorrem terremotos rasos (aproximadamente ≤ 30 km de 
profundidade focal), se o movimento predominante das falhas tiver uma componente normal 
significativa, a região está submetida a processo de estiramento, ou seja, existe um conjunto de 
forças agindo na região, que tende a estirar e estreitar a crosta. Ao contrário, se o movimento 
predominante tiver uma componente reversa significativa, a crosta está sendo submetida a um 
processo de encurtamento e espessamento. 
A determinação do movimento de uma falha é feita com base nos movimentos registrados 
em um conjunto de sismogramas. A Figura 9.1 ajuda a entender o processo. Para manter a 
simplicidade do exemplo, considere, inicialmente, que um terremoto raso seja produzido por 
um movimento transcorrente ao longo de uma falha vertical e que sejam observadas apenas as 
ondas de compressão ou do tipo P. Representando o foco por um ponto, uma circunferência 
é traçada com centro nesse ponto. Ao longo da circunferência, é disposto um conjunto de 
pêndulos, que só podem oscilar em um plano vertical fixo. Os pêndulos são orientados de 
forma que os seus planos de oscilação se interceptem em uma reta vertical que passa pelo foco. 
O lado voltado para o foco é marcado como o lado positivo do movimento do pêndulo.
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Em um determinado instante, a falha se movimenta de forma brusca e o movimento relativo dos 
dois lados da falha é o indicado na Figura 9.1. O apoio do pêndulo colocado logo ao lado do plano 
da falha, no quadrante I, se desloca de forma que a massa do pêndulo oscila em direção ao foco, ou 
seja, o movimento inicial do pêndulo aponta no sentido definido como positivo. No quadrante IV, 
imediatamente ao lado do plano da falha, o pêndulo se movimenta no sentido oposto.
 Indo do plano da falha no lado do quadrante I em direção ao quadrante II, o sinal do 
movimento do pêndulo se mantém, mas a amplitude do movimento diminui, uma vez que 
o movimento do solo se torna cada vez mais inclinado em relação ao plano de oscilação. 
Na divisa entre os quadrantes I e II, o pêndulo não se move porque o movimento do solo é 
perpendicular ao seu plano de oscilação. Uma vez que passa para o quadrante II, o sinal do 
primeiro movimento do pêndulo se inverte e a amplitude do movimento cresce até atingir o 
máximo na divisa entre o quadrante II e o quadrante III.
Da mesma forma, indo do quadrante IV em direção ao quadrante III, o sinal negativo do 
primeiro movimento do pêndulo se conserva, mas a amplitude decresce até zero na divisa entre 
os quadrantes III e IV. Uma vez no quadrante III, o sinal do primeiro movimento se inverte e 
a amplitude cresce até atingir o valor máximo. A Figura 9.2a resume a variação da amplitude 
e da polaridade do movimento.
Figura 9.1: Sentido do primeiro impulso do movimento de uma falha transcorrente vertical. Nos 
quadrantes I e III, o sentido do movimento é para fora do círculo, o que significa que, por inércia, 
o pêndulo se desloca em direção ao centro do círculo. Por convenção, esse primeiro movimento 
é classificado como de polaridade positiva. Nos quadrantes II e IV, o sentido de movimento é o 
oposto e a polaridade é, por convenção, negativa.
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Geofísica
Usando a informação contida nos primeiros movimentos dos pêndulos, é possível deter-
minar duas direções perpendiculares entre si. Uma das direções é a direção do traço da falha 
e a outra não tem representação física no terreno. No entanto, não é possível distinguir uma 
direção da outra. Se na Figura 9.2a o traço da falha for trocado pela direção de amplitude 
zero e o movimento da falha for alterado para o representado na Figura 9.2b, o resultado da 
observação será o mesmo. 
O movimento da falha não se estende indefinidamente ao longo do seu plano. A Figura 9.3 
esquematiza a distribuição do movimento em profundidade. A Figura 9.3a representa a falha 
imediatamente antes do movimento enquanto a Figura 9.3b representa a falha imediatamente 
após o movimento brusco da falha. O ponto O marca a intersecção do plano da falha com 
uma direção perpendicular ao plano. Imediatamente após o movimento, os lados da falha se 
movimentam traçando o segmento AB (Figura 9.3b). Como o movimento não se estende 
indefinidamente, para profundidades maiores do que a do ponto P não há movimento. A área 
onde ocorreu movimento entre A e B está sombreada na Figura 9.3b.
