Geologia-e-Geofisica-Do-Petroleo

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Brasília-DF. 
GeoloGia e Geofísica do Petróleo
Elaboração
Daniela de Melo Apoluceno
Produção
Equipe Técnica de Avaliação, Revisão Linguística e Editoração
Sumário
APrESEntAção .................................................................................................................................. 4
orgAnizAção do CAdErno dE EStudoS E PESquiSA ..................................................................... 5
introdução ..................................................................................................................................... 7
unidAdE i
GEOLOGIA GERAL ............................................................................................................................... 9
CAPítulo 1
A GEOLOGIA cOmO cIêncIA E A BuscA dA cOmpREEnsãO dO pLAnEtA tERRA ................... 9
CAPítulo 2
tEmpO GEOLóGIcO ............................................................................................................ 14
CAPítulo 3
FORmAçãO E EvOLuçãO dA tERRA ..................................................................................... 21
CAPítulo 4
tEctônIcA dE pLAcAs E nOçõEs dE GEOLOGIA EstRutuRAL .............................................. 32
CAPítulo 5
mInERAIs, ROchAs E cIcLO dAs ROchAs ............................................................................ 47
CAPítulo 6
ROchAs sEdImEntAREs: pROcEssOs E AmBIEntEs dEpOsIcIOnAIs ....................................... 62
unidAdE ii
GEOLOGIA dE pEtRóLEO .................................................................................................................. 68
CAPítulo 1
ROchAs GERAdORAs E FAtOREs quE cOndIcIOnAm A GERAçãO 
dE hIdROcARBOnEtOs ........................................................................................................ 70
CAPítulo 2
ROchAs REsERvAtóRIO E cARREAdORA .............................................................................. 77
CAPítulo 3
tRApEAmEntO dE hIdROcARBOnEtOs E ROchAs sELAntEs Ou cApEAdORAs ..................... 81
CAPítulo 4
tRInômIO GERAçãO – mIGRAçãO – AcumuLAçãO ........................................................... 82
CAPítulo 5
pOtEncIAL dE hIdROcARBOnEtOs nAs BAcIAs sEdImEntAREs BRAsILEIRAs E nOçõEs dE 
REsERvAs ............................................................................................................................. 84
unidAdE iii
GEOFÍsIcA dE pEtRóLEO ................................................................................................................... 91
CAPítulo 1
pROpRIEdAdEs FÍsIcAs dE ROchAs E FLuIdOs ...................................................................... 92
CAPítulo 2
pERFILAGEm dE pOçOs ....................................................................................................... 97
CAPítulo 3
 métOdOs pOtEncIAIs: mAGnEtOmEtRIA E GRAvImEtRIA, métOdOs ELétRIcOs .................. 109
CAPítulo 4
métOdOs sÍsmIcOs ........................................................................................................... 117
PArA (não) finAlizAr .................................................................................................................... 133
rEfErênCiAS .................................................................................................................................. 134
5
Apresentação
Caro aluno
A proposta editorial deste Caderno de Estudos e Pesquisa reúne elementos que se entendem 
necessários para o desenvolvimento do estudo com segurança e qualidade. Caracteriza-se pela 
atualidade, dinâmica e pertinência de seu conteúdo, bem como pela interatividade e modernidade 
de sua estrutura formal, adequadas à metodologia da Educação a Distância – EaD.
Pretende-se, com este material, levá-lo à reflexão e à compreensão da pluralidade dos conhecimentos 
a serem oferecidos, possibilitando-lhe ampliar conceitos específicos da área e atuar de forma 
competente e conscienciosa, como convém ao profissional que busca a formação continuada para 
vencer os desafios que a evolução científico-tecnológica impõe ao mundo contemporâneo.
Elaborou-se a presente publicação com a intenção de torná-la subsídio valioso, de modo a facilitar 
sua caminhada na trajetória a ser percorrida tanto na vida pessoal quanto na profissional. Utilize-a 
como instrumento para seu sucesso na carreira.
Conselho Editorial
6
organização do Caderno 
de Estudos e Pesquisa
Para facilitar seu estudo, os conteúdos são organizados em unidades, subdivididas em capítulos, de 
forma didática, objetiva e coerente. Eles serão abordados por meio de textos básicos, com questões 
para reflexão, entre outros recursos editoriais que visam a tornar sua leitura mais agradável. Ao 
final, serão indicadas, também, fontes de consulta, para aprofundar os estudos com leituras e 
pesquisas complementares.
A seguir, uma breve descrição dos ícones utilizados na organização dos Cadernos de Estudos 
e Pesquisa.
Provocação
Textos que buscam instigar o aluno a refletir sobre determinado assunto antes 
mesmo de iniciar sua leitura ou após algum trecho pertinente para o autor 
conteudista.
Para refletir
Questões inseridas no decorrer do estudo a fim de que o aluno faça uma pausa e reflita 
sobre o conteúdo estudado ou temas que o ajudem em seu raciocínio. É importante 
que ele verifique seus conhecimentos, suas experiências e seus sentimentos. As 
reflexões são o ponto de partida para a construção de suas conclusões.
Sugestão de estudo complementar
Sugestões de leituras adicionais, filmes e sites para aprofundamento do estudo, 
discussões em fóruns ou encontros presenciais quando for o caso.
Praticando
Sugestão de atividades, no decorrer das leituras, com o objetivo didático de fortalecer 
o processo de aprendizagem do aluno.
Atenção
Chamadas para alertar detalhes/tópicos importantes que contribuam para a 
síntese/conclusão do assunto abordado.
7
Saiba mais
Informações complementares para elucidar a construção das sínteses/conclusões 
sobre o assunto abordado.
Sintetizando
Trecho que busca resumir informações relevantes do conteúdo, facilitando o 
entendimento pelo aluno sobre trechos mais complexos.
Exercício de fixação
Atividades que buscam reforçar a assimilação e fixação dos períodos que o autor/
conteudista achar mais relevante em relação a aprendizagem de seu módulo (não 
há registro de menção).
Avaliação Final
Questionário com 10 questões objetivas, baseadas nos objetivos do curso, 
que visam verificar a aprendizagem do curso (há registro de menção). É a única 
atividade do curso que vale nota, ou seja, é a atividade que o aluno fará para saber 
se pode ou não receber a certificação.
Para (não) finalizar
Texto integrador, ao final do módulo, que motiva o aluno a continuar a aprendizagem 
ou estimula ponderações complementares sobre o módulo estudado.
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introdução
Para quem deseja trabalhar ou se especializar na indústria do petróleo e gás, é de fundamental 
importância o conhecimento acerca dos processos envolvidos na deposição das rochas e das 
diversas propriedades geológicas utilizadas para a compreensão de jazidas de hidrocarbonetos, 
além dos métodos geofísicos empregados na sua descoberta e monitoramento ao longo do tempo de 
exploração da jazida. 
Este caderno se propõe, por meio de uma leitura fácil e interativa, explicar os principais elementos 
da Geologia e Geofísica do Petróleo. Para tal, na unidade I, vamos falar sobre a Geologia geral, os 
princípios do estudo geológico, a composição e a formação das rochas, até chegarmos ao capitulo 
6, no qual veremos as rochas sedimentares, cujo entendimento constitui a base da Geologia do 
Petróleo. A unidade II é dedicada à Geologia do Petróleo e iremos falar sobre as características das 
rochas geradoras, selantes e reservatórios, o trinômio geração – migração – acumulação, além de 
explicar os parâmetros petrofísicos utilizados na caracterização de rochas reservatórios. Na unidade 
III, para finalizareste caderno, veremos os métodos geofísicos utilizados na indústria de petróleo.
Na elaboração deste caderno, procurei explicar os termos científicos e técnicos de maneira clara 
e espero que ele seja um guia na sua formação, contribuindo para o desenvolvimento dos seus 
conhecimentos e fornecendo o embasamento necessário à compreensão da importância Geologia e 
da Geofísica para a prática da atividade como Engenheiro de Petróleo e Gás. 
objetivos
 » Prover o embasamento geológico e geofísico necessário ao engenheiro de petróleo e 
gás, no que se refere à compreensão e o conhecimento dos termos técnicos. Visando 
fornecer ao profissional o entendimento dos conceitos geológicos e geofísicos, que 
são fundamentais na indústria petrolífera.
9
unidAdE igEologiA gErAl
CAPítulo 1
A geologia como Ciência e a Busca da 
Compreensão do Planeta terra
“Puisque je doute, je pense; puisque je pense, j’existe”, traduzido do francês, da 
publicação original “Discours de la Méthode” (1637), para o latim “Cogito, ergo 
sum”, a célebre frase é traduzida para o português como “Penso, logo existo”. René 
Descartes, filósofo e matemático francês. 
geologia
Do grego: geo (terra) e logos (conhecimento, palavra, razão).
A Geologia é a ciência que procura decifrar a história evolutiva da Terra, desde a sua formação até 
o presente, a partir do estudo das rochas. A Geologia estuda a constituição e estrutura da Terra, os 
fenômenos que se desenvolvem na crosta, seus mecanismos e suas causas, fornecendo subsídios 
para que outras ciências investiguem a interação desses fenômenos com o clima ou a vida na 
Terra, por exemplo. Mas a Geologia, apesar de ser considerada uma ciência exata, é uma ciência 
fundamentada principalmente no elemento TEMPO, e assim, pode também ser considerada, em 
sua essência, uma ciência que investiga a história. 
A importância do estudo da geologia
A Terra é o princípio de todas as atividades humanas. Assim, se somente focarmos no desenvolvimento 
social e econômico de uma sociedade, podemos afirmar que a sua capacidade de obtenção de 
matéria-prima e recursos energéticos está diretamente ligada aos conhecimentos geológicos. 
Entretanto, outra questão é de fundamental importância para o homem: compreender e refletir 
sobre si mesmo e sobre o mundo ao seu redor. Se a frase “Penso, logo existo” remete à condição 
humana no tempo presente, é implícito à natureza humana a sede de conhecimento a respeito do 
seu passado, principalmente para poder entender a sua posição no seu habitat presente e futuro. 
