11 - Geodinâmica

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Fernando Brenha Ribeiro
Eder Cassola Molina
Licenciatura em ciências · USP/ Univesp
11.1 Introdução
11.2 Os limites de placa
11.3 As forças que agem sobre as placas tectônicas
11.4 Orogênese: a formação de cadeias montanhosas
11.5 Conclusão
Referências
Ge
of
ís
ic
a11GEODINÂMICA
263Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
11.1 Introdução
Nos sete textos iniciais desta disciplina, parte das diferentes disciplinas que compõem a 
geofísica foi apresentada de forma estanque: a sismologia e a estrutura geral da Terra, que é 
consequência da observação da propagação das ondas sísmicas, foram introduzidas nos textos 
dois Sismicidade, três Ondas elásticas no interior da Terra e quatro Ondas sísmicas e 
o interior da Terra. O campo de gravidade terrestre foi discutido no texto cinco O Campo 
de Gravidade Terrestre e o campo magnético da Terra foi discutido no texto seis O Campo 
Magnético Terrestre. No texto sete A Crosta, a estrutura da parte mais externa da Terra-
crosta e manto superior foi apresentada com maior detalhe.
A partir do oitavo texto Os Movimentos dos Continentes, foi alterado o enfoque em 
que os temas são discutidos. Nos sete textos iniciais, foi fornecida uma visão essencialmente 
estática do interior do planeta, embora alguns aspectos dinâmicos tenham sido mencionados 
quando se discutiu o tema sismicidade. Os três textos seguintes foram dedicados à apresentação 
de uma visão essencialmente dinâmica desse interior. As evidências de que segmentos da super-
fície da Terra se movimentam, uns em relação aos outros, começaram a ser discutidas no texto 
oito O Movimento dos Continentes e o texto nove Tectônicas de Placas apresentou, 
formalmente, a Teoria da Tectônica de Placas e definiu o conceito de placa litosférica. O texto 
dez As forças que impulsionam as placas litosféricas discutiu os aspectos da física que 
permitem entender como os movimentos das placas litosféricas são possíveis e introduziu uma 
disciplina da geofísica, o estudo do fluxo de calor proveniente do interior do planeta, ou do 
fluxo térmico terrestre, como se diz no Brasil, que não havia sido considerada nos textos iniciais. 
O objetivo deste texto final é resumir os diferentes aspectos da dinâmica interna da Terra 
(ou da geodinâmica), que foram apresentados, de forma mais ou menos dispersa, ao longo 
do texto, tendo como guia o esquema proposto pela Teoria da Tectônica de Placas. No que 
vamos discutir a seguir, para clareza do texto, foi necessária alguma superposição, ou até mesmo 
repetição, de temas tratados anteriormente.
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11.2 Os limites de placa
A Figura 11.1 identifica as principais placas litosféricas que cobrem a superfície da Terra: 
Eurasiana, Africana, placa da Anatólia, Árabe, Indiana, placa da Austrália, placa da Antártica, 
placa da Scotia, Sul-americana, placa do Caribe, Norte-americana, placa de Juan de Fuca, placa 
de Cocos, placa de Nazca, placa do Pacífico e placa das Filipinas. Existe, na literatura, alguma 
discordância sobre a identificação das diferentes placas. Alguns autores, por exemplo, não identi-
ficam a placa da Anatólia, mas mencionam a existência de uma placa Somali no leste da África. 
A borda oeste dessa placa seria o grande rift continental do leste da África. Outros autores 
definem de forma clara a placa da Anatólia e não mencionam a placa Somali. Alguns autores 
ainda definem uma placa da Carolina entre a placa das Filipinas, ao norte e a oeste, a placa do 
Pacífico ao leste e a placa da Austrália ao sul (Figura 11.2).
Figura 11.1: Principais placas que compõem a litosfera terrestre: 1 – Africana, 2 – Antártica, 3 – Árabe, 
4 – Australiana, 5 – placa do Caribe, 6 – placa de Cocos, 7 – Eurasiana, 8 – Indiana, 9 – placa de Juan de Fuca, 
10 – placa de Nazca, 11 – Norte-americana, 12 – placa do Pacífico, 13 – placa das Filipinas, 14 – placa da Scotia, 
15 – Somali, 16 – Sul-americana, 17 – placa da Anatólia. Além dessas placas principais, existem microplacas, princi-
palmente entre a borda sudeste da placa Eurasiana e a borda sudoeste da placa do Pacífico. Alguns autores definem 
ainda uma placa das ilhas Carolinas entre as placas Australiana, das Filipinas e do Pacífico, na altura do Equador, 
latitude 0o (mapa base The Earth’s Fractured Surface, National Geographic Maps, 1999, com modificações e adições).
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Geofísica
Além das placas principais, existem, principalmente no sudeste asiático, regiões definidas 
como microplacas tectônicas: a microplaca de Burma, entre a fossa oceânica de Java e o litoral 
sul das ilhas de Sumatra e Java; a microplaca das Marianas entre as fossas oceânicas das Ilhas 
Marianas e de Izu-Bonin, a leste, e a depressão das Marianas1 a oeste; e as microplacas de Tonga, 
das ilhas Fiji, das ilhas Bismarck e das ilhas Solomon, identificadas 
pelos nomes dos arquipélagos correspondentes, entre as placas da 
Austrália e do Pacífico (Figura 11.2).
1 Os termos “fossa oceânica” e 
“depressão oceânica” estão sendo usados 
aqui antes de serem definidos. A definição 
formal desses termos será apresentada 
alguns parágrafos abaixo
Figura 11.2a: Microplacas do sudeste asiático 
e do sudoeste do Pacífico: I – microplaca de 
Burma, II – microplaca das Marianas, 
III – microplaca de Tonga, IV – microplacas das 
ilhas Fiji, V – microplaca das ilhas Bismarck, 
VI – microplaca das ilhas Solomon. 