Figura 9.2: A distribuição de polaridade do primeiro movimento da falha permite identificar dois planos verticais e 
perpendiculares entre si, que passam pelo foco. Um dos planos é o plano da falha e o outro é um plano auxiliar sem 
correspondente físico no terreno. Os planos são indistinguíveis entre si.
a b
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9 Tectônica de Placas
A direção na qual um raio sísmico parte do foco pode ser representada, em um diagrama de três 
dimensões, traçando em torno do foco uma esfera de raio unitário, algumas vezes chamada de esfera 
focal (Figura 9.4). O polo da esfera focal é definido como a interseção da esfera com o eixo vertical 
que passa pelo foco. O plano equatorial da esfera focal é o plano horizontal que contém o foco.
A direção de partida é definida por duas coordenadas: inclinação e azimute. A inclinação é o 
ângulo que a direção forma com o plano equatorial da esfera focal. Azimute é o ângulo formado 
pela projeção da direção de partida do raio sísmico no plano equatorial com a direção do norte 
geográfico. O azimute, normalmente, é medido partindo 
do norte e girando ao longo do equador da esfera focal 
no sentido da rotação dos ponteiros do relógio. 
As componentes da direção de partida, de um raio 
sísmico que atinge uma estação sismográfica, podem 
ser calculadas utilizando-se as coordenadas da estação e 
os sismogramas nela registrados. O azimute da direção 
de partida é o azimute da estação em relação ao foco. 
A inclinação é determinada a partir do ângulo de 
incidência do raio sísmico na estação sismográfica, e 
esse ângulo é obtido da composição do movimento 
de três sismômetros: um sensível apenas a movimento 
vertical e dois sensíveis apenas a movimentos em uma 
direção horizontal e orientados nas direções N-S e E-W, 
respectivamente. A forma como a inclinação é calculada 
é assunto de um curso de sismologia. 
Figura 9.4: Hemisfério inferior da esfera focal. O centro da 
esfera representa o foco do terremoto. Oraio que une o foco 
com o ponto A na superfície da esfera define a direção de 
partida do raio sísmico, que é caracterizado por um azimute 
φ, medido a partir da direção do norte verdadeiro e girando no 
sentido dos ponteiros do relógio, e uma inclinação i. A projeção 
do ponto A é dada pela intersecção da projeção da direção de 
partida no plano equatorial com a reta que une o ponto ao polo 
do hemisfério superior da esfera.
Figura 9.3: a. Representação da falha imediatamente antes do movimento. b. Representação da 
falha imediatamente após o movimento brusco da falha. O deslocamento da falha é representado 
pelo segmento AB e é limitado em profundidade pelo ponto P. A área onde ocorreu movimento 
entre A e B está sombreada na figura.
a b
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Geofísica
 
A direção de partida de um raio 
sísmico pode também ser representada 
em um diagrama de duas dimensões, 
que é obtido da projeção dessa direção 
no plano equatorial da esfera focal. 
A Figura 9.4 esquematiza uma das 
possíveis formas de projeção, que é 
feita unindo-se o polo da esfera focal 
com o ponto em que o raio sísmico 
toca a superfície da esfera. A posição 
da intersecção dessa reta com o plano 
equatorial da esfera focal define, de 
forma única, o raio sísmico. 
A Figura 9.5 mostra a forma de se 
obter a projeção. Sobre uma circunferência de raio R é marcado o azimute do raio sísmico. A 
reta, que une o centro da circunferência com o ponto sobre a circunferência que define o 
azimute, determina a projeção horizontal da direção do raio sísmico1. Observando a Figura 9.4, 
pode-se notar que a projeção de qualquer raio com inclinação i cai 
sobre uma circunferência de raio r
i
, menor do que R. O raio r
i
 pode 
ser obtido graficamente de forma simples, como mostra a inserção da 
Figura 9.5. A projeção do ponto em que o raio sísmico toca a esfera focal é dada pela intersecção 
da projeção horizontal da direção do raio sísmico com a circunferência de raio r
i
. 