Veremos ao longo desta unidade que os processos geológicos além de moldar a geografia do planeta, 
determinando a evolução de oceanos e montanhas, por exemplo, têm influência direta no clima da 
10
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
Terra e, desta maneira, o estudo da Geologia está intrinsecamente relacionado à compreensão do 
nosso habitat.
E quais são os princípios do estudo da Geologia?
O objetivo de toda ciência é explicar como o Universo funciona e como toda ciência, a Geologia 
segue um método científico. 
 » Método científico: metodologia de pesquisa baseada em observações e experimentos 
e no conceito de que os eventos físicos têm explicações físicas mesmo se estas estão 
atualmente fora da nossa capacidade de entendimento.
Figura 1 – desenvolvimento do método científico. processo científico: contínua descoberta e compartilhamento 
de evidências para confirmar, descartar ou revisar hipóteses, teorias e modelos.
Observações e 
experimentos 
Sim
Sim
Não
Não
ou
ou
Acaso
HIPÓTESE
TEORIA
MODELO CIENTÍFICO
Confirmada?
Mudanças Revisar
Revisar
Descartar
Descartar
Mudanças
Mudanças
Confirmada?
de acordo com press et.al. 2006.
11
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
A geologia como ciência
“O resultado, portanto, de nossa presente investigação é que não encontramos 
nenhum vestígio de um começo, nenhuma perspectiva do fim”. Do livro “Theory of 
the Earth” (1788), de James Hutton, médico e geólogo escocês, ao se referir à ação 
dos processos geológicos. 
Questões geológicas já intrigavam filósofos gregos, como Xenófanes (V a.C) e Aristóteles (IV a.C). E 
no século XV, Leonardo da Vinci (1452-1519) reconheceu a natureza orgânica dos fósseis, atentando 
para o fato de que se os fósseis marinhos são encontrados atualmente em rochas acima do nível do 
mar isto indicaria que a Terra havia sido elevada ou que o nível do mar havia abaixado. Mas, até 
os séculos XVII e XVIII, predominava o conceito do ser humano como o centro do Universo, e a 
história evolutiva da Terra era estudada basicamente de acordo com as escrituras bíblicas. 
Pode-se atribuir a Nicolau Steno (1638-1686) o estabelecimento dos primeiros princípios geológicos 
cujo reconhecimento perdura até os dias de hoje. Os princípios de Steno, por vezes são denominados, 
regem as relações temporais e espaciais entre sequências de rochas sedimentares. São os princípios 
da: superposição, horizontalidade original e continuidade lateral. Quando formos discutir acerca 
dos métodos relativos de datação geológica, no capítulo seguinte, vamos falar mais detalhadamente 
desses princípios. Mas, o clima intelectual ainda permanecia o mesmo e o conceito bíblico continuava 
influenciando as primeiras tentativas de esclarecer a evolução geológica da Terra, e conceitos como 
o netunismo, que atribuía a formação de todas as rochas à separação das terras e águas durante a 
Criação, estabelecido na segunda metade do século XVIII, perdurou até cerca de 1840.
A consolidação da Geologia como ciência só ocorreu como consequência de dois grandes movimentos: 
o Iluminismo, (movimento cultural do século XVIII, na Europa), que permitiu substituir as 
explicações sobrenaturais por leis naturais para explicar fenômenos da natureza, e a Revolução 
Industrial, que a aumentou a procura por matérias primas e recursos energéticos, exigindo maior 
conhecimento geológico. E o embasamento dessa consolidação veio dos estudos de James Hutton, 
naturalista escocês (1726-1797), que atribuiu uma origem para as rochas ígneas, fundamentando o 
conceito de plutonismo, oposto ao netunismo, além de fornecer subsídios para a Geologia moderna 
ao constatar que a história evolutiva da Terra era mais longa e complexa do que se imaginava até 
então, com a introdução do princípio de causas naturais. Mediante o princípio, Hutton argumentou 
que todo o registro geológico pode ser atribuído à ação de processos atuantes atualmente, como 
erosão, sedimentação, vulcanismo, sem a intervenção divina. 
No século XIX, o princípio de causas naturais é popularizado sob o prisma do uniformitarismo 
pelo escocês Sir Charles Lyell (1797-1875), ao publicar o clássico “Principles of Geology”. O 
uniformitarismo pode ser resumido na frase “O presente é a chave do passado”.
Entretanto, atualmente sabemos que a intensidade e a natureza dos processos atuantes na Terra variam 
ao longo do tempo e que nem todos os fenômenos geológicos significativos podem ser observados 
nos dias de hoje. Também temos o conhecimento para afirmar que nem todos os eventos geológicos 
ocorrem de forma lenta e que a longa evolução da Terra é marcada por eventos extremos e raros, que 
envolvem mudanças rápidas. Desta maneira, o conceito de atualismo é mais aceito hoje para explicar 
12
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
o princípio das causas naturais. Este conceito é similar ao uniformitarismo, se baseando na afirmação 
da continuidade das leis naturais que regem a Terra, mas ele aceita que as condições geológicas que 
reinavam a época dos diferentes registros geológicos (rochas) poderiam ser diferentes das atuais. 
Assim, podemos afirmar que, nos dias de hoje, a Geologia é embasada no conceito do atualismo. O 
presente continua sendo a chave do passado, pois continuamos estudando os processos geológicos 
análogos atuais para entender os processos que originaram as diferentes rochas que descrevemos, 
mas temos o conhecimento necessário, inclusive por meio da interação com outras ciências, como 
a física, aquímica e a biologia, para compreender que existem diferenças entre os processos 
geológicos ao longo do tempo evolutivo da Terra. Na realidade, o estudo das rochas e dos fósseis 
nos mostram que o passado nunca foi exatamente igual ao presente, considerando como tempo 
presente os registros feitos pelo homem desde que existe documentação escrita há cerca de 6 mil 
anos de historia da civilização humana. Sabemos que os processos geológicos ocorrem numa vasta 
gama de escalas espacial e temporal, um vulcão pode entrar em erupção rapidamente e uma falha 
geológica pode abrir uma fenda no solo durante um terremoto, mas eventos como o soerguimento 
de uma montanha ou a abertura de um oceano levam milhões de anos. 
quadro 1 – principais componentes e fontes de energia do sistema terra.
A energia solar energiza esses componentes
Atmosfera: invólucro gasoso que se estende desde a superfície terrestre até uma altitude de cerca de 100 km
Hidrosfera: Esfera de água compreendendo os oceanos, lagos, rios e a água subterrânea
Biosfera: toda matéria orgânica relacionada à vida próxima à superfície terrestre
O calor interno da Terra energiza esses componentes
Litosfera: espessa camada rochosa externa da Terra sólida que compreende a crosta e a parte inferior do manto até uma 
profundidade média de cerca de 100 km; forma as placas tectônicas
Astenosfera: fina camada dúctil do manto sob a litosfera que se deforma para acomodar os movimentos horizontais e verticais das 
placas tectônicas
Manto inferior
manto sob a astenosfera, estendendo-se desde cerca de 400 km até o limite núcleo-manto 
(cerca de 2.900 km de profundidade)
Núcleo externo:
camada líquida composta predominantemente de ferro liquefeito, estendendo-se desde cerca
 de 2.900 km até 5.150 km de profundidade
Núcleo interno:
esfera mais interna constituída predominantemente de ferro sólido, estendendo-se desde cerca
de 5.150 km até o centro da Terra (cerca de 6.400 km de profundidade)
Fonte: de acordo com press et.al. (2006).
Mas, a Geologia não pode ser vista como uma ciência que busca entender somente eventos passados. 
A Geologia moderna deve estudar todo o intervalo da história da Terra, contribuindo para uma 
visão integrada ao dinamismo do nosso planeta, visto que os processos geológicos são os principais 
agentes modificadores da Terra. Assim, atualmente, outro enfoque também tem sido dado ao estudo 
da Geologia, buscando entender a Terra como um conjunto, como um sistema de componentes 
interativos, um sistema aberto que troca energia e massa com seu entorno. Essa visão engloba no 
sistema Terra todas as partes do nosso planeta e suas interações, dividindo esse sistema em três 
geossistemas globais: o sistema do clima, o sistema de placas tectônicas e o sistema do geodinâmico 
(PRESS et.al., 2006).
13
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
O sistema do clima envolve grandes trocas de massa e energia entre a atmosfera e a hidrosfera, 
interferindo diretamente na biosfera (organismos vivos), sendo todos esses componentes energizados 
pela energia solar. Mas, veremos que o sistema do clima interage diretamente com os dois outros 
geossistemas. Os sistemas de placas tectônicas e do geodínamos são, por sua vez, energizados pelo 
calor interno da Terra. O sistema de placas tectônicas, governado por movimentações de placas, 
englobando o manto, a astenosfera e a litosfera (subdivisões do interior da Terra), é responsável pela 
grande maioria dos eventos geológicos como vulcanismos e terremotos. E o sistema do geodínamo 
ocorre no núcleo da Terra (núcleo interno e externo), e responde pelo campo magnético terrestre. 
No capítulo III, vamos falar mais da formação e da importância do sistema do geodínamo. No capítulo 
IV, vamos descrever o sistema de placas tectônicas e então voltaremos, após descrever detalhadamente 
os sistemas do geodínamo e de placas tectônicas, a falar das interações entre os geossistemas e vamos 
compreender a importância dessas interações com o clima e com a vida na Terra.
Lembra que falamos que a Geologia pode ser considerada também uma ciência 
histórica devido à importância do elemento TEMPO? 
Isso ocorre porque, ao contrário das outras ciências exatas, a Geologia busca 
desvendar por meio de estudo das rochas fenômenos que ocorreram há milhares, 
milhões ou mesmo bilhões de anos atrás. A questão é que as rochas são registros 
esparsos e incompletos, o que torna a investigação geológica bastante complicada.
Para estudar os eventos passados, por meio da descrição das rochas, a Geologia utiliza uma 
padronização no tempo, mediante a elaboração de uma escala de tempo geológico, que é adotada 
no mundo inteiro. A definição de tempo geológico e da escala adotada atualmente é discutida no 
capítulo seguinte. 