Figura 11.2 b: A placa das ilhas Carolinas é 
definida por alguns autores entre a placa das 
Filipinas, ao norte e a oeste, a placa do Pacífico 
ao leste e a placa da Austrália ao sul, na altura 
da latitude 0o (recortado do mapa base The 
Earth’s Fractured Surface, National Geographic 
Maps, 1999, com simplificações).
b
a
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11 Geodinâmica
Os limites entre as placas, ou as bordas das placas como são algumas vezes chamados, são iden-
tificados como divergentes, onde as placas litosféricas se afastam umas das outras, essencialmente 
as cadeias meso-oceânicas e, eventualmente, o grande rift continental da África; convergentes, 
onde as placas litosféricas colidem entre si, como, por exemplo, na costa leste, a América do Sul e 
o limite norte da placa Indiana; transformantes, onde as placas deslizam uma em relação à outra, 
como, por exemplo, na costa da Califórnia, a famosa falha de Santo André (Figura 11.3).
Algumas placas têm limites mal definidos no que diz respeito às características das bordas. 
Por exemplo, o limite entre a placa Indiana e a placa da Austrália consiste em uma faixa com 
uma largura muito grande, variando entre centenas e milhares de quilômetros2, onde as 
deformações ocorrem de forma difusa. Na realidade, alguns autores não 
separam as duas placas e definem uma única placa Indo-Australiana. O 
mesmo ocorre com o segmento sudoeste do limite entre a placa Somali 
e a placa Africana3, localizado no oceano Índico, um pouco ao leste do 
cabo da Boa Esperança na África do Sul. Outro exemplo é o limite 
entre a placa da América do Norte e a placa da América do Sul, 
Figura 11.3: Distribuição dos diferentes tipos de limites de placa sobre a superfície da Terra: em 
vermelho, zonas de espalhamento do assoalho oceânico e extensas zonas continentais carac-
terizadas por grandes falhamentos normais (rifts continentais); em azul, zonas de convergência 
entre placas litosféricas; em preto, falhas transformantes; em verde, tracejado com o símbolo 
de interrogação em verde, zonas de deformação com caráter indefinido; faixas pontilhadas 
com pontos verdes, zonas de deformação difusa, dispersa em áreas significativas, com caráter 
indefinido. Os números correspondem aos da legenda da Figura 11.1, onde as diversas
placas 
são identificadas. 
2 Ver “The Earth’s Fractured Surface”, 
National Geographic Maps, The 
National Geographic Society, 1999.
3 Quando a placa Somali é definida 
e destacada da placa Africana, alguns 
autores chamam o restante da placa 
Africana de placa Núbia. Para evitar um 
acúmulo exagerado de nomes e termos, 
será mantido o nome placa Africana 
para esse segmento da litosfera.
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Geofísica
aproximadamente na altura do paralelo 15o N. Parte do limite entre a placa Somali e a placa 
Africana é mal definida e tem posição incerta, o mesmo ocorrendo com o limite entre a placa 
da América do Norte e a Eurasiana, no extremo nordeste da Rússia. 
Os limites de placas divergentes são, principalmente,as bordas de placa onde a crosta oceânica 
é produzida e, por isso, são chamados de limites construtivos. As cadeias meso-oceânicas são 
grandes fraturas, onde ocorre a injeção do magma basáltico que irá formar as rochas extrusivas 
observadas na superfície do assoalho oceânico dessas regiões e os diques que formam a maior 
parte do volume da crosta oceânica ao longo das cadeias. O eixo das cadeias é caracterizado 
por uma topografia elevada em relação às bacias oceânicas adjacentes (~2.000 m de diferença 
de profundidade entre os dois ambientes) e pela presença de grande atividade sísmica. Essa 
atividade está associada principalmente a falhas normais, onde se manifesta através da ocorrência 
de sismosrasos e de profundidade intermediária e com magnitude moderada, entre 5,0 e 6,0 
(Figuras 2.3, 2.9 e 2.11). Ao lado da atividade sísmica intensa, também são observados altos 
valores de fluxo de calor (ver texto 10 As forças que impulsionam as placas tectônicas). 
O grande rift continental do leste da África tem sido interpretado como limite divergente, em 
estágio inicial, entre a placa da África e a placa Somali. 
Os limites de placas convergentes são bordas onde as placas litosféricas colidem, o que 
significa que a velocidade relativa entre as placas tem uma componente de aproximação na 
direção perpendicular ao limite entre elas. No texto 2 Sismicidade, foram descritas a margem 
continental do tipo andino e os arcos de ilha. Esses dois ambientes são limites convergentes de 
placa, algumas vezes chamados de limites destrutivos, porque neles a placa oceânica é consumida. 
Um pouco mais adiante a forma como a placa é consumida será descrita em maior detalhe. 
O terceiro ambiente de convergência de placas litosféricas corresponde à colisão de duas placas 
onde se opõem na zona de convergência dois segmentos litosféricos que contêm crosta 
continental. Uma grande fração do cinturão de atividade sísmica que se estende dos Açores no 
Atlântico Norte até o território de Mianmar, antiga Birmânia, no 
leste da Ásia (descrito no texto 2 Sismicidade), é composta por 
ambientes tectônicos4 desse tipo. Os Alpes e o Himalaia são 
cordilheiras geradas nesse ambiente.
As zonas de convergência que envolvem segmentos da litosfera 
que contêm crosta oceânica podem ser agrupadas em três categorias. 
A primeira engloba as zonas de convergência onde a interação entre 
4 A palavra tectônica deriva do grego clássico 
tektoniké, que significa a arte de construir. Essa 
palavra é utilizada para nomear a área das 
Ciências da Terra,que estuda as deformações 
da litosfera, as suas causas e a geração das 
feições fisiográficas, cadeias montanhosas 
e bacias, por exemplo, decorrentes dessa 
deformação. Ambiente tectônico se refere a 
uma região onde ocorre um determinado tipo 
de processo de deformação ou um conjunto 
de processos associados.