A determinação do tipo de movimento, ocorrido na falha que produziu o terremoto, 
é feita marcando, em um mesmo diagrama, as projeções de um conjunto de direções de 
partida de raios sísmicos registrados em diferentes estações sísmicas distribuídas em todo 
o intervalo de azimutes (0° a 360°) em torno do foco e indicando a polaridade de cada 
raio. A Figura 9.6 apresenta esquematicamente a distribuição de projeções para o exemplo 
dado de falha transcorrente e vertical. Convém frisar que o diagrama está sendo construído 
utilizando-se apenas ondas do tipo P. Nesse diagrama, os pontos preenchidos representam o 
primeiro movimento positivo, ou seja, movimento de afastamento do foco. Os pontos vazios 
representam o primeiro movimento negativo.
Figura 9.5: Método de representação da direção de partida no plano equatorial 
de uma esfera focal. Usando a inserção da figura, determina-se o raio ri da 
projeção de todas as direções de partida com inclinação i. Sobre a borda do plano 
equatorial, é marcado o azimute, e a intersecção entre a linha que une o foco à 
marcação do azimute com a circunferência de raio ri define a projeção de A.
1 O centro da projeção coincide com o 
foco do terremoto e com a projeção do 
polo da esfera focal.
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9 Tectônica de Placas
 
As projeções estão distribuídas de tal forma que é possível separar quatro quadrantes por 
duas retas perpendiculares, passando pelo centro do diagrama, que são o traço da falha vertical 
e o traço do plano vertical e perpendicular ao plano da falha, onde os movimentos da onda P 
têm amplitude nula. Esse plano recebe o nome de plano auxiliar. Não é possível distinguir no 
diagrama qual é o traço do plano da falha e qual é o traço do plano auxiliar.
O exemplo dado é dos mais simples, uma vez que o plano da falha é vertical. Movimentos 
transcorrentes, no entanto, podem ocorrer em falhas com qualquer mergulho. A Figura 9.7 
apresenta esquematicamente a projeção da direção dos primeiros movimentos para o caso de uma 
falha com mergulho diferente de 90°. Nesse caso, os pontos representando polaridades diferentes 
são separados por uma linha reta que passa pelo centro do diagrama e por uma curva, na forma de 
arco, cujas extremidades tocam a borda do diagrama em pontos alinhados com o centro (corda do 
arco). A linha reta representa o traço do plano auxiliar, que, no caso de movimento transcorrente, 
é sempre vertical. Não há dúvida de que a linha curva seja uma representação do plano da falha, 
porque ela separa polaridades diferentes dos primeiros movimentos das ondas P e isso é feito pelo 
plano da falha e pelo plano auxiliar que já foi identificado.
Figura 9.6: Representação esquemática da 
distribuição de projeções das direções do 
primeiro movimento da falha sobre o plano 
equatorial da esfera focal. A figura corresponde 
ao exemplo de falha transcorrente e vertical 
apresentado na Figura 9.3. A figura representa 
também a polaridade do primeiro movimento 
de ondas do tipo P: os pontos preenchidos 
representam o primeiro movimento positivo 
e os pontos vazios representam o primeiro 
movimento negativo. O traço do plano da falha 
e o traço do plano auxiliar, que neste diagrama 
são indistinguíveis, são representados pelos 
dois diâmetros ortogonais traçados sobre a 
circunferência no plano equatorial.
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Geofísica
A Figura 9.8 mostra a projeção da intersecção de 
um plano de falha com rumo igual a 0o, ou seja, com 
traço alinhado na direção N-S, com a esfera focal. 
A intersecção desse plano é um círculo máximo 
da esfera focal. As projeções de planos com traço 
na direção norte-sul e com diferentes mergulhos 
são representadas por arcos que tocam a borda do 
diagrama em N e em S, e são simétricos em relação 
à direção E-W (Figura 9.9a). A Figura 9.9b 
representa as projeções das intersecções de planos de 
falha com diferentes mergulhos e com um mesmo 
rumo não nulo. Não é difícil perceber que esse 
diagrama pode ser desenhado girando o traço da 
falha da Figura 9.9a de um ângulo igual ao rumo 
não nulo. Na Figura 9.7, a curva que representa o 
plano da falha é a projeção da intersecção do plano 
com a esfera focal.