Quais foram os principais eventos utilizados para decifrar a história da Terra?
14
CAPítulo 2
tempo geológico
uma escala de tempo baseada na evolução 
da terra
A escala do tempo geológico divide o tempo da Terra em éons, eras, períodos, épocas e idades. 
Vamos ver quais foram os critérios utilizados para classificar o tempo evolutivo da Terra e como 
evoluiu esse conhecimento sobre o tempo geológico. Mas, inicialmente, podemos falar que o tempo 
geológico é baseado nos principais eventos geológicos e/ou biológicos que marcaram a evolução da 
Terra desde a sua formação, há 4,56 bilhões de anos até o presente. 
Para compreender o tempo geológico, os autores Teixeira et.al. (2008) no livro Decifrando a Terra, 
fizeram uma equivalência interessante ao distribuir os principais eventos que marcaram o tempo 
evolutivo da Terra, como se eles tiverem ocorrido ao longo de um ano. Fazendo um resumo desta 
comparação, temos o seguinte:
Equivalência da idade da Terra (4,6 bilhões de anos) em um ano (365 dias):
 » Rochas mais antigas fevereiro;
 » Mais antigas evidências de vida março;
 » Diversificação dos eucariontes meio de outubro;
 » Invertebrados simples meio de novembro;
 » Domínio dos dinossauros do meio ao fim de dezembro;
 » Homo Sapiens última noite do ano.
Essa comparação nos permite perceber o quão curta é a nossa existência em relação ao tempo da 
Terra. Mas, podemos ir mais além, nos questionando quanto à evolução da vida e aos fatores que 
levaram a Terra a essa história evolutiva.
Será que o conhecimento geológico pode esclarecer alguns fatos relacionados ou 
condicionantes desta evolução? 
A figura seguinte resume o tempo geológico, fazendo uma associação com os eventos biológicos 
dominantes em cada idade:
15
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Figura 2 – A fita e a espiral do tempo geológico
(Grotzinger et. al.; 2007; www.caveofthemounds.com)
16
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
Apesar de existirem controvérsias quanto às idades das divisões do tempo geológico, a escala do 
tempo geológico associando os eventos que marcaram cada uma das divisões é bem representada 
no quadro a seguir:
quadro 2 – A escala do tempo geológico, considerando os eventos geológicos e biológicos. Informalmente, 
alguns autores ainda dividem o éon Arqueano, acrescentando o éon hardeano, para idades anteriores a 4 
bilhões de anos, antes do registro mais antigo de rochas terrestres.
 
 
Éon Era Período Época Eventos Idade (Ma) 
Fa
ne
ro
zó
ic
o 
 
 C
en
oz
ói
co
 Quaternário 
Holoceno Fim da Era do Gelo e expansão da 
civilização humana 0,01-presente 
Pleistoceno Inicio da Era do Gelo 
1,8-0,01 
 Plioceno Clima frio e seco, extinção dos grandes mamíferos, 
aparece o Homo Habilis 5,3-1,8 
 Mioceno 
24-5,3 
 Terciário Oligoceno 
33-24 
 Eoceno 
54-33 
 Paleoceno Domínio dos mamíferos, angiospermas 
(plantas com flores) e insetos 65-54 
M
es
oz
ói
co
 
Cretáceo Extinção dos dinossauros 
Surgem as plantas com flores 142-65 
Jurássico Separação América do Sul e África 
 200-142 
Triássico Inicia a fragmentação do Pangea, 
Domínio dos dinossauros 251-200 
 
 
 
 
Pa
le
oz
ói
co
 Permiano Primeiros répteis gigantes e extinção 
dos trilobitas 290-251 
CarboníferoPrimeiros répteis, florestas pantanosas 
propiciam primeiros depósitos de carvão 359-290 
Devoniano Continentes colidem formando o Pangea 
Surgem os anfíbios, plantas com sementes 417-359 
Siluriano Plantas vasculares 
443-417 
Ordoviciano Surgimento de plantas não vasculares e 
peixes no meio aquático 495-443 
Cambriano Explosão adaptativa de invertebrados com 
conchas e carapaças 545-495 
Pr
ot
er
oz
ói
co
 Mais antigas evidências de invertebrados 
simples, sem conchas ou carapaças 1.000-545 
Surgem os primeiros eucariontes 
2.000-1.000 
Primeira evidência de clima glacial em 
grande escala 
2.500-2.000 
 A
rq
ue
an
o Consolidação final dos primeiros grandes 
continentes 3.500-2.500 
Mais antigas rochas preservadas na Terra 
e mais antigas evidências de vida 4.000-3.500 
Formação e diferenciação da Terra 
Formação da atmosfera e hidrosfera 
4.560-4.000 
Adaptada de Teixeira et.al.(2008).
Mas, como foi definida a escala de tempo geológico e como ela é medida? 
17
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
os métodos de datação e a definição da 
escala de tempo geológico
A geocronologia é o ramo da Geologia que trata de datação de rochas, sendo baseada em dois métodos.
 » RELATIVO – utiliza métodos de medição do tempo geológico que fornecem idades 
relativas, como métodos químicos orgânicos e inorgânicos, métodos biológicos ou 
paleontológicos e métodos estratigráficos. Os métodos químicos estabelecem a 
alteração química de uma amostra com o tempo. A estratigrafia estuda os estratos, 
suas relações e a sucessão dos eventos no tempo. A paleontologia é embasada na 
descrição de fósseis, que são restos e vestígios de animais e plantas preservados 
nas rochas, representativos de cada período geológico. E os métodos biológicos são 
baseados na taxa de crescimento de organismos em relação ao substrato no qual os 
organismos se desenvolvem (anéis e taxas de crescimento). 
 » ABSOLUTO – fornece idades absolutas, sendo baseado em métodos radioisotópicos 
que medem a taxa de desintegração atômica de uma amostra, ou seja, o tempo 
necessário para a transformação de um elemento químico em outro, pela mudança 
de número atômico, em decorrência da perda de elétrons e energia. Este método 
pode ser utilizado também em associação com o método paleomagnético, que 
estuda os padrões de inversão dos polos magnéticos.
As primeiras datações relativas foram baseadas na aplicação dos princípios de Steno no 
estudo de fósseis, ainda na transição entre os séculos XVIII e XIX, pelo inglês William Smith 
e os franceses Cuvier e Brongniart. Os princípios de Steno de superposição, horizontalidade 
original e continuidade lateral de sequências sedimentares definem condições de deposição dos 
estratos obedecendo as seguintes premissas: sedimentos se depositam em camadas, as mais 
velhas na base e as mais recentes sucessivamente acima, as camadas sucessivas são depositadas 
horizontalmente e as camadas são continuas, estendendo-se até as margens das bacias de 
deposição ou se afinam lateralmente. Dependendo do meio deposicional, esses princípios não 
se aplicam estritamente, mas eles continuam, mesmo atualmente, a serem fundamentais na 
análise geológica das relações temporais e espaciais entre corpos sedimentares, embasando 
a estratigrafia. 
Utilizando esses princípios como base, Smith, na Grã-Bretanha, e Cuvier e Brongniart, na 
França, estabeleceram o conceito de correlação fossilífera ou bioestratigráfica ao determinar uma 
equivalência temporal entre faunas e floras fósseis iguais descritas em rochas diferentes e distantes 
entre si, criando, assim, o princípio da sucessão biótica. Este princípio estabelece que as rochas 
contendo fósseis podem ser correlacionadas temporalmente entre si, assumindo que cada tempo 
geológico é caracterizado por uma fauna e/ou flora representativas dos organismos que viviam 
durante aquele intervalo de tempo.
Surgiram, então, duas teorias para explicar a sucessão de fósseis no registro geológico: o catastrofismo 
de Cuvier e a evolução biológica de Charles Darwin. Cuvier defendia que os registros fósseis eram 
resultantes de extinções cataclísmicas globais, enquanto Darwin explicava a evolução biológica 
como resultado da seleção natural, as extinções representando eventos naturais.
18
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
Figura 3 – Exemplos de fósseis, da esquerda para a direita: (A) amonite, molusco cefalópode que se extinguiu 
ao final do cretáceo. Fonte: Wikipédia; (B) inseto mumificado em âmbar de idade terciária. Fonte: museus Klaus 
honninger mitrani; (c) molde da carapaça de um trilobite, que se extiguiu no paleozóico. Fonte: science photo 
library; (d) pegada de dinossauro em rochas do triassico, expostas no museu de halle (Alemanha).
(A) (B) (C) (D)
————— 
1 cm 
princípio utilizado para a correlação fossilífera, e datação relativa, segundo Grotzinger et.al. (2007).
Fonte: <www.noticias.terra.com.br>. 
Utilizando o princípio da sucessão biótica, os geólogos europeus no século XIX definiram os períodos da 
escala de tempo geológico ainda hoje adotada para a sequência Fanerozoica (Cambriano, Ordoviciano, 
Siluriano, Devoniano, Carbonífero, Permiano, Triássico, Jurássico, Cretáceo, Terciário e Quaternário). 
E também subdividiram alguns destes períodos em épocas e unidades menores. Semelhanças e 
diferenças entre os fósseis permitiram agrupar esses períodos nas Eras Paleozoica, Mesozoica e 
Cenozoica, delimitadas pelas grandes extinções do fim do Permiano e Cretáceo, respectivamente. 
Desta maneira, ficou definida praticamente a escala de tempo geológico do Cambriano em diante. 
Entretanto, ainda tratava-se de uma datação relativa, não sendo possível estabelecer no século XIX o 
tempo envolvido entre um período e outro, ou seja, quanto uma rocha seria antiga que a outra.
Por que os geólogos do século XIX só conseguiram identificar os períodos mais 
recentes que o Cambriano? 