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11 Geodinâmica
as placas ocorre entre segmentos da litosfera que contêm apenas crosta oceânica,ou seja, muito 
longe de massas continentais. Nesse ambiente, um dos segmentos de litosfera mergulha em direção 
ao manto superior, em um processo conhecido como subducção da placa oceânica, enquanto o 
outro segmento se mantém na superfície. Nesse segundo segmento, desenvolve-se um arquipélago 
com forma de arco de ilhas vulcânicas, grosseiramente semelhante a um croissant. Os exemplos desse 
tipo de ambiente, ou zona de subducção, são muitos e a maioria está identificada na Figura 11.4: 
o limite leste da placa de Scotia, no sul do Atlântico Sul, o arco das Antilhas Menores, entre o 
Atlântico e o Mar do Caribe, o arco de ilhas Tonga-Kermadec ao norte da Nova Zelândia e os 
arcos de ilhas Vanuatu e Solomon, no sudoeste do Pacífico entre a Nova Guiné e a Nova Zelândia, 
os arcos das IlhasMarianas eFilipinas, no leste do oceano Pacífico.
A segunda categoria envolve a oposição de um segmento de litosfera que contém apenas 
crosta oceânica e um segmento que contém crosta continental próxima à borda da placa em 
que também se desenvolve, no segmento que contém crosta continental, um sistema de arcos 
de ilha separado do continente por uma bacia marginal. Nesse ambiente, o segmento litosférico 
que contém crosta oceânica entra em subducção. Os arcos de ilha do Japão, das ilhas Kurilas e 
das ilhas Aleutas são os principais exemplos.
Figura 11.4: Zonas de convergência indicadas pelos contornos em azul (ver o significado das 
demais cores na legenda da Figura 11.3): I – interação entre segmentos que contêm apenas 
crosta oceânica, II – interação entre um segmento de litosfera que contém crosta oceânica 
e um segmento de litosfera que contém crosta continental, com o desenvolvimento de uma 
bacia marginal, III – interação entre um segmento de litosfera que contém crosta oceânica e um 
segmento de litosfera que contém crosta continental, sem a presença de uma bacia marginal 
(tipo andino). Os segmentos em azul e não identificados correspondem a zonas de colisão 
continental como o Himalaia, por exemplo. Os números em algarismos arábicos correspondem à 
identificação das placas feita na Figura 11.1.
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Geofísica
A terceira categoria envolve a colisão de um segmento de litosfera que contém apenas crosta 
oceânica, que entra em subducção, e um segmento que contém crosta continental, mas neste 
caso não há o desenvolvimento de arco de ilhas nem de uma bacia marginal. O contato entre 
os segmentos litosféricos é muito próximo à separação entre a bacia oceânica e o continente 
emerso. O exemplo típico desse tipo de zona de colisão é dado pela costa oeste da América do 
Sul e da América Central. Outros exemplos são as regiões da Cascádia e do Alaska, no noroeste 
da América do Norte. Em alguns casos, o contato ocorre coma crosta continentalrecoberta por 
um mar raso. Esse é o caso, por exemplo, do mar de Andaman, próximo à península da Malásia 
e da ilha de Sumatra onde o contato entre as placas da Eurásia e Indo-australiana está pratica-
mente localizado no litoral sul das ilhas de Java e Sumatra (Indonésia).Convém lembrar aqui 
que a tectônica dessa região em particular é complexa, envolvendo, além das placas principais 
da região, a microplaca de Burma. Outro exemplo ocorre ao sul do segmento leste da trincheira 
de Java e ao sul da trincheira da Nova Guiné, onde se localizam o golfo da Carpentária e um 
segmento extenso da plataforma continental do norte da Austrália.
Os três ambientes apresentam dois aspectosestruturais comuns (Figuras 11.5, 11.6 e 11.7). 
O primeiro aspecto é a presença, no lado da litosfera em subducção, de uma estrutura alongada 
com forma de uma calha profunda no assoalho oceânico, conhecida como fossa oceânica. 
Trata-se de uma faixa estreita, tipicamente com uma largura da ordem de algumas dezenas 
de quilômetros e com profundidades de 8.000 a 11.000 metros. A fossa das ilhas Marianas é a 
mais profunda e aque se tornou popularmente famosa quando o seu fundo foi
atingido, pela 
primeira vez na década de 1950, pelo batiscafo projetado pelo físico suíço, Auguste Piccard. 
Associado ao termo “fossa oceânica” existe o termo “depressão oceânica”. Trata-se de uma 
estrutura similar, mas mais rasa.
Figura 11.5a: Perfil de profun-
didade perpendicular ao arco 
das Ilhas Marianas. A fossa das 
Marianas é bem evidente a leste 
do arco de Ilhas. A oeste do 
arco aparecem, em sequência, 
a bacia de retroarco e o início da 
bacia marginal correspondente 
ao Mar das Filipinas.
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11 Geodinâmica
O segundo aspecto estrutural comum é a presença, caminhando em direção ao interior da 
placa que não entra em subducção, de uma faixa paralela à fossa oceânica, com uma largura de 
várias centenas de quilômetros, onde ocorre atividade vulcânica e plutônica. No caso dos arcos 
de ilha, esquematizado nas Figuras 11.5 e 11.6, essa região corresponde às ilhas vulcânicas e 
ao volume da litosfera afetado pelo plutonismo associado ao vulcanismo.
Figura 11.5b: Perfil esquemático 
da litosfera na região do arco 
das Ilhas Marianas e perfil 
esquemático da variação do 
fluxo de calor na região.