Figura 9.7: Representação esquemática da distribuição 
de projeções das direções e das polaridades do primeiro 
movimento da falha sobre o plano equatorial da esfera 
focal. A figura corresponde a uma falha transcorrente 
não vertical. A projeção da intersecção do plano da falha 
com a esfera focal é o arco e a sua corda, que passa 
pelo centro do diagrama, representa o seu traço. O plano 
auxiliar é vertical e é representado pelo seu traço, que é 
o diâmetro perpendicular ao traço da falha. 
Figura 9.8: Representação esquemática da intersecção de um plano de falha, com traço com 
rumo 0o e com mergulho para leste, com o hemisfério inferior da esfera focal.
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No caso de uma falha normal ou reversa, o movimento passa a ser perpendicular ao traço da falha, ou 
seja, o movimento ocorre na direção do mergulho do plano da falha (Figura 9.10a). A Figura 9.10b 
mostra o movimento de uma falha normal visto da direção do traço da falha. Transportando a 
construção feita nas Figuras 9.1 e 9.2 para o caso da falha normal, não é difícil verificar qual é a 
polaridade do primeiro movimento no plano auxiliar. A construção feita na Figura 9.3 também pode 
ser feita neste caso. Embora essa construção não tenha sido apresentada, a Figura 9.10b indica que a 
projeção dos primeiros movimentos no plano equatorial da esfera focal, no caso de um movimento 
normal da falha, deve ter o aspecto apresentado na Figura9.11a.
A Figura 9.11a mostra que, no caso de movimento normal da falha, o centro do diagrama de 
projeção está dentro de uma região caracterizada por primeiros movimentos com polaridade negativa. 
Essa região é demarcada por arcos que representam as projeções das intersecções do plano de falha e 
do plano auxiliar com a esfera focal. Observe que tanto o traço do plano da falha quanto o do plano 
auxiliar têm a mesma direção. A distinção entre um ou outro plano não é possível nesse diagrama. 
Duas regiões caracterizadas por primeiros movimentos com polaridade positiva ficam definidas entre 
as projeções das intersecções do plano de falha e do plano auxiliar e a borda do diagrama.
Figura 9.9: a. Representação esquemática da projeção da intersecção de vários planos, com rumo 0o e com 
diferentes mergulhos para leste, com a esfera focal. Observe que, quanto maior for o mergulho, mais a 
projeção se aproxima do traço do plano. b. O mesmo esquema com planos com rumo diferente de 0o.
a b
Figura 9.10: Escorregamento normal. a. Falha antes do movimento. b. Falha imediatamente após o movimento brusco. 
Note que o plano representado nas duas figuras é um plano vertical. A projeção das direções e da polaridade do primeiro 
movimento no plano equatorial da esfera focal define uma região próxima ao centro do diagrama caracterizado por primeiros 
movimentos com polaridade negativa.
a b
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Geofísica
A Figura 9.11b corresponde a um movimento 
reverso da falha. A construção do diagrama é análoga 
à do caso de movimento normal. O centro da 
projeção está dentro de uma região caracterizada por 
primeiros movimentos com polaridade positiva. Duas 
regiões caracterizadas por primeiros movimentos com 
polaridade negativa ficam definidas entre as projeções 
das intersecções do plano de falha e do plano auxiliar 
com a esfera focal e a borda do diagrama.
Movimentos com uma componente transcorrente e com 
uma componente normal geram um diagrama de projeções 
com o aspecto da Figura 9.12, onde se pode notar uma 
combinação dos aspectos característicos de cada movimento.
Figura 9.11: a. Representação esquemática da projeção e da polaridade do movimento de uma falha 
normal. A polaridade dos primeiros movimentos perto do centro do diagrama é negativa. b. Representação 
esquemática da projeção e da polaridade do movimento de uma falha reversa. A polaridade dos primeiros 
movimentos perto do centro do diagrama é positiva. Não é possível, nesse tipo de diagrama, identificar o 
que é a projeção do plano da falha e o que é a projeção do plano auxiliar.
a b
Figura 9.12: Representação esquemática da 
projeção e da polaridade do movimento de uma falha 
que combina um movimento transcorrente com uma 
componente normal.