19
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Como visto anteriormente, os geólogos do século XIX conseguiram estabelecer a escala de 
tempo geológica, ainda atualmente utilizada, somente para os períodos após o Cambriano. Essa 
classificação só foi possibilitada pela grande quantidade de registros fósseis nas rochas mais novas 
que o Cambriano, pois os fósseis anteriores ao Cambriano são menores e pouco preservados no 
registro sedimentar. Então, a pergunta que deveríamos fazer não é porque eles conseguiram somente 
identificar os períodos mais recentes que o Cambriano, mas porque o registro fóssil do Fanerozoico 
é tão distinto do registro do pré-cambriano? Para isto, temos que entender a evolução da biosfera 
da Terra, e vamos discorrer sobre esse tema no item 3.4, mais adiante.
O escasso registro fóssil dos períodos pré-cambrianos, portanto, não permitiu que as rochas mais 
antigas fossem identificadas pelos cientistas do século XIX. Até o inicio do século XX, as várias 
tentativas para estimar a idade da Terra eram baseadas na acumulação de sedimentos e de sal 
nos oceanos, e chegavam a uma idade máxima de 1526 milhões de anos, como podemos ver na no 
quadro que se segue: 
quadro 3 – tentativas de estimar a idade da terra, antes da descoberta dos métodos radiométricos.
Ano Autor
Espessura (m) 
de sedimentos 
considerada
Taxa sedimentar 
utilizada 
(cm/1000 anos)
Idade estimada 
(milhões de anos)
1860 Phillips 21.960 22,9 96
1869 Huxley 30.500 30,5 100
1871 Haughton 54.024 3,54 1526
1878 Haughton 54.024 - 200
1883 Winchell - - 3
1893 Walcott
Valores diferenbtes para rochas dásticas e rochas 
químicas
35-80
1899 Joly
Tempo necessário para salinizar os mares, originalmente 
de água doce
90
1909 Sallas
102.400 
(fanerozóico e 
Proterozóico)
305
34 
(Fanerozóico e Proterozóico) 
+ 17 (Arqueano, estimado) 
+ 29 (lacunas no registro): 
Total = 80
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
As idades pré-cambrianas só foram identificadas mais tarde, no inicio do século XX, com a 
descoberta da radioatividade e o desenvolvimento de técnicas de datação radiométricas das rochas, 
estabelecendoo método de datação absoluta, que permitiu, entre outros feitos, estabelecer a idade 
da Terra em 4,56 bilhões de anos. 
Para entender a utilização dos métodos radiométricos para datar as rochas, temos que entender 
alguns conceitos. Como veremos mais detalhadamente adiante, as rochas são formadas de minerais, 
que por sua vez, têm uma composição química especifica. Os elementos químicos constituintes dos 
minerais são formados de átomos e os métodos de datação absoluta são baseados no decaimento 
radioativo, que é uma reação espontânea que ocorre no núcleo do átomo instável, conhecido como 
elemento-pai, que se transforma em um átomo estável ou elemento-filho. Durante o decaimento 
20
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
radioativo, cada elemento-pai leva um determinado tempo para se transformar em elemento-filho, 
sendo essa taxa de desintegração denominada constante de desintegração. A metade do tempo para 
essa transformação é chamada de meia-vida. O conhecimento da meia-vida dos vários isótopos e 
a medição da razão entre os isótopos na amostra de rocha permite a datação da rocha em questão. 
Os métodos radiométricos mais comumente utilizados na geocronologia são: 40K-40Ar (Potássio-
Argônio), 87Rb-87Sr (Rubídio-Estrôncio), U-Pb (Urânio-Chumbo), 207Pb-206Pb e 147Sm-143Nd (Samário-
Neodímio). A escolha do método radiométrico depende principalmente da composição química 
da rocha a ser datada e da sua provável idade. Todos os métodos exigem laboratórios químicos 
especializados e as razões entre os isótopos são determinadas num equipamento denominado 
espectrômetro de massa. O método do C14 é aplicado em registros geológicos e biológicos mais 
jovens, pois a meia-vida do isótopo é de apenas 5.730 anos, fazendo com que este método seja 
bastante utilizado na Arqueologia e nos estudos climáticos e oceanográficos.
quadro 4 – Isótopos mais utilizados em datações radiométricas. 
Elemento-Pai (Radioativo) Elemento-Filho (Estável) Meia-Vida (bilhões de anos)
Potássio 40 (40 K) Argônio 40 (40 Ar) 1,3
Rubídio 87 (87 Rb) Estrôncio 87 (87 Sr) 48,8
Samário 147 (147 Sm) Neodímio 143 (143 Nd) 106
Tório 232 (232 Th) Chumbo 208 (208 Pb) 14,01
Urânio 235 (235 U) Chumbo 207 (207 Pb) 0,704
Urânio 238 (238 U) Chumbo 207 (207 Pb) 4,47
Rênio 187 (187 Re) Ósmio 187 (187 Os) 42,3
Fonte: teixeira et.al. (2008).
As datações radiométricas permitiram a determinação da idade da Terra e as eras geológicas 
foram agrupadas nos éons Arqueano e Proterozóico, para as sequencias anteriores ao Cambriano, 
e Fanerozoico, para as idades mais recentes. Os diferentes períodos e épocas foram datados e 
subdivididos. Ainda existem muitas controvérsias quanto às datações e subdivisões das épocas em 
andares são adotadas localmente, mas as grandes divisões e a ordem de grandeza das datas adotadas 
na tabela do tempo geológico apresentada na figura 4 são globalmente aceitas.
E você, já conseguiu responder as questões anteriores? Se o tempo geológico está 
intrinsecamente relacionado aos eventos biológicos, podemos nos questionar também 
se os eventos geológicos podem ter tido uma influência na evolução biológica?
21
CAPítulo 3
formação e Evolução da terra
das teorias acerca da formação do 
nosso planeta
Se a Geologia tem como objetivo estudar o planeta Terra, compreender a sua formação e evolução 
exige um conhecimento acerca do nosso Universo e do sistema solar. A teoria mais aceita postula 
que o Universo tenha sido originado por uma grande explosão cósmica, o Big Ben, que ocorreu há 
cerca de 13 a 14 bilhões de anos atrás. Antes disso, toda a matéria (e energia) estava concentrada em 
um único ponto de enorme densidade e a partir do Big Ben, o Universo, num processo contínuo de 
expansão, formou ao longo do tempo as galáxias e estrelas, inclusive o nosso sistema solar.
A hipótese da nebulosa, elaborada pelo filósofo alemão Kant, em 1755 e retomada recentemente 
pelos astrônomos, propõe que o sistema solar tenha se originado a partir da rotação lenta de uma 
nuvem difusa constituída de gases, principalmente hidrogênio, hélio e poeira fina. A força da 
gravidade teria provocado a atração entre corpos devido a suas massas, resultando numa contração 
da nuvem e na aceleração da rotação das partículas, formando um disco achatado com matéria 
concentrada em seu centro, acumulando-se como uma protoestrela, que seria a origem do nosso sol 
(Figura 4). Uma grande parte da matéria da nebulosa ficou concentrada na protoestrela, que ficou 
envolvida por uma nuvem de gás e poeira, a nebulosa solar. A atração gravitacional foi responsável 
pela agregação de poeira e material condensado em pequenos blocos ou planetesimais de cerca de 
1 km. Esses planetesimais, por sua vez, colidiram e se agregaram, formando corpos maiores, sendo 
que os maiores dentre eles, com maior atração gravitacional, foram se agregando para formar os 
nove planetas do sistema solar. Os quatro planetas interiores (Mercúrio, Vênus, Terra e Marte) 
têm composição diferentes dos planetas exteriores (Júpiter, Saturno, Urano, Netuno e Plutão). Os 
planetas interiores são pequenos e constituídos de rochas e metais, enquanto os quatro gigantes 
exteriores são formados de gelo e gases, e Plutão, o mais distante, é uma bola gelada de metano, 
água e rocha. Isso ocorre devido à proximidade dos planetas interiores ao sol, o fluxo de calor 
impelindo a maior parte dos gases e líquidos leves que havia nesses planetas. Os planetas interiores 
são separados dos exteriores por um cinturão de asteroides.
Assim, estima-se que a formação da Terra ocorreu por meio de um processo semelhante ao dos 
meteoritos, envolvendo a acreção de material da poeira cósmica que colidiam no protoplaneta 
Terra por efeito da atração gravitacional. Esse processo foi gradativamente elevando a temperatura 
e aumentando a massa da terra, pelo fato de agregar materiais residuais da nebulosa. A partir da 
datação radiométrica dos meteoritos que foram encontrados na Terra e que são interpretados como 
formados ao mesmo tempo dos planetas interiores, foi estabelecida a idade do início do processo 
de acreção destes planetas do sistema solar, inclusive a Terra, em cerca de 4,56 bilhões de anos. 
Cálculos indicam que os planetas interiores tenham adquirido seu tamanho atual em menos de 100 
milhões de anos. 
22
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
Figura 4 – A evolução dos planetas (Grotzinger et. al.; 2007) e o sistema solar 
 
Fontre: teixeira et.al., 2008.
Mas, no início a Terra era formada por um aglomerado de material quente, uma massa rochosa 
indistinta, sem atmosfera ou hidrosfera, bombardeada frequentemente por impactos de uma 
chuva de poeira cósmica, meteoritos e cometas (bólidos) de várias composições e tamanhos. 
Estima-se que esses impactos de corpos que formaram crateras maiores que 500 km de diâmetro 
tenham durado até cerca de 500 milhões de anos. Não temos registro deste período geológico, 
pois as rochas terrestres mais antigas preservadas, o Gnaisse Acasta (Canadá) datam de um pouco 
mais de 4 bilhões de anos. Por isso, alguns sugerem informalmente, para o período anterior a 
esse evento, o nome de éon Hadeano ou fase cósmica para esse período de evolução da Terra. 
Veremos a seguir, como a Terra evoluiu dessa massa rochosa indistinta para o planeta no qual 
vivemos atualmente.
23
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
A estruturação do planeta e a 
sua composição
O protoplaneta Terra era constituído de uma massa rochosa primordial, que sofria impactos 
constantes de planetesimais e de corpos maiores nessa fase inicial, sendo a energia resultante dessas 
colisões equivalentes à energia de milhões de bombas nucleares. Parte dessa energia cinética foi 
convertida em calor e o aumento da temperatura foi um dos fatores mais importantes para a evolução 
da Terra, pois permitiu que o ponto de fusão de alguns elementos constituinte do protoplaneta fosse 
atingido, ocasionando a fusão do ferro, níquel e silicatos. A fusão da massa rochosa primordial 
permitiu que esse material fosse submetido aoprocesso de diferenciação.