Figura 11.6a: Perfil de profundidade perpendicular ao arco do Japão, na altura do paralelo xxo.
271Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
Atrás dos arcos de ilha, a litosfera se afina por processos de distensão, formando uma bacia sedimentar 
algumas vezes chamada de bacia de retroarco. No caso das zonas de subducção formadas sobre o 
assoalho oceânico, o afinamento crustal pode gerar em alguns casos, como no arco das ilhas Marianas, 
uma zona de expansão de assoalho oceânico. A Figura 11.5a apresenta a variação da topografia ao 
longo de um perfil perpendicular a esse arco de ilhas. A Figura 11.5b representa esquematicamente a 
estrutura do arco das ilhas Marianas e um perfil do fluxo de calor, onde as zonas de atividade magmática 
e de expansão oceânica ficam bem marcadas.Outros arcos de ilha formados na litosfera oceânica, como 
o arco das Antilhas Menores, não apresentam zonas de expansão de assoalho oceânico.
Figura 11.6b: Perfil esquemático da litosfera na região do arco do Japão nessa região. O arco de ilha se desenvolve 
sobre a litosfera continental, mas entre o continente eurasiano e o arco de ilha se desenvolveu uma bacia oceânica 
marginal, com litosfera característica. Aproximando-se do arco de ilha pelo oceano Pacífico existe uma fossa 
oceânica, que, ao contrário do que ocorre nas ilhas Marianas, acumula sedimentos em um prisma de acreção.
Figura 11.7: Perfil esquemático da litosfera na costa do Chile na mesma região. Aproximando-se da costa 
oeste da América do Sul existe, próximo à linha de costa, uma fossa oceânica, sem prisma de acreção ou 
bacia de antearco. A cordilheira dos Andes, que é formada em parte pela deformação da crosta continental 
sul-americana e de sedimentos depositados na margem continental, é local também de intensa atividade 
magmática, vulcanismo e plutonismo. Avançando em direção ao interior da América do Sul desenvolve-se uma 
zona de deformação intensa, a chamada pré-cordilheira e uma bacia de retroarco continental.
272 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
11 Geodinâmica
As bacias marginais, definidas como no texto 7 A Crosta, podem ser subdivididas, em 
função da distância do contato entre as duas litosferas oceânicas, em três segmentos distintos: 
bacia marginal ativa, que corresponde à bacia de retroarco, bacia marginal inativa, mas caracte-
rizada por valores altos de fluxo de calor, e bacia marginal inativa, caracterizada por um fluxo 
de calor normal. Essa variação de fluxo de calor pode ser observada na Figura 10.10f.
A definição adotada de bacia marginal é a dada, por exemplo, 
por K.C. Condie5, enquanto outros autores6 se referem a bacias 
marginais e a bacias de retroarco, desenvolvidas em litosfera oce-
ânica, como se fossem equivalentes. O leitor precisa ficar atento a 
isso quando consultar a literatura. 
No ambiente do tipo andino (Figura 11.7, ver também o perfil topográfico da Figura 2.8), 
a atividade vulcânica ocorre sobre o continente emerso na região onde se forma uma cadeia 
montanhosa de altas elevações. Caminhando da fossa oceânica em direção ao continente, desen-
volvem-se, após a cadeia montanhosa, bacias sedimentares de retroarco.
Convém aqui introduzir uma palavra de precaução. No texto 7 
A Crosta, as bacias marginais foram definidas como os segmentos de 
crosta oceânica contidos entre dois arcos de ilha ou entre um arco de 
ilha e uma margem continental. O primeiro caso foi exemplificado 
pelo mar das Filipinas e o segundo, pelo mar de Okhotsk. Muitas das 
bacias de retroarco definidas no parágrafo anterior coincidem com a 
definição adotada de bacia marginal. Esse é o caso do mar de Okhotsk 
e do mar do Japão. Em outros casos, como no do mar das Filipinas, 
usando a definição adotada de bacia marginal, os dois conceitos não 
coincidem: abacia de retroarco, próxima ao arco das ilhas Marianas, que 
está inserida dentro de uma bacia marginal maior.
5 Condie, K.C. Plate Tectonics and 
Crustal Evolution. 2. ed. Pergamon Press, 
1991;Moores, e.M; Twiss, r.j. Tectonics. W.H. 
Freeman and Company, 1995.
6 Lowrie, W. Fundamentals of Geophysics. 
Cambridge University Press, 1997; FrisCh, w.; 
MesChede, M.; BLakey, R. Plate tectonics: 
continental drift and mountain building, 
Springer-Verlag, 2011.
É importante ter em conta que a classificação das bacias sedimentares, do 
ponto de vista tectônico, é assunto de debate atual e é possível que, em um 
futuro próximo, a forma de classificar as bacias seja revista e modificada. 
273Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
As fossas oceânicas recebem continuamente umaporte de sedimentos: sedimentos 
depositados nas bacias oceânicas e transportados pela placa em subducção e sedimentos de 
origem continental. Parte dos sedimentos é carregada em direção ao manto sublitosférico e a 
quantidade de sedimento acumulada nas fossas depende do balanço entre o fornecimento de 
sedimentos e a sua remoção por processos tectônicos. Algumas fossas oceânicas, como a das ilhas 
Marianas, não acumulam significativamente sedimentos. Por outro lado, algumas fossas, como 
a existente na costa do noroeste dos Estados Unidos (Cascádia), são completamente atulhadas 
de sedimento. A fossa oceânica, nesse caso, não existe como feição topográfica, e o sedimento 
acumulado tende a se nivelar com o sedimento depositado na placa em subducção.