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9 Tectônica de Placas
9.2 Tectônica de placas: o conceito geral
Entre as décadas de 1950 e 1960 foi acumulada uma série de informações geofísicas e 
geológicas, sobretudo, as derivadas de observações paleomagnéticas, que levaram à proposição 
da hipótese do espalhamento do assoalho oceânico. A ideia principal contida nessa hipótese é a 
de que a crosta oceânica é continuamente gerada ao longo das cadeias meso-oceânicas através 
da injeção de magma proveniente do interior da Terra. A injeção de magma, ao mesmo tempo, 
desloca lateralmente a crosta oceânica e preenche o espaço formado com material jovem.
Embora o conjunto de observações que levaram à proposição do conceito do espalhamento 
oceânico seja bastante sugestivo, ele não foi totalmente aceito a princípio. No entanto, a incorporação 
do resultado de observações geológicas e geofísicas adicionais, na segunda metade da década de 1960, 
levou à proposição de uma concepção geral que permite uma explicação plausível para a dinâmica 
observada da superfície da Terra, pelo menos desde o período Cambriano. Essa concepção tornou-se, 
portanto, um modelo geodinâmico amplo, conhecido como teoria da Tectônica de Placas. 
9.3 Placas tectônicas e limites de placas
A menos que se admita que a superfície da Terra esteja em constante expansão, a produção 
de crosta oceânica ao longo das cadeias meso-oceânicas implica o constante consumo de parte 
do material que compõe a crosta em outras regiões. A constância da área do planeta ao longo do 
tempo será admitida como ponto de partida, ou seja, como um postulado e, portanto, prevê-se 
a existência de locais onde a crosta seja consumida.
Por outro lado, o movimento aparente dos polos paleomagnéticos observados em diferentes 
regiões da Terra mostra que, pelo menos em parte da história do planeta, diferentes regiões se 
movimentaram umas em relação às outras. Para acomodar movimentos diferentes em diferentes 
locais, sem expandir a superfície, assume-se que a superfície da Terra seja dividida em um 
número finito de blocos que se movimentam uns em relação aos outros. 
A distribuição dos epicentros dos terremotos, como foi descrita na aula 2, divide a superfície 
da Terra em domínios marcados por cinturões de alta sismicidade. O interior desses domínios, 
embora não seja totalmente assísmico, apresenta uma sismicidade bem menor do que a observada 
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Geofísica
nos contornos. A ocorrência de terremotos implica um processo contínuo de deformação, e 
o estilo de deformação ou a maneira como a deformação se processa fornece informações 
importantes sobre a natureza desses contornos.
A hipótese de que a superfície da Terra seja dividida em um número finito de blocos ou 
placas, na forma de calotas esféricas com bordas irregulares, que se movem sobre o manto de 
modo que apenas as bordas das placas sejam submetidas a deformações significativas, é um 
segundo postulado da teoria da tectônica de placas. Na superfície, as placas tectônicas são 
definidas como blocos compostos por segmentos de crosta oceânica, algumas vezes, associados 
a segmentos de crosta continental, que respondem de forma passiva ao movimento causado 
pelo espalhamento do assoalho oceânico. A expansão do assoalho oceânico passa, também, a ser 
considerada um postulado da teoria.
Em profundidade, as placas são compostas da crosta e de um segmento significativo do 
manto que, em conjunto, formam a litosfera. O termo litosfera deriva da palavra grega lithos, 
que significa rocha, e pode ser aqui interpretado no sentido figurado de força, resistência. 
A litosfera é formada por rochas que resistem à deformação e que se movem sobre um manto 
fraco e deformável, chamado astenosfera. O termo astenosfera vem da palavra grega asthenia, 
que significa fraqueza, falta de vigor. 