Figura 5 – Estrutura interna da terra. Este modelo foi obtido a partir das velocidades de ondas sísmicas, cujas 
diferenças nas velocidades de propagação (vp, para ondas p, e vs, para ondas s) são mostradas na figura da 
parte inferior. 
Fonte: teixeira et.al. (2008).
A diferenciação é responsável pela subdivisão do interior da Terra segundo a densidade dos 
elementos químicos que a constituem em três grandes zonas: núcleo, manto e crosta, do centro 
para a superfície, respectivamente. O ferro e o níquel que são os mais densos se movem ao centro 
da Terra, enquanto os elementos com densidade média, como os silicatos associados ao magnésio 
ocupam a zona média da terra, e os silicatos menos densos atingem a temperatura de solidificação 
na parte mais externa. Desta maneira, segundo o modelo atualmente aceito, a Terra apresenta um 
24
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
denso núcleo composto principalmente de ferro e níquel, uma crosta formada de rochas mais leves 
e um manto residual entre ambos (Figura 6). 
Figura 6 – modelo atualmente aceito para a variação da densidade com a profundidade no interior da terra 
e para a composição química dos núcleos interno e externo (inner e outer core), do manto (mantle) e da 
crosta (crust). 
Fonte: Grotzinger et.al. (2007).
O conhecimento acerca da subdivisão da Terra em camadas é baseado principalmente no estudo de 
propagação de ondas sísmicas no interior da Terra. Milhares de sismógrafos distribuídos ao longo 
do mundo permitem aos sismólogos medir com bastante precisão o tempo de trajetória de ondas 
sísmicas provocadas por terremotos ou ainda por explosões nucleares. As ondas sísmicas utilizadas 
nesse estudo são as ondas P (longitudinal ou compressional) e S (transversal ou cisalhante), que 
sofrem refração e reflexão em interfaces entre camadas com velocidade e densidade diferentes, e são 
captadas pelos sismógrafos. As velocidades de propagação das ondas sísmicas (Vp, para as ondas P 
e Vs, para as ondas S) variam de acordo com a densidade das rochas que compõem cada camada e 
de suas resistências à compressão e ao cisalhamento, que dependem da composição e da estrutura 
cristalina das rochas. Considerando um mesmo meio de propagação, Vs é cerca de metade da Vp, 
sendo que a onda S só se propaga nos meios sólidos. Desta maneira, a não propagação da onda 
S numa zona mais externa do núcleo permitiu distinguir esta zona como líquida e subdividir o 
núcleo em externo, sólido, e externo, líquido. As camadas e subdivisões do interior da Terra são 
separadas entre si por descontinuidades que marcam diferentes comportamentos de Vp e Vs. As 
principais destas descontinuidades são aquelas que separam o núcleo do manto (descontinuidade 
25
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
de Gutenberg) e o manto da crosta, a descontinuidade de Mohorovicic, comumente denominada 
simplesmente Moho, que é caracterizada por uma zona de baixa velocidade sísmica e deve seu nome 
ao sismólogo iugoslavo que a descobriu em 1909. Desta maneira, os sismólogos puderam elaborar 
o modelo mostrado na figura 9, mas para entender a estrutura e composição dessas camadas, os 
cientistas devem associar esse modelo sismológico a outros estudos geológicos. 
A crosta, camada mais externa da Terra, é subdividida em crosta oceânica e crosta continental. 
A crosta oceânica é menos espessa, apresentando cerca de 7 km de espessura. Ela mostra uma 
velocidade sísmica média de 7 km/s, sendo composta essencialmente de basalto e gabro (rochas 
ígneas máficas – mais ricas em magnésio e ferro) recobertos de sedimentos. A crosta continental 
é mais espessa, podendo variar de cerca de 40 km de espessura embaixo dos continentes ou ainda 
chegar a 70 km de espessura embaixo de altas montanhas. Ela é composta principalmente de 
granitos (rochas ígneas intrusivas félsicas – mais ricas em sódio, potássio e sílica), mas apresenta 
uma grande variedade de rochas sedimentares e metamórficas, o que confere uma velocidade média 
de propagação das ondas inferior à da crosta oceânica (6 km/s). De uma maneira geral, a oceânica 
é constituída principalmente de Silício e Magnésio (SIMA, mais densa), enquanto a continental é 
formada predominantemente de Silício e Alumínio (SIAL, mais leve). Ambas são menos densas que 
o manto superior, composto principalmente de peridotito (rocha ígnea ultramáfica – mais rica em 
ferro, magnésio e cálcio) que apresenta uma velocidade sísmica média de 8 km/s. 
Atualmente, os conhecimentos acerca das diferentes zonas do interior da Terra permitem caracterizar 
de maneira bastante precisa o núcleo, apesar de se tratarem de inferências baseadas em modelos e 
na propagação de ondas sísmicas. 
Figura 7 – mecanismos de correntes de convecção: (a) na astenosfera; (b) no manto.
Fonte: teixeira et.al. (2008).
O modelo mais aceito para explicar a movimentação de material no interior da Terra é o de 
correntes de convecção (Figura 7). As correntes de convecção são movimentos de ascensão de 
calor provocados pela composição e pelo estado físico de cada uma das subdivisões do interior da 
Terra. Essas correntes funcionam similarmente a convecção de calor dentro de uma chaleira de 
26
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
água fervente, o material mais quente sobe enquanto o mais frio desloca-se para o fundo. Segundo 
a teoria, essas correntes são responsáveis por movimentações importantes no núcleo e no manto. 
Voltaremos a falar dessas correntes de convecção no capítulo de tectônica de placas e para descrever 
o sistema do geodínamo.
Mas, o que é o sistema do geodínamo e como ele funciona?
o sistema do geodínamo
Como vimos no item anterior, o núcleo da Terra é constituído de Ferro e Níquel e apresenta uma parte 
interior sólida (núcleo interno) e uma parte exterior líquida (núcleo externo). Como sabemos que a 
fusão de cada elemento químico depende da temperatura e da profundidade (pressão) as quais esse 
elemento é submetido, o modelo mais aceito para explicar este fato é baseado em cálculos teóricos 
que mostram que a temperatura do geoterma (curva que define a variação entre a temperatura e a 
profundidade no interior da Terra) é superior a do solidus do ferro (curva que define a variação do 
ponto de fusão do elemento) no núcleo externo, permitindo que este permaneça em estado líquido 
(Figura 8). A composição e a fluidez do núcleo externo são responsáveis pelo sistema de geodínamo. 
Figura 8 – variação do geoterma e do solidus do ferro com a profundidade e temperatura da terra.
Fonte: segundo teixeira et.al. (2008).
O sistema do geodínamo envolve os processos responsáveis pela geração do campo magnético 
terrestre. Estes processos se desenvolvem no núcleo externo por meio da atuação de correntes 
de convecção de calor (semelhantes àquelas desenvolvidas no manto – Figura 7) que provocam 
a movimentação da liga metálica que o compõe. Semelhantemente ao funcionamento de um 
dínamo, essa movimentação da liga metálica do núcleo externo foi responsável pela geração do 
campo magnético (Figura 9), provavelmente ainda durante as fases finais de diferenciação da 
27
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Terra, e este campo seria mantido pela continuidade da atuação dessas correntes de convecção 
na liga metálica do núcleo externo, compondo um sistema autossustentável, que independe de 
alimentação externa. Os mecanismos responsáveis por gerar essas correntes de convecção de 
calor no núcleo externo podem estar associados ao seu resfriamento/solidificação e conversão em 
núcleo interno sólido.
Figura 9 – (A) Representação esquemática do mecanismo de geração do campo magnético dipolar, indicado 
pelas linhas de força formadas a partir das correntes de convecção de calor no núcleo. (B) Interação entre o 
vento solar e a magnetosfera.
(A) 
 
(B) 
Fonte: segundo teixeira et.al. (2008).
O campo magnético terrestre exerce uma importante função, pois por meio da sua interação com as 
emanações de energia solares, ele atua como um escudo que protege a atmosfera terrestre da açãodireta dos ventos e tempestades solares (Figura 9). Parte da energia solar é resultante da conversão 
de massa em energia produzida pela fusão nuclear do sol, que continua até hoje. Este processo, 
iniciado pela elevação da temperatura da protoestrela, que deu origem ao sol, a milhões de graus, é 
uma reação nuclear, em que átomos de hidrogênio sob altíssimas pressão e temperatura fundem-
se gerando átomos de hélio. Uma parte desta energia gerada é emitida sob a forma de luz, como 
uma explosão. Modificações repentinas no campo magnético do sol também provocam explosões 
na superfície do sol na forma de tempestades solares. Essas partículas emanadas do sol, quando 
atingem cerca de 60 mil km de altitude, são desviadas pela magnetosfera terrestre em direção aos 
polos. Na atmosfera superior dessas regiões, as partículas solares se chocam com os átomos de 
oxigênio e nitrogênio e produzem radiação nos comprimentos de onda do verde e do vermelho, 
respectivamente, gerando um efeito luminoso denominado aurora, cuja intensidade depende da 
intensidade da atividade solar. As auroras, que normalmente ocorrem entre 60 km e 150 km de 
altitude, recebem o nome de boreais quando ocorrem próximas ao polo norte e austrais quando 
próximas ao polo sul. Em casos extremos, as tempestades solares podem causar colapso em 
sistemas de distribuição de energia elétrica, panes em satélites, destruir transformadores e circuitos 
eletrônicos. As tempestades de menor intensidade podem causar blackouts de radiocomunicação 
que afetam diretamente as regiões polares. Atualmente, estima-se que as explosões solares causem 
aproximativamente 1 bilhão de dólares em prejuízos e quem mais sofre com essas perdas são as 
concessionárias de energia elétrica e equipamentos de satélites, que por estarem em órbita não 
recebem a proteção das camadas mais altas da atmosfera, que bloqueiam as partículas solares, 
principalmente os raios-x.