Nas fossas oceânicas que acumulam sedimentos, o sedimento carregado pela placa em sub-
ducção é como que raspado da superfície da placa, formando sobre a outra placa um depósito 
de sedimentos dobrados, conhecido como prisma de acreção (Figura 11.8). Esse depósito, que 
forma uma topografia elevada paralela ao eixo da fossa oceânica, pode servir como barreira para 
sedimentos vindos do continente, que se depositam, formando uma bacia sedimentarentre a 
linha de costa e a fossa oceânica, algumas vezes chamada de bacia de antearco. 
Figura 11.8: Prisma de acreção formado por um depósito de sedimentos dobrados e deformados 
que foram como que raspados da superfície da placa em subducção. Esse depósito forma uma 
topografia elevada paralela ao eixo da fossa oceânica que serve como barreira para sedimentos 
vindos do continente e que se depositam, formando uma bacia sedimentar entre a linha de costa 
e a fossa oceânica, algumas vezes chamada de bacia de antearco. 
274 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
11 Geodinâmica
O segmento central da costa oeste da América do Sul, que corresponde, em linhas gerais, 
à zona de subducção da placa de Nazca, não apresenta a formação de prisma de acreção. 
O mesmo acontece
com o arco das ilhas Kurilas e das ilhas Marianas. A Figura 11.9 indica as 
zonas de subducção que não apresentam essa feição.
A colisão de dois segmentos litosféricos que contêm crosta continental leva ao desenvolvi-
mento de um ambiente tectônico diferente dos três ambientes que acabaram de ser discutidos. 
A Figura 11.10 esquematiza esse ambiente. Em um primeiro estágio do processo, as massas 
continentais são separadas por, pelo menos, um segmento que contém crosta oceânica, que 
entra em subducção. À medida que o processo se desenvolve no tempo, as massas continentais 
se aproximam e colidem. Os segmentos das placas continentais que contêm crosta continental, 
ao contrário do que acontece com os segmentos que contêm crosta oceânica, não entram em 
subducção. Como resultado as duas massas continentais são comprimidas e como que soldadas 
uma à outra. A placa em subducção se rompe, interrompendo o mecanismo inicial do processo, 
enquanto a compressão da região permanece ativa. O resultado é uma litosfera deformada com 
uma estrutura complexa, cuja descrição é difícil e não será discutida aqui.
Figura 11.9: Identificação das zonas de subducção que apresentam (azul) e não apresentam (verde) 
prisma de acreção. Os demais contornos têm a posição indicada, mas não são identificados. 
Os números expressos em algarismos arábicos correspondem aos da legenda da Figura 11.1 onde 
as diversas placas são identificadas.
275Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
Figura 11.10: Dois segmentos de litosfera 
que contêm crosta continental, separados 
por um segmento oceânico, se aproximam. 
O segmento continental da litosfera em 
subducção contém um cráton, que corresponde 
a uma região antiga com uma raiz fria e 
comparativamente mais rígida do que a de 
outro segmento. b) O oceano se fecha e o 
processo de colisão se inicia. c) Com a raiz 
cratônica ainda afastada da frente de colisão, 
ambas as litosferas continentais se encurtam 
através de um processo de deformação 
intensa, caracterizada por alta sismicidade e 
metamorfismo. d) Com a aproximação da raiz 
cratônica, a resistência da litosfera aumenta e a 
deformação migra para o interior da outra placa.
276 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
11 Geodinâmica
O exemplo mais conhecido desse tipo de ambiente de colisãoé o norte da península da Índia, 
que além da própria República da Índia inclui parte do Paquistão e Bangladesh. A placa da Índia, 
ou a placa Indo-australiana, estaria inicialmente em subducção sob a placa Eurasiana. Quando 
as massas continentais colidiram, os esforços desenvolvidos geraram, na placa Eurasiana,uma 
deformação intensa associada aplutonismo, que elevou,nos limites norte e nordeste da penín-
sula, uma série de cadeias montanhosas, sendo as mais conhecidas as cordilheiras do Himalaia, 
do Karakoram e KünLun. Em direção ao interior da placa Eurasiana,a colisão elevou o planalto 
do Tibete. No noroeste da península, a colisão elevou uma série de cadeias montanhosas entre 
as quaisas cordilheiras do Hindu Kush, do Pamir e do Pamir Meridional, onde hoje se localiza 
parte do Paquistão e do Afeganistão (Figura 11.11).
Figura 11.11: Localização do limite sul da faixa de deformação produzida pela colisão do subcontinente Indiano com a 
Eurásia. Do ponto de vista morfológico, a deformação se manifesta através de uma sequência de cordilheiras, sendo 
as mais conhecidas as cordilheiras do Himalaia, do Karakoram e KünLun. Em direção ao interior da placa Eurasiana, 
a colisão elevou o planalto do Tibete. No noroeste da península indiana, a colisão elevou uma série de cadeias 
montanhosas entre as quais as cordilheiras do Hindu Kush, do Pamir e do Pamir Meridional. A figura mostra também 
a posição das principais falhas de empurrão (reversas) e transcorrentes ativas na região e zonas de sutura, que são 
falhas antigas que delimitam diferentes blocos continentais, que foram justapostos pela convergência das placas 
tectônicas (figura redesenhada de E.M. Moores e r.J. Twiss Tectonics, 1995, W.H. Freeman and Company).
277Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
A colisão da península da Índia com a placa Eurasiana teve consequências tectônicas impor-
tantes, além da formação dessas cadeias montanhosas e do Tibete. A propagação dos esforços 
gerados na colisão foi fator determinante na evolução tectônica de toda a porção sul-sudeste 
da Ásia nos últimos 50 Ma a 60 Ma, com a deformação estendendo-se ao norte, atingindo o 
sul da Rússia, ao leste e a sudeste da Eurásia. A distribuição dos sismos de magnitude grande 
e moderada, que ocorrem nessa região (Figura 2.3), indica que o processo de deformação 
permanece ativo. A posição atual em superfície do contato entre as duas placas corresponde, 
grosseiramente, ao sopé e parte das encostas das cadeias montanhosas que bordejam o norte da 
península da Índia (Figura 11.11).