A ideia da existência de uma litosfera e de uma astenosfera provém da distribuição das 
velocidades das ondas sísmicas no manto superior, onde, grosseiramente, se pode localizar a 
astenosfera na zona de baixa velocidade. Uma definição mais precisa de litosfera e astenosfera 
é feita com base no comportamento das rochas submetidas a processos de deformação nas 
condições de pressão e temperatura existentes no manto superior. Esse assunto é parte do tema 
a ser tratado no próximo texto. A possibilidade de que a litosfera deslize sobre a astenosfera 
também é um postulado da teoria da tectônica de placas.
A natureza do movimento das falhas associado aos terremotos, que ocorrem em diferentes 
segmentos dos limites das placas tectônicas, permite estabelecer o tipo dominante de defor-
mação atuante em cada segmento. Falando em termos gerais, a atividade sísmica observada 
ao longo do eixo das dorsais meso-oceânicas é caracterizada por movimentos normais, o que 
indica um estado de estiramento e afinamento da crosta oceânica, fato que concorda com a 
presença de vulcanismo e coma estrutura da crosta e do manto superior abaixo das dorsais.
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9 Tectônica de Placas
As dorsais meso-oceânicas são chamadas de limites divergentes de placa, uma vez que elas 
são o local onde ocorre a expansão do assoalho oceânico. 
Uma vez que as dorsais são divididas em segmentos não alinhados separados por falhas 
transversais, a expansão do assoalho oceânico observado ao longo dos diferentes segmentos 
tem de ser acomodado por um movimento predominantemente horizontal ao longo das falhas 
transversais. O movimento ao longo dessas falhas está esquematizado na Figura 9.13.
O segmento da dorsal A fica à esquerda do segmento da dorsal B e acima da fratura. 
Se o movimento horizontal fosse no sentido de o bloco superior escorregar para a 
esquerda e o bloco inferior escorregar para a direita, em um movimento transcorrente, 
como o indicado na Figura 9.13a, os segmentos das dorsais se afastariam com o tempo. 
Não existe evidência de que esse afastamento ocorra. Além disso, se os segmentos das 
dorsais são centros de expansão do assoalho oceânico, fica difícil combinar o movimento 
com a produção contínua de assoalho oceânico.
Para acomodar o movimento dos dois lados da falha sem deslocar os segmentos da dorsal, 
o movimento tem de ser oposto ao descrito acima, limitando-se ao intervalo da falha entre os 
centros de expansão, como indicado na Figura 9.13b, onde o bloco superior se desloca para a 
direita e o bloco inferior se desloca para a esquerda. À esquerda de A e à direita de B, não ocorre 
movimento horizontal significativo porque o assoalho oceânico é produzido essencialmente na 
mesma taxa pelos dois segmentos de dorsal.
Na Figura 9.13c, a dorsal A está à esquerda da dorsal B, mas agora ela está abaixo da fratura. 
Se o movimento horizontal fosse no sentido de o bloco superior escorregar para a direita e o 
bloco inferior escorregar para a esquerda, os segmentos das dorsais se afastariam com o tempo. 
Portanto, nesse caso, o movimento da parte superior deve ser para a esquerda e o da parte infe-
rior, para a direita (9.13d). O que é importante é que o movimento deve ser sempre limitado 
ao intervalo da falha transversal entre dois segmentos da dorsal. Falhas com essa característica 
são chamadas de falhas transformantes.
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Geofísica
A localização dos focos de terremotos que ocorrem nessas falhas e o movimento das falhas 
são determinados através de dados sísmicos e os mecanismos focais concordam com a descrição 
do movimento da falha. As falhas transversais se estendem sobre o assoalho oceânico fora do 
intervalo entre os centros de expansão na forma de feições lineares essencialmente assísmicas, 
ou seja, na forma de fraturas sem movimento horizontal relativo significativo entre as paredes 
da fratura. Movimentos horizontais podem ocorrer para acomodar a variação da topografia do 
assoalho oceânico em função do afastamento do centro de expansão. A Figura 9.14 mostra como 
exemplo a feição conhecida como zona de fratura Chain, localizada no Atlântico Equatorial.