28
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
Figura 10 – O campo magnético da terra funciona como linhas de força. uma agulha de bússola aponta para o 
polo norte geográfico porque ela se orienta na direção da linha de força total.
Fonte: segundo Grotzinger et.al. (2007).
O campo magnético terrestre funciona como um enorme imã, formado por linhas de força 
geomagnéticas que apontam para fora do campo no polo norte magnético e para dentro do campo 
no polo sul magnético, comportando-se, portanto, como um campo dipolar (figura 9 e 10), como se 
a Terra tivesse no seu centro uma barra magnetizada inclinada cerca de 11° em relação ao seu eixo 
N-S. Essa inclinação do campo magnético em relação ao eixo N-S da Terra é chamada declinação 
magnética. Esta declinação varia ao longo do tempo geológico, tendo o Norte magnético apresentado 
inclusive reversões. As diferentes polaridades do campo magnético, como são denominadas essas 
reversões, são determinadas pelo estudo das variações do campo magnético terrestre ao longo do 
tempo geológico ou paleomagnetismo terrestre (Figura 11).
Figura 11 – variações na polaridade do campo magnético terrestre a partir do cretáceo, e detalhe dessas 
variações com os nomes dos eventos para o período de 4,5ma ao recente.
Fonte: segundo Grotzinger et.al. (2007).
29
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
O estudo do paleomagnetismo é baseado em medidas do norte magnético da época de consolidação/
solidificação das rochas remanescente nos minerais magnéticos que compõem estas rochas e na 
datação das mesmas. 
Mas como, o planeta Terra evoluiu a partir de uma massa rochosa para um planeta 
vivo com biosfera, atmosfera e hidrosfera?
A evolução do planeta
Como vimos nos capítulos anteriores, a Terra sofreu nos seus primórdios um processo de 
diferenciação que possibilitou a sua divisão interna em zonas de composição diferentes. Outro 
processo de diferenciação, também ocorrido há mais de 4 bilhões de anos atrás, permitiu, desta vez, 
a separação da superfície terrestre em litosfera, hidrosfera e atmosfera. Desde então, a evolução 
geológica do planeta é regida pelos seus principais processos, constituintes e modificadores, como 
plutonismo, vulcanismo, tectonismo, intemperismo, erosão, entre outros. Nós vamos falar destes 
processos mais adiante, mas gostaríamos agora de procurar entender como a Terra evoluiu para um 
planeta vivo. 
Os cientistas concordam que durante os primeiros 500 milhões de anos da história da Terra, o planeta 
era continuamente bombardeado por uma chuva de poeira, meteoritos e cometas de composições e 
tamanhos variados, formando crateras de mais de 500 km de diâmetro. Alguns levantam a hipótese 
destes impactos terem extinguido qualquer forma de vida que pudesse ter tentado se desenvolver, 
tornando-se verdadeiros “eventos esterilizantes”. Esses impactos de grandes dimensões parecem ter 
se tornado menos frequentes a partir de 4 bilhões de anos. E se alguns cientistas postulam que essas 
colisões foram eventos esterilizantes, muitos afirmam que os choques de meteoritos na fina camada 
da crosta recém-formada teria desencadeado fenômenos de vulcanismo primitivo, que liberava lava 
e vapor d’água, que ao se condensar originou as primeiras chuvas, ocasionando a diminuição da 
temperatura ao longo de milhões de anos e a formação de oceanos primitivos, simultaneamente 
com a atmosfera dando origem as primeiras formas de vida nos oceanos. Existe também a teoria de 
que a água e outros elementos seriam transportados juntamente com os bólidos que se chocavam 
com a Terra.
Vimos que a escala de tempo geológico está intrinsecamente relacionada a eventos biológicos, 
pois a evolução da vida no planeta está também relacionada à história evolutiva da Terra, ao 
desenvolvimento e à evolução de sua atmosfera e hidrosfera, às modificações climáticas e à ocorrência 
de eventos marcantes que modificaram o clima, como o impacto do bólido que ocasionou a grande 
extinção em massa que marcou a transição K/T (Cretáceo/Terciário), há cerca de 65 milhões de 
anos, responsável pela extinção dos dinossauros. Vamos entender como foi essa evolução?
Durante cerca de 4 bilhões de anos (a grande maioria do tempo geológico), a biosfera da Terra 
foi dominada por formas microscópicas de vida procariótica, com reprodução assexuada e taxas 
evolutivas lentas. Após 2 bilhões de anos, ainda no éon Proterozoico, surgiram os primeiros 
organismos eucariontes, ainda microscópicos. O possível aparecimento da reprodução sexuada 
30
UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
(há cerca de 1 bilhão de anos) teria levado a uma maior diversidade genética e morfológica, e ao 
surgimento dos primeiros metazoários megascópicos. Estes organismos, desprovidos de carapaças 
duras, deixaram seus registros como impressões de invertebrados simples de “corpo mole” há cerca 
de 590 M.a., ficando conhecidos como a Fauna de Ediacara. 
quadro 5 – contrastes entre a evolução biológica Fanerozoica e pré-cambriana.
Atributo Evolução biológica fanerozóica Evolução biológica pré-cambriana
Duração do período considerado
15% do registro fóssil: 
545 milhões de anos
85% do registro fóssil: 
2.900 milhões de anos
Natureza dos organismos dominantes
Eucariotos multicelulares e megascópicos: 
metazoários e plantas
Procariotos unicelulares a coloniais, 
microscópicos: basctérias, cianobactérias e 
arquebactérias
Dependência dos organismos dominantes em 
oxigênio
Obrigatoriamente dependentes (aeróbicos)
Independentes (anaeróbicos) ou 
facultativamente aeróbicos
Reprodução Sexuada Assexuada
Modo de vida/populações Especialistas, relativamente poucos indivíduos Generalistas, muitos indivíduos
Modo evolutivo (aspecto mais afetado) Morfológico (órgãos, tecidos) Intracelular-bioquímico-metabólico
Ritmo evolutivo
Rápido. Espécies de curta duração. Extinções e 
radiações sucessivas
Lento. Espécies de longa duração
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
Posteriormente, entre 545 e 525 milhões de anos, um evento chamado de explosão cambriana (ou 
ainda, big bang evolutivo - Figura 2) marcou uma grande proliferação e diversificação dos primeirosanimais e algas capazes de secretar partes duras de calcita, fosfato, sílica etc., deixando um registro 
fóssil importante. Este fato explica porque os cientistas do século XIX, baseados na descrição de 
rochas sedimentares, não conseguiram identificar eventos fossilíferos anteriores ao Cambriano e, 
desta maneira, limitaram a datação relativa estabelecida inicialmente para a determinação escala de 
tempo geológico somente para rochas posteriores ao Cambriano. 
Assim, foi somente no éon Fanerozoico, que representa apenas 1/8 do tempo geológico, que os 
organismos eucarióticos de tamanho macroscópico, morfologia mais complexa, reprodução sexuada 
e taxas evolutivas mais elevadas, evoluíram e passaram a predominar. Os cientistas percebem, 
ainda, que o modo e ritmo da evolução foram modificados com a expansão global e explosiva dos 
animais no Fanerozoico (Quadro 5).
Eventos de extinção e diversificação dos eucariontes macroscópicos e microscópicos (microalgas, 
protista etc.) marcam a evolução da biosfera terrestre. Além do evento denominado K-T (65 M.a) 
, que marca a transição entre os períodos Cretáceo e Terciário ou ainda, a transição entre as eras 
Mesozoica e Cenozoica, caracterizadas pelo domínio dos grandes répteis (como os dinossauros) e 
dos mamíferos, respectivamente, os cientistas identificam ainda outros quatro grandes eventos de 
extinção de massa, que ocorrem a aproximadamente 443, 359, 251, 200 milhões de anos (Figura 
3). Entretanto, nos ecossistemas dos mares pré-cambrianos, surgiram a maioria dos processos 
metabólicos necessários à vida, como a fotossíntese, que há pelo menos 2,7 bilhões de anos, atua 
no sentido de formar compostos orgânicos e liberar oxigênio na atmosfera a partir de dióxido de 
carbono e água. 
31
GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Os eventos de extinção em massa parecem estar associados principalmente a modificações 
importantes no clima global, que podem ter sido ocasionadas mediante impactos de bólidos, como 
é o caso do evento K-T, ou ainda por meio de eventos geológicos de grande magnitude, envolvendo 
intenso vulcanismo, colisão ou fragmentação de grandes massas continentais. Esses grandes eventos 
geológicos são comprovados por evidências que mostram que a geografia atual dos continentes 
representa um arranjo relativamente recente, em se tratando de tempo geológico, entre crosta 
continental, crosta oceânica e nível do mar, segundo um processo dinâmico que é descrito por meio 
da teoria da tectônica de placas, que é o tema do nosso próximo capítulo.
Será que a configuração dos continentes atuais é a mesma desde a formação do 
nosso planeta?
32
CAPítulo 4
tectônica de Placas e noções de 
geologia Estrutural
tectônica de placas: a teoria unificadora
Tais mudanças nas partes superficiais do globo pareciam, para mim, improváveis 
de acontecer se a Terra fosse sólida até o centro. Desse modo, imaginei que as 
partes internas poderiam ser um fluido mais denso e de densidade especifica 
maior que qualquer outro sólida que conhecemos, que assim poderia nadar no 
ou sobre aquele fluido. Desse modo, a superfície da Terra seria uma casca capaz 
de ser quebrada e desordenada pelos movimentos violentos do fluido sobre o 
qual repousa.
Benjamin Franklin, 1782, em uma carta para o geólogo francês Abbe J.L. Giraud-Soulavie.
A teoria da tectônica de placas é o pilar fundamental da Geologia moderna. Ela explica a grande 
maioria dos fenômenos geológicos, tais como vulcanismo, terremotos e formação de cadeias de 
montanhas, que se desenvolvem na crosta terrestre. Mas, como surgiu essa teoria e quais são os 
métodos científicos utilizados para o seu desenvolvimento?