11.3 As forças que agem sobre 
as placas tectônicas
No texto 10 As forças que impulsionam as placas tectônicas foram discutidos, de 
uma forma geral, os processos físicos que, em última análise, permitem que a Terra tenha uma 
dinâmica interna. A convecção térmica, com o manto em estado sólido, foi identificada como 
o grande motor dessa dinâmica, e a origem dos processos tectônicos observados em superfície 
foi associada à ação desse motor.
Em um fluido homogêneo em convecção livre, a força que induz o movimento é a força 
da gravidade. A gravidade age diretamente sobre qualquer elemento de volume que possa 
ser idealmente isolado dentro do fluido. Por outro lado, a gravidade atua também de forma 
indireta, uma vez que a força de flutuação(ou o empuxo) corresponde ao peso do volume do 
fluido circundante que é deslocado pelo movimento do elemento imaginariamente isolado 
(princípio de Arquimedes).
A convecção que ocorre no manto terrestre não é uma convecção inteiramente livre. Existem 
outros processos, além da flutuação induzida pela diferença de temperatura, que possivelmente 
contribuem para manter o manto em convecção. Um desses processos seria a pressão exercida 
pela intrusão dos diques basálticos que formam parte da camada 2 (2B) ou do embasamento 
oceânico. Um outro possível processo é conhecido como empurrão gravitacional.
278 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
11 Geodinâmica
A topografia da superfície das placas é elevada na região das cadeias meso-oceânicas e essa 
topografia se deve à variação lateral da densidade do material que as compõe, induzida pela 
variação da temperatura. Próximo da cadeia, onde o magma basáltico é injetado, a temperatura 
é maior e a densidade menor, e mais afastado a temperatura é menor e a densidade maior. 
A tendência ao equilíbrio isostático (ver texto 1 Sismologia) gera o perfil topográfico.
A elevação das cadeias meso-oceânicas é acompanhada por uma elevação do manto astenos-
férico (Figura 11.12). Por ser plasticamente deformável e parcialmente fundido, o manto aste-
nosférico se comporta aproximadamente como um fluido viscoso e a elevação do manto gera, 
na região das cadeias meso-oceânicas, um perfil vertical de pressão, chamado perfil litostático, 
semelhante ao perfil de pressão de um fluido em repouso no campo gravitacional. A pressão 
litostática exerce uma força perpendicular à interface litosfera–astenosfera. Como a interface 
não é horizontal nessa região, a força exercida pela coluna de fluido tem uma componente 
horizontal, que tende a empurrar lateralmente a placa litosférica. 
.
Figura 11.12: Esquema da origem do chamado “empurrão gravitacional” que atua sobre as bordas das placas 
litosféricas na região das cadeias meso-oceânicas. O manto sublitosférico se aproxima muito do assoalho oceânico, 
gerando uma coluna de material parcialmente fundido
e plasticamente deformável. A pressão litostática dessa 
coluna gera, na interface litosfera-astenosfera uma força que é perpendicular à interface. Como a interface tem uma 
inclinação diferente de zero, próxima ao eixo da cadeia, a força na interface tem uma componente horizontal, que 
empurra lateralmente as placas. Essa força tende a se anular para distâncias grandes do eixo da dorsal, porque a 
interface se torna progressivamente mais próxima da horizontal
279Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
Existem dois tipos de subducção que devem ser identificados. O primeiro é a subducção 
espontânea e o segundo é a subducção forçada7. À medida que um 
segmento de placa litosférica se afasta da cadeia meso-oceânica, a sua 
densidade média aumenta. Para um ponto da litosfera muito afastado 
do centro de espalhamento do assoalho oceânico, a densidade da 
placa se torna maior do que a densidade do topo da astenosfera e tende a afundar, iniciando o 
processo que levará à subducção. A flexão da placa sob a ação do seu peso leva, eventualmente, 
à fratura da placa e um dos segmentos formados entra em subducção, ou seja, afunda no manto 
sublitosférico. Através de uma sequência de processos, onde o aumento da pressão como função 
da profundidade tem um papel importante, o material do segmento da placa em subducção se 
mantém mais denso do que o manto sublitosférico circundante. Nessa situação, a ação da força 
de gravidade é puxar a placa em subducção pelo seu extremo8. A 
subducção que ocorre no arco das ilhas Marianas é um exemplo de 
subducção espontânea.
A subducção forçada ocorre quando um dos segmentos litosféricos que estão em oposição 
ao longo da zona de convergência contém crosta continental. A litosfera sob os continentes 
é, do ponto de vista da sua composição, menos densa do que o manto sublitosférico e, por 
isso, flutua sobre ele. Essa diferença de densidade força o segmento oceânico a afundar sob o 
continental, mesmo que a densidade do segmento oceânico seja menor do que a do manto 
sublitosférico. Com isso, o segmento da placa imediatamente abaixo da litosfera mantém, por 
algum tempo, a tendência de flutuar na astenosfera. Para distâncias maiores, a tendência se altera 
(ver esquema da Figura 11.7).
Ao lado das forças ligadas à ação do campo de gravidade da Terra, agem sobre a placa 
litosférica forças associadas à viscosidade do manto sublitosférico. A direção e o sentido das 
velocidades do manto litosférico e da astenosfera imediatamente abaixo são os mesmos, uma 
vez que se trata de uma única célula de convecção. A ação das forças de natureza viscosa 
depende da relação entre a magnitude da velocidade das placas e a magnitude da velocidade 
do manto sublitosférico logo abaixo da separação entre as duas camadas. Se as forças de origem 
impulsionam as placas a uma velocidade maior do que a do manto sublitosférico, a placa 
arrasta o manto mesmo que haja uma componente do movimento, devido à convecção livre 
e, como consequência, o manto sublitosférico exerce sobre a placa uma força que se opõe ao 
seu movimento. Por outro lado, se o efeito isolado das forças de origem gravitacional não for 
7 Ver, por exemplo, FrisCh, w.; 
MesChede, M.; BLakey, R. Plate tecto-
nics: continental drift and mountain 
building. Springer-Verlag, 2011.