Figura 9.13: Movimento nas fraturas transversais que segmentam as dorsais meso-oceânicas. a. O segmento A da cadeia 
meso-oceânica está acima da falha e o segmento B está abaixo da falha. O movimento transcorrente move o bloco superior para a 
esquerda em relação ao bloco inferior (o inferior se move para a direita em relação ao superior). Esse tipo de movimento é chamado 
sinistrógrado porque um observador que, de um lado da falha, olhe na sua direção vê o outro lado se mover para a esquerda. Esse 
movimento não pode ocorrer na situação esquematizada nesta figura, porque implicaria afastamento contínuo dos segmentos da 
cadeia meso-oceânica. b. Movimento transcorrente com o bloco superior movendo-se para a direita em relação ao bloco inferior 
(movimento destrógrado). Nesse movimento, é possível acomodar a expansão do assoalho oceânico sem mover lateralmente as 
dorsais. c. O segmento A da cadeia meso-oceânica está abaixo da fratura e o segmento B, acima dela. Nessa situação, o movimento 
destógrado produz um afastamento contínuo dos segmentos da dorsal. d. O movimento sinistrógrado permite acomodar os 
movimentos das falhas sem deslocar a dorsal. Os mecanismos focais esquematizam o tipo de escorregamento tanto nas dorsais 
quanto nas falhas transversais. Falhas com essa característica são chamadas falhas transformantes.
a
c d
b
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9 Tectônica de Placas
As falhas transformantes são chamadas de limites conservativos de placa. Nesses limites, 
movimentos laterais entre as placas são acomodados e não há adição nem remoção de 
material das placas.
Margens continentais do tipo arco de ilha e do tipo andino representam limites onde duas 
placas se movimentam em sentidos opostos ou convergem uma em direção à outra. Limites 
de placa desse tipo são chamados limites convergentes de placa e são caracterizados por uma 
sismicidade muito alta. Existe um segundo tipo de limite convergente de placas chamado 
zona de colisão continental, que é menos comum. Arcos de ilha e margens do tipo andino 
representam mais de 90% dos limites convergentes.
Figura 9.14: Exemplo de falha 
transformante: zona de fratura 
Chain no Atlântico Equatorial. 
O mecanismo focal de um 
sismo ocorrido ao longo da 
falha transformante mostra um 
escorregamento destrógrado.
Figura 9.15: Esquema de margem 
continental do tipo andino. O atrito entre 
as placas gera zonas deformação nas 
duas placas com o escorregamento de 
falhas predominantemente reversas.
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Geofísica
Nas margens continentais do tipo andino e em arcos de ilha, o movimento convergente é 
acomodado fazendo com que uma placa litosférica seja cavalgada pela outra. Isso significa que, 
nesses limites, o contato entre as placas força uma a deslizar por baixo da outra, mergulhando 
no manto superior. Esse processo, conhecido como subducção, consome sempre a litosfera 
oceânica, compensando o espalhamento que ocorre nos limites divergentes. Esse processo 
limita a idade da crosta oceânica a cerca de 200 milhões de anos.
 No caso de margens do tipo andino, a placa continental, composta por material menos denso, 
cavalga sobre a placa oceânica mais densa. Tipicamente, o ângulo de mergulho da placa oceânica 
varia entre 30° e 50°, produzindo uma zona de atrito entre as placas onde movimentos reversos 
de falha geram terremotos de grande magnitude como, por exemplo, o terremoto do Chile em 
1960, que teve magnitude 9,5, calculada com base no momento sísmico (Figura 9.15). 
Atividade sísmica rasa e intermediária, associada a movimentos reversos de falha, ocorre 
também no lado continental das zonas de subducção. Essa sismicidade é decorrente de processos 
de compressão da borda da litosfera continental (Figura 9.16). 
Parte da sismicidade observada nas zonas de convergência é associada à deformação da placa 
em subducção. A Figura 2.12 do texto 2 (Sismicidade) mostra a distribuição vertical dos focos 
dos terremotos ocorridos em um segmento da costa oeste da América do Sul, aproximadamente 
alinhado com o paralelo 20° S. O desenho da placa em subducção, que mergulha com uma 
inclinação de aproximadamente 30°, é mais ou menos claro na figura. Os mecanismos focais 
dos terremotos gerados nas placas em subducção refletem, pelo menos em parte, a resistência 
Figura 9.16: Nas margens continentais 
do tipo andino, toda a borda continental 
é deformada. Terremotos rasos, com 
profundidade de até 30 km e com escor-
regamento reverso, são comuns.