Segundo o texto acima podemos perceber que a noção de deriva continental é aceita há muito 
tempo. Na realidade, desde o final do século XVI, quando foram elaborados os primeiros mapas do 
globo, após as grandes descobertas marítimas, os cientistas europeus notaram o encaixe do quebra-
cabeça das linhas costeiras em ambos os lados do Atlântico. No final do século XIX, o geólogo 
austríaco Eduard Suess sugeriu que o conjunto dos continentes atuais formara, certa vez, um único 
continente gigante, o Gondwana (Figura 12). Mas, se a deriva continental era aceita, os mecanismos 
para promover essa deriva não eram claros.
Assim, em 1915, o meteorologista alemão Alfred Wegener deu o primeiro passo importante para 
o estabelecimento da teoria da tectônica de placas ao escrever um livro sobre a fragmentação e 
deriva dos continentes, baseado em similaridades entre as rochas, estruturas geológicas e fósseis 
dos lados opostos do Atlântico (Figura 18), ele utilizou um método cientifico para justificar a 
teoria e postulou a existência de um supercontinente, o Pangea. Entretanto, ainda faltava uma 
força motora plausível para a fragmentação do Pangea, pois Wegener sugeria que os continentes 
flutuavam como barcos sobre a crosta oceânica sólida, arrastados pelas forças das marés, do sol 
e da lua. E desta maneira, o autor e sua teoria foram desacreditados pela comunidade cientifica 
na época. 
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GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Figura 12 – pangea e sua divisão em dois continentes, Laurásia a norte e Gondwana o sul, pelo mar de 
tethys. segundo
Fonte: teixeira et.al.(2008).
Figura 13 – Evidências utilizadas por Wegener para embasar a sua teoria: fósseis do réptil Mesosaurus encontrados 
no América do sul e na África, e rochas mais antigas com estruturas geológicas similares encontradas nos 
diferentes continentes.
 
Fonte: Adaptada de Grotzinger et.al. (2007).
O embasamento sólido para a teoria de tectônica de placas surgiu somente após a segunda guerra 
mundial, com o mapeamento da Dorsal ou Cordilheira Meso-Atlântica submarina e a descoberta do 
vale profundo na forma de fenda. Os geólogos descobriram que a maioria dos terremotos do Oceano 
Atlântico estava próxima a esse vale em rifte, caracterizando esta feição como tectonicamente ativa. 
A partir de então, vários cientistas começaram a estudar, primeiramente, as rochas que compõem 
a crosta oceânica desenvolvida em ambos os lados da Cordilheira Meso-Atlântica e, em seguida, os 
fundos oceânicos ao longo da superfície da Terra, compondo assim o embasamento da teoria da 
tectônica de placas.
Dentre eles, destaca-se o trabalho de Harry Hess e Robert Dietz (1962) que propuseram que a 
crosta separa-se ao longo de riftes nas dorsais mesoceânicas e que o novo fundo oceânico forma-se 
pela ascensão de uma nova crosta quente nessas fraturas. Este novo fundo oceânico expande-se 
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UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
lateralmente a partir do rifte num processo contínuo de formação de placa, a partir da cordilheira 
meso-oceânica. Esse estudo foi corroborado com a descoberta de que as rochas vulcânicas que 
constituem essa nova crosta oceânica estão dispostas segundo bandas magnéticas de polaridades 
inversas, formando no fundo do assoalho oceânico um padrão zebrado e simétrico em relação à 
Cordilheira Meso-Atlântica (Figura 14). As rochas que compõem esse padrão, que está relacionado 
com inversões do campo magnético da Terra na época de cristalização dessas rochas, foram datadas, 
permitindo constatar que as rochas mais recentes estão mais próximas da cordilheira e que as 
rochas são mais antigas segundo o seu afastamento desta cordilheira. Assim, a crosta oceânica pode 
ser considerada com uma grande banda magnética em que está registrada a história das inversões 
do campo magnético da Terra. E, desta maneira, os cientistas conseguiram reconstituir a idade a 
partir das bandas magnéticas reconstruindo a história da formação da crosta oceânica que recobre 
os diferentes fundos marinhos e atualmente sabe-se que as rochas mais antigas do fundo oceânico 
datam de pouco mais de 180 milhões de anos. 
Figura 14 – Bandas magnéticas simétricas constatadas ao longo da cordilheira meso-Atlântica
Essas bandas magnéticas apresentam uma distribuição simétrica em ambos os 
lados da Cordilheira Meso-Atlântica. 
Um navio levando a bordo um magnetômetrosensível registra as anomalias magnéticas... 
... alternando-se em bandas de alto e baixo 
magnetismo. 
Fonte: Adaptada de Grotzinger et.al. (2007).
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GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Figura 15 – Idades das rochas que compõem os assoalhos oceânicos mostrando o padrão simétrico das bandas 
magnéticas desenvolvido em ambos os dados das cordilheiras meso-oceânicas.
Cada banda colorida 
representa crosta oceânica 
formada no mesmo intervalo 
de tempo. As linhas de 
tempo de mesma idade são 
chamadas isócronas.
Milhões de anos (Ma)
Fonte: Adaptada de Grotzinger et.al. (2007).
Assim, foi encontrada a força motora que separa as placas litosféricas: a subida de material magmático 
ou magma, responsável pela abertura do oceano e formação da crosta oceânica, composta de rochas 
ígneas cristalizadas que vão sendo empurradas pelas rochas mais novas, continuamente formadas e 
com seus minerais metálicos adquirindo a direção do norte magnético da época da sua cristalização, 
sendo estes os responsáveis pelas bandas magnéticas com polaridades reversas, indicando inversões 
contínuas do campo magnético. Esse processo explica a separação das placas, mas e a formação de 
cadeias de montanhas e os vulcanismos associados? 
Os estudos subsequentes que consolidaram a teoria da tectônica de placas identificaram três tipos 
de limites entre elas: divergente, convergente e transformante. A partir disso, a superfície da Terra 
foi dividida, como um mosaico composto de 13 principais placas tectônicas, além de algumas 
placas menores. Estas placas, relativamente rígidas, que integram a litosfera e por isso são também 
denominadas placas litosféricas, são compostas da crosta (oceânica e continental) e de parte do manto 
superior. De acordo com a teoria da tectônica de placas, essas placas se movem sobre a astenosfera, 
composta de material rochoso mais plástico, formando um substrato denso que se comporta como 
um fluido viscoso, no qual ocorrem deformações plásticas na escala de tempo geológico. Este 
comportamento das placas sobre a astenosfera é explicado sob a ótica do princípio da isostasia, que 
explica o mecanismo em que uma rocha mais leve flutua sobre um substrato mais denso. 
A subida de magma é atribuída à presença de correntes de convecção desenvolvidas no interior 
do manto, ocasionadas pela subida de material quente e descida de material frio, mais denso. 
Inicialmente, a teoria de tectônica de placas considerava as correntes de convecção como sendo a 
única força motora do processo de movimentação de placas, mas atualmente, é mais aceito que o 
próprio empuxo das placas, ou seja, o movimento de placas mais densas sob as placas menos densas 
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UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
em ambientes convergentes (subducção de placas) seria uma força motora mais plausível. É possível 
que esses processos estejam de alguma forma associados, sendo responsáveis pela movimentação 
das placas conjuntamente.
Figura 16 – A superfície da terra representada como um mosaico de 13 principais placas rígidas litosféricas, 
mostrando limites divergentes (marcados com setas vermelhas), convergentes (marcados com setas azuis) e 
transformantes (marcados com setas amarelas), cujas velocidades de movimento relativo são representadas 
pelos números marcados ao lado das setas (em mm/ano).
Fonte: Grotzinger et.al. (2007).
Os limites divergentes são representados, na sua fase mais tardia, pelo desenvolvimento de 
oceanos, mas este tipo de limite se instala por meio de um processo chamado rifteamento, que é 
desencadeado pela subida do magma e pela ação de forças extensionais (estiramento). O rifteamento 
é o desenvolvimento de uma associação de rupturas ou quebras nas rochas (denominadas falhas 
geológicas, estruturas que iremos melhor descrever no próximo item deste capítulo) que compõem 
a crosta continental (uma placa rígida litosférica única), com padrão relativamente simétrico e 
escalonado, na forma de degraus, formando uma depressão mais profunda no eixo da abertura 
(Figura 18), podendo alcançar mais de 10km de profundidade. Essa fase inicial pode durar alguns 
milhões de anos. Um exemplo atual de um rifte nesta fase é o rifte do leste africano ou Rifte Vale 
Africano, que começou a se desenvolver há cerca de 20 Ma atrás e atualmente constitui uma fenda 
com aproximadamente 56 km de extensão. Nesta fase de separação de placas nos continentes, o 
desenvolvimento de vales em rifte é caracterizado por atividade vulcânica e terremotos distribuídos 
sobre uma zona mais larga que a dos centros de expansão oceânicos. O rifteamento é iniciado no 
ponto ou junção tríplice, a partir da qual três riftes se desenvolvem formando um ângulo de cerca 
de 120º entre eles (Figura 19). Normalmente, dois riftes continuam a se desenvolver e um deles 
é abortado nesta fase da evolução da estrutura divergente. A partir desta quebra inicial, as forças 
divergentes atuantes puxam as duas partes da placa formadas no sentido oposto e a solidificação 
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GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
do magma em ascensão a partir do centro de espalhamento ou dorsal forma a nova crosta oceânica 
com padrão simétrico a partir deste. Os riftes que continuam a evoluir passam, então, por uma 
fase denominada oceano nascente ou proto-oceano, que é marcada pela entrada da água do mar. 
Um exemplo atual desta fase de evolução é o Mar Vermelho. A continuação da evolução do rifte é 
o desenvolvimento de um oceano aberto, com a instalação de uma cordilheira meso-oceânica no 
centro de espalhamento oceânico e margens continentais passivas em ambos os lados continentais, 
como é o caso do Oceano Atlântico e das margens leste do Brasil e oeste da África (Figura 19). 