8 Ver, por exemplo, donaLd L. Turcotte 
e Gerald Schubert, “Geodynamics”. 
2. ed. Cambridge University Press, 2002
280 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
11 Geodinâmica
o suficiente para impulsionar as placas litosféricas com a velocidade que elas têm, a convecção 
livre contribui para gerar o deslocamento observado. Nesse caso, a força viscosa age na base da 
litosfera no sentido de reforçar o efeito de tracionar as placas,ou seja, nessa segunda hipótese, as 
duas forças se combinam para movimentar as placas litosféricas. 
À medida que mergulha em direção ao manto superior, a placa litosférica encontra a resistência 
do meio circundante e é submetida a esforços de compressão. Esses esforços acumulados ao longo 
do tempo induzem ao fraturamento da placa e esse fraturamento é observado na superfície pela 
ocorrência de terremotos, sendo muitos de grande magnitude (ver Figuras 2.3 e 2.4).
A Figura 2.12 mostra a distribuição de terremotos como função da profundidade na zona 
de convergência da Placa de Nazca, no norte do Chile. A atividade sísmica fornece uma imagem 
clara da placa em subducção, que pode ser identificada até uma profundidade de aproximada-
mente 600 km e a uma distância horizontal da ordem de 900 km do eixo da trincheira.
A ocorrência dos terremotos mais profundos representa um problema geodinâmico, que ainda 
não foi totalmente esclarecido. Ensaios de laboratório mostram que nas condições de pressão e 
temperatura existentes a profundidades da ordem de 600 km, o material que compõe a litosfera 
oceânica se comporta de forma dúctil e não rúptil. Se isso é verdade, como é o fraturamento se 
processa? Existem modelos que propõem que, nesses terremotos não há, de fato, o desenvolvi-
mento de fraturas, mas um escorregamento brusco, sem ruptura, do material já dúctil da placa. 
Esse escorregamento brusco decorreria do aquecimento devido a um acúmulo localizado da 
deformação, com a consequente diminuição da viscosidade do material que compõe a placa. 
O fim do registro de terremotos que ocorrem sobre as placas em subducção indica que o 
material que as compõe passa a ter o mesmo comportamento reológico do manto sublitosférico 
e, por isso, são incorporadas ao movimento convectivo dessa região. 
Outro processo importante que ocorre nas zonas de subducção é a geração de magma, 
que irá fornecer o material para a atividade vulcânica e plutônica observada nessas regiões. 
A parte superior do material que compõe a litosfera oceânica é composta, em parte, por 
minerais hidratados, que contêm água na sua estrutura cristalina. Esses minerais, que são estáveis 
a pressões e temperaturas baixas, à medida que são submetidos a condições mais extremas 
liberam a água contida na sua estrutura. A água liberada reage quimicamente com o material 
circundante do manto e da própria litosfera em subducção, produzindo metamorfismo e 
baixando a temperatura de fusão de parte dos minerais presentes, o que leva à fusão parcial das 
rochas. Esse material sobe em direção ao segmento da litosfera, que não entra em subducção 
onde se aloja como corpos plutônicos ou extravasa na superfície na forma de lava.
281Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
11.4 Orogênese: a formação de 
cadeias montanhosas
O assunto orogênese e a descrição da formação e evolução geológica das cadeias montanhosas 
são extremamente complexos e ricos em detalhes que variam de local para local. É importante 
ter em conta que o esquema tectônico proposto pela Teoria da Tectônica de Placas prevê e 
explica de uma forma geral, válida para todos os processos orogênicos, aspectos importantes 
desse processo. O primeiro aspecto é a possibilidade de movimentos horizontais de grande 
escala, que permitem justificar, por exemplo, a grande extensão de sedimentos depositados 
de forma horizontal ou sub-horizontal, cujo enrugamento é necessário para a formação de 
cadeias montanhosas como, por exemplo, os montes Apalaches (ver texto1 Sismologia). Outro 
exemplo ainda mais impressionante, que pode ser entendido dentro do esquema da Tectônica 
de Placas,é o encurtamento crustal observado na formação das cadeias montanhosas no norte 
do subcontinente Indiano. Nessa região, estima-se que um segmento da ordem de 2.500 km 
foi encurtado de um fator de pelo menos 5, em um intervalo de tempo que começou há 
60 Ma ou 50 Ma e permanece até hoje. Isso significa uma taxa de encurtamento média
de 
aproximadamente 5 cm por ano.
A origem do material que é retrabalhado nos processos orogênicos também pode ser 
entendida, pelo menos em termos gerais, dentro do esquema proposto pela Tectônica de 
Placas: sedimentos depositados em bacias de antearco e blocos continentais mais antigos que se 
deformam com o processo de colisão entre diferentes placas, por exemplo.
O processo de formação e evolução das cadeias montanhosas do noroeste da América 
do Norte tem sido interpretado como se fosse, em parte, devido à colagem de diferentes 
blocos continentais (ou “terrenos”, como algumas vezes são chamados),muito distintos 
entre si pela sua geologia e separados uns dos outros por um sistema de falhas. Esses 
blocos teriam tido origem muito longe da posição que ocupam atualmente no continente 
norte-americano e o seu transporte ao longo dessas distâncias é difícil de entender fora do 
esquema da Tectônica de Placas.