198 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
9 Tectônica de Placas
que o manto sublitosféricooferece ao mergulho da placa oceânica. Essa resistência depende do 
comportamento reológico do material do manto, que é assunto da próxima aula. Os autores 
pedem um pouco de paciência aos leitores até que se possa explicar a origem dos diferentes 
mecanismos focais dos sismos produzidos na placa em subducção.
9.4 A tectônica sobre a esfera
O movimento das placas tectônicas ocorre, com boa aproximação, sobre uma esfera. 
As placas foram definidas como segmentos irregulares de calotas esféricas que se movimentam, 
umas em contato com as outras, sobre o globo terrestre. 
O movimento de uma calota sobre uma esfera pode ser sempre descrito por uma rotação 
em torno de um eixo que passa pelo centro da esfera. Isso significa que o movimento relativo 
entre duas camadas sobre uma esfera pode ser descrito como uma rotação em torno de um eixo 
apropriado. Esse resultado é conhecido como teorema de Euler. Em 1967, McKenzie e Parker2 
aplicaram o teorema de Euler para determinar o polo de rotação da placa do Pacífico em 
relação à placa da América do Norte, usando como observação as direções de escorregamento 
da falha de Santo André, na Califórnia, e da falha que deu origem ao terremoto do Alaska em 
1967 (terremoto da ilha de Kodiak). O polo de rotação obtido (50° N e 85° W) fixa o movi-
mento relativo das duas placas e todas as direções de escorregamento de falhas dos terremotos 
na placa do Pacífico, que deveriam ocorrer ao longo de círculos paralelos traçados em torno 
desse polo. O resultado foi comparado com as direções de escorregamento obtidas da solução 
de mecanismo focal de 80 terremotos confirmando a previsão. O mesmo resultado foi obtido 
para as outras regiões do globo terrestre.
A orientação de um limite de placa em relação ao seu polo de rotação determina a natureza 
do movimento nesse limite. No caso de limites paralelos aos círculos paralelos traçados em 
torno do polo de rotação, o movimento relativo entre as placas é transformante. Se o limite de 
placa for perpendicular aos paralelos, o movimento relativo é divergente ou convergente.
A aplicação do teorema de Euler fornece um critério objetivo para reconstruções paleoge-
ográficas feitas assumindo-se como válida a teoria da tectônica de 
placas. A reconstrução da posição da América do Sul, do Norte, da 
Europa e da África formando um único continente a 290 Ma, feita 
por Bullard e colaboradores3, foi obtida dessa forma.
2 D.P. McKenzie, R.L Parker, 1967, “The 
North Pacific: an example of tectonics on a 
sphere. Nature, 216, 1276-1280.
3 E.C. Bullard, J.E.Everett, A.G. Smith, 1965, 
“The fit of continents around the Atlantic”. 
Philosophical Transactions of the Royal Society 
of London, A-258, 41-51.
199Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
9.5 Conclusão
O conjunto de evidências geofísicas e geológicas apresentadas em favor da teoria da 
tectônica de placas está longe de ser completo. No entanto, espera-se que os argumentos 
apresentados tenham mostrado que essa teoria foi proposta de forma coerente, permitindo fazer 
uma série de previsões, que foram, posteriormente, confirmadas pela observação, e permitiu 
também compreender de forma unificada observações geológicas, geofísicas, paleontológicas e 
paleoclimáticas, que, de outra forma, seriam difíceis de serem interpretadas em conjunto.
Referências 
E. C. Bullard, J.E. EvErEtt, A. G. Smith, 1965, The fit of continents around the Atlantic. 
London, A-258, 41-51.
D. P. mckEnziE, R.L. ParkEr; The North Pacific: an example of tectonics on a sphere. 
Nature, 1276-1280.
 
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	9.1 Elementos de determinação do movimento de falhas durante um terremoto
	Referências 
	9.5 Conclusão
	9.4 A tectônica sobre a esfera
	9.3 Placas tectônicas e limites de placas
	9.2 Tectônica de placas: o conceito geral