Os riftes de margens passivas constituem bacias sedimentares, cuja deposição dos sedimentos foi 
iniciada durante a fase rifte e continuou após com a subida do nível do mar na bacia, como ocorreu 
em todas as bacias da costa leste brasileira. Nesta fase final de evolução, os riftes que se encontram 
dentro das bacias oceânicas são estreitos e exibem vulcanismo ativo e terremotos. 
Figura 17 – movimentação da placa tectônica (placa litosférica ou litosfera oceânica) sobre a astenosfera, a partir 
da dorsal meso- oceânica devido à ascensão de magmas e ao movimento de convecção na astenosfera.
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
Figura 18 – Fases de fragmentação de uma placa continental, desde o início do processo de rifteamento, 
desencadeado pela subida do magma (fase A), a instalação do rifte (fase B), a instalação de um proto-oceano 
(fase c) e, em seguida, da dorsal meso-oceânica, a abertura do oceano e formação das margens passivas em 
ambos os lados da dorsal (fase d).
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
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UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
Figura 19 – Exemplos de junção tríplice no desenvolvimento de dois rifteamentos: o do Golfo de Aden, mais 
recente, que mostra a formação do Rifte vale Africano (fase B da figura anterior), e do mar vermelho (fase c), e 
da dorsal meso-oceânica do Oceano Indico (fase d); e o da fragmentação do pangea, mais antigo, na figura 
mostrando o estágio de rifteamento original antes da formação do Oceano Atlântico.
Fonte: teixeira et.al.(2008).
Os limites convergentes de placas tectônicas, desencadeados pela ação de forças compressivas, são 
acompanhados de intensa atividade tectônica e são responsáveis pela formação de cordilheiras 
ou cadeias de montanhas – processo de orogênese. Nestes limites, a placa litosférica mais densa 
mergulha sob a placa litosférica menos densa. Esse mergulho de uma placa sob a outra é denominado 
subducção, e zona de subducção é a zona em que ocorre o processo entre as duas margens ativas. O 
ângulo de mergulho, o vulcanismo associado, as rochas e as feições fisiográficas geradas são função 
da natureza e composição das placas envolvidas nas margens ativas, pois esses limites podem se 
desenvolver segundo três situações: crosta oceânica x crosta oceânica, crosta continental x crosta 
oceânica e crosta continental x crosta continental – (Figura20). 
Na subducção entre duas crostas oceânicas, a placa mais densa, antiga, fria e espessa mergulha 
sob a outra placa, em direção ao manto. O processo produz intensa atividade vulcânica de origem 
andesítica, normalmente em forma de arquipélagos – arcos de ilhas – situados entre 100 a 400km 
atrás da zona de subducção. O exemplo desse tipo de limite são as Ilhas do Japão. Nos limites 
entre crosta oceânica e continental, ocorre a subducção da crosta oceânica sob a continental, 
devido a primeira ser mais densa. O processo produz um arco magmático na borda do continente, 
com atividade vulcânica de origem andesítica e dacítica, e formação de rochas plutônicas, 
acompanhados de deformação e metamorfismo, geração de cordilheiras de montanhas continentais 
– processo de orogênese. A Cordilheira dos Andes é um exemplo de um processo de orogênese 
desenvolvido mediante este tipo de limite, neste caso, entre a Placa de Nazca (crosta oceânica) que 
encontra-se em subducção sob a Placa Sul-Americana (crosta continental). Os limites entre duas 
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GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
placas continentais podem ocorrer com a continuação de um processo de colisão “tipo Andino”, 
em que a crosta oceânica sob a crosta continental leva uma massa continental a submergir sob a 
crosta continental e o arco magmático formado inicialmente. Esse processo não gera vulcanismo 
expressivo, mas produz intenso metamorfismo e magmatismo granítico. O exemplo deste tipo de 
limite convergente é a formação dos Alpes e do Hilamalaia. Este último começou a se formar há 
cerca de 70 milhões de anos e continua até o presente, sendo o resultado do encontro das placas 
Asiática e Indiana. As principais feições geológicas geradas num limite convergente são: fossa, 
prisma de mélange, bacia de antearco, arco e bacia de retroarco (Figura 21). No arco vulcânico, 
ocorre a subida do magma gerado pela subducção da placa mergulhante e pelo aquecimento e fusão 
das rochas que a compõe, com a entrada da água no sistema diminuindo o ponto de fusão das 
rochas. No interior da crosta continental, pode se formar rochas ígneas plutônicas, como batólitos 
de granito, nas bacias, principalmente, são depositadas rochas sedimentares, e nos arcos pode ainda 
se desenvolver metamorfismo regional (e consequentemente rochas metamórficas) associado à 
formação de cadeias de montanhas. 
Figura 20 – Os três tipos de limites convergentes.
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
Os limites transformantes, desencadeados pela ação de forças cisalhantes, são conhecidos como 
margens conservativas de placas, em que a crosta não é criada nem consumida. Falhas transformantes 
são geradas ao longo de cordilheiras meso-oceânicas para acomodar o movimento entre as falhas 
do rifte. Os limites transformantes mais conhecidos são: a Falha de Santo Andreas, que tem cerca 
de 1300 km de comprimento e largura máxima de algumas dezenas de quilômetros, e está situada 
entre as placas Norte-Americana e do Pacifico, apresentando um movimento com velocidade média 
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UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
de 5 cm/ano nos últimos 10 milhões de anos; e a Falha Alpina, na Nova Zelândia, entre as placas do 
Pacifico e Australiana.
Figura 21 – perfil de um limite de placa convergente, mostrando as principais feições geológicas formadas e as 
rochas relacionadas.
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
O movimento entre as placas ao longo do tempo geológico é denominado “Ciclo de Wilson”, que 
controla a abertura e fechamento de bacias oceânicas ou oceanos. A reconstituição da posição dos 
continentes ao longo do tempo é normalmente baseada em estudos de paleomagnetismo, e um 
resumo desta reconstituição pode ser visto na figura 22.
Figura 22 – Reconstituição da posição dos continentes de 2,0 bilhões de anos até 100 milhões de anos atrás.
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
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GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Quais são os registros deixados nas rochas pela ação da tectônica de placas?
geologia estrutural
As rochas que compõem as placas rígidas litosféricas (placas tectônicas) estão 
sujeitas a atuação de forças resultantes da tectônica de placas. Mas, que forças são 
essas e como as rochas reagem à sua atuação?
A configuração dos continentes terrestres tal qual observamos atualmente mudou ao longo do tempo 
geológico e que a distribuição de continentes, oceanos, mares e montanhas depende da movimentação 
das placas tectônicas sob a ação de forças compressivas, extensionais ou de cisalhamento. Mas, 
além do processo tectônico global de movimentação das placas, as rochas que constituem as placas 
nas crostas continental e oceânica se deformam sob a ação dessas forças. Essa deformação ocorre 
de acordo com a temperatura e pressão dominantes no ambiente em que as rochas são deformadas, 
condições que constituem os domínios de deformação rúptil, sólido plástico ou dúctil e liquido 
viscoso (Figura 23). Cada domínio de deformação caracteriza uma resposta diferente do material 
rochoso as forças atuantes, resultando em estruturas diferenciadas que são as marcas deixadas nas 
rochas dos processos aos quais foram submetidas durante a sua evolução geológica. 
Figura 23 – domínios de deformação em função da pressão e temperatura as quais as rochas estão submetidas
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
As principais estruturas observadas nas rochas devido à atuação de forças tectônicas são falhas e 
dobras. As falhas são rupturas ou quebras nas rochas ao longo de um plano com mergulho. Para 
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UNIDADE I │ GEOLOGIA GERAL
o desenvolvimento de falhas, as rochas normalmente encontram-se no momento da deformação 
num domínio de deformação rúptil, ou seja, pressão e temperaturas relativamente baixas (Figura 
23). Os elementos geométricos das falhas são: muro (ou lapa), teto (ou capa), escarpa e plano de 
falha (Figura 24). Ao longo do plano da falha podem ser observadas estrias que indicam a direção do 
movimento relativo entre os blocos de falhas adjacentes. De acordo com este movimento, as falhas são 
classificadas em normais, inversas (ou de empurrão), transcorrentes e oblíquas (Figura 24). Cada tipo 
de falha indica um estado de tensão atuante: compressivo, distensivo ou cisalhante (Figura 25). Desta 
maneira, temos que: as falhas normais, caracterizadas pelo deslizamento do teto em relação ao muro 
no sentido do mergulho da falha, desenvolvem-se no estado de tensão distensivo; as falhas inversas, 
caracterizadas pelo empurrão do teto sobre o muro com movimento no sentido inverso do mergulho 
da falha, são desenvolvidas no estado de tensão compressivo; enquanto as falhas transcorrentes, 
caracterizadas pelo movimento relativo entre os blocos horizontal, ocorrem no estado de tensão 
cisalhante (Figuras 24 e 25). Esses são os três principais tipos de falhas, mas ainda podemos ter falhas 
oblíquas ou lístricas (Figura 24) Assim, de acordo com o tipo de falha observado nas rochas descritas 
podemos determinar duas características em relação ao ambiente geológico de desenvolvimento da 
estrutura: as condições de pressão e temperatura e o estado de tensão atuante.
Figura 24 – (1) componentes do rejeito e separação de uma falha; (2) Elementos geométricos de uma falha: 
blocos de falha (muro ou lapa e teto ou capa); escarpa e plano de falha; (3) classificação de falhas segundo o 
movimento relativo entre blocos adjacentes e a inclinação do plano de falha: (a) falha normal; (b) falha inversa; 
(c) falha transcorrente, (d) oblíqua e (e) lístrica
e
(1) (2) (3)
Fonte: segundo teixeira et.al.(2008).
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GEOLOGIA GERAL │ UNIDADE I
Para a caracterização das falhas, é importante determinar a direção do seu plano e o sentido do 
seu mergulho (falhas normais e inversas) ou do seu movimento (falhas transcorrentes), além da 
diferença entre os blocos adjacentes que caracteriza o movimento relativo entre eles. Este movimento 
é caracterizado quantitativamente pelo rejeito e pela separação da falha (Figura 24).
Figura 25 – Estruturas geradas nas rochas segundo o estado de