282 Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
11 Geodinâmica
11.5 Conclusão
Apesar do seu enorme sucesso e da sua aceitação praticamente universal, a Teoria da Tectônica 
de Placas não apresenta uma explicação totalmente satisfatória para todos os processos geoló-
gicos conhecidos. A ocorrência de vulcanismo no interior das placas tectônicas e a sismicidade 
intraplaca são dois exemplos importantes.
A Figura 11.13 apresenta a distribuição das localizações de atividade vulcânica afastadas dos 
limites de placas litosféricas, que são, com frequência, chamadas de pontos quentes. Trata-se de 
uma atividade vulcânica, cuja origem não se enquadra no esquema discutido até o momento. 
Esses locais, além de afastados das bordas de placas, estão associados, nos oceanos, a feições 
topográficas elevadas em relação às bacias oceânicas, cuja origem parece estar associada ao 
movimento da placa sobre uma anomalia de temperatura, em primeira aproximação fixa no 
manto. Os pontos quentes observados atualmente se localizam no extremo dessas feições. 
Figura 11.13: Distribuição dos pontos quentes na superfície da Terra: 1 - Bowie; 2 - Cobb; 3 - Havaí; 4 - Socerro; 
5 - Marquesas; 6 - Samoa; 7 - Society; 8 - Pitcairn; 9 - Austral; 10 - Páscoa; 11 - Galápagos; 12 - São Félix; 13 - Juan 
Fernandez; 14 - Louisville; 15 - Jan Meyen; 16 - Islândia; 17 - Açores; 18 - Bermudas; 19 - Nova Inglaterra; 
20 - Canárias; 21 - Cabo Verde; 22 - Fernando de Noronha; 23 - Ascensão; 24 - Santa Helena, 25 - Martin Vaz; 
26 - Tristão da Cunha; 27 - Discovery; 28 - Shona; 29 - Bouvet; 30 - Afar; 31 - Comores; 32 - Reunião; 33 - Marion; 
34 - Crozet; 35 - Kerguelen; 36 - Austrália Oriental; 37 - Tasmânia; 38 - Lord Howe; 39 - Carolina; 40 - Hoggar; 
41 - Tibesti; 42 - Dafur; 43 - Camarões; 44 - África Oriental; 45 - Yellowstone; 46 - Balleny. Dados de: R.A. Duncan, 
M.A. Richards “Hot spots, mantle plumes, flood basalts and true polar wander”, Reviews of Geophysics, 29, 
31-50, 1991; W. Frisch, M. Meschede, R. Blakey, “Plate tectonics: continental drift and mountain building”, 2011, 
Springer-Verlag.
283Licenciatura em Ciências · USP/Univesp · Módulo 2
Geofísica
A anomalia térmica que dá origem a essas estruturas está, ao que tudo indica, associada 
também a uma forma de convecção do manto, mas de origem profunda, talvez na descontinui-
dade manto – núcleo em uma região ainda mal conhecida, chamada camada D’’. A discussão 
sobre a origem dos pontos quentes e o seu significado geodinâmico não serão tratados aqui. 
Para isso seria necessária a inclusão de um material extenso em um texto introdutório com 
muita informação. 
Embora a Teoria da Tectônica de Placas tenha representado um avanço extraordinário na 
compreensão da evolução do planeta Terra ao longo do tempo, pelo menos desde o Período 
Cambriano, existe ainda um número enorme de questões e problemas a serem resolvidos, a 
começar pela evolução do planeta no início da sua história. Há três ou quatro bilhões de anos 
o calor era gerado, por desintegração radioativa no interior da Terra, a taxas significativamente 
maiores do que a taxa atual. Esse período de tempo corresponde a uma fração importan-
te das meias-vidas dos principais elementos calorígeros existentes no interior do planeta. A 
maior geração de calor implica uma maior temperatura média e propriedades físicas fortemen-
te dependentes da temperatura, como a viscosidade das rochas, significativamente menores. 
A consequência é uma dinâmica interna mais vigorosa e não necessariamente semelhante ao 
que se observa atualmente.
A Tectônica de Placas nasceu, em grande medida, como consequência do desenvolvimento 
da geologia marinha e explica, com bastante detalhe, muitos aspectos da tectônica dos oceanos. 
A geologia dos continentes é muito mais complexa e, comparativamente muito menos conhe-
cida. A origem da sismicidade no interior das placas litosféricas, só para ficar em um exemplo 
simples e importante, é ainda mal conhecida e constitui tema de intensa pesquisa atualmente. 
Conhecer os mecanismos responsáveis pela origem da sismicidade de uma região não é apenas 
um tema de pesquisa acadêmica. Embora não se possa prever, nos dias de hoje, a ocorrência de 
terremotos, e a perspectiva de que isso se torne algum dia possível pareça tão distante ou até 
mesmo impossível, conhecer as causas mais imediatas da atividade sísmica tem consequências 
importantes, por exemplo, para o planejamento energético e urbano de muitos países. 
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11 Geodinâmica
Referências
Condie, K.C.Plate Tectonics and Crustal Evolution. 2.ed.Pergamon Press, 1991.
donaLd L. Turcotte e Gerald Schubert, “Geodynamics”. 2.ed. Cambridge University 
Press, 2002.
FrisCh, w.; MesChede, M.; BLakey, R.Plate tectonics: continental drift and mountain 
building, Springer-Verlag, 2011.
Lowrie, W. Fundamentals of Geophysics. Cambridge University Press, 1997.
Moores, e.M; Twiss, r.J.Tectonics. W.H. Freeman and Company, 1995.
National Geographic Maps. The Earth’s Fractured Surface.The National Geographic 
Society, 1999.
	11.1 Introdução
	11.2 Os limites de placa
	11.3 As forças que agem sobre as placas tectônicas
	11.4 Orogênese: a formação de cadeias montanhosas
	11.5 Conclusão
	Referências