Resumo de Geologia Geral - Vitória Azevedo

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~ Resumo de Geologia Geral – Vitória Azevedo ~
· Diagrama de rochas
· Chave para símbolos
· Acamamento sedimentar é como o material foi depositado na bacia.
· Afloramento é algo que soergue, sendo um lugar onde o substrato rochoso está exposto na superfície. Uma rocha em superfície sofreu afloramento. Através de processos naturais ou artificias como os cortes para a construção de uma rodovia.
· Intermaré zona litoral situada entre o nível médio da maré alta e o nível médio da maré baixa (ex.: zona intermaré; ambiente marinho pouco profundo e sem agitação, com inframaré raso e intermaré baixo).
· Supramaré zona acima do limite superior da maré (ex.: ambiente de supramaré; depósitos de supramaré; nível da supramaré). = Supra litoral.
· Processos geológicos que atuam na superfície terrestre erosão e intemperismo que juntos transportam sedimento.
· Protólito é a rocha original antes de sofrer algum tipo de mudança ou metamorfismo, possui textura primária, podendo ser uma rocha ígnea, sedimentar ou metamórfica.
· Rocha fonte de um sedimento é a rocha a qual pertenceram os grãos de sedimentares do passado, antes da rocha ser submetidas ao intemperismo. Ou seja, é a rocha original antes de sofrer qualquer processo.
· Fonte tipo de rocha, grau de arredondamento (distal - arredondado ou proximal - anguloso), grau de seleção (proximal - menor o grau de seleção ou distal - maior grau de seleção). 
· Quem une todos os processos geológicos são os processos tectônicos.
· Atmosfera, hidrosfera, litosfera e astenosfera
– Hidrosfera reúne a camada liquida que cobre a superfície do planeta, composta por mar, rios, lagos etc.
– Atmosfera camada mais superior da Terra, gasosa, imprescindível para a existência da vida humana sobre a superfície terrestre.
– Litosfera (crosta e parte mais sólidas do manto superior) se movem sobre a astenosfera. Dividida em crosta continental (granítica) 25 – 50km e crosta oceânica (basáltica) 5 – 10 km.
– Astenosfera = zona de baixa velocidade.
· Metamorfismo quando um protólito é submetido a altas pressões e temperatura, ele irá se transformar em rocha metamórfica. 
– Quando a pressão e temperatura de uma rocha mudam, ocorrem mudanças do tipo mineralógica, textural e da estrutura. 
– Não muda a composição química. 
– O processo ocorre no estado sólido, sendo isoquímico. 
– Não derrete/funde nada, se isso acontece é anatexia.
– Os minerais se tornam instáveis e reagem formando outros minerais estáveis nas novas condições vigentes. 
– A temperatura do metamorfismo está abaixo do ponto de fusão das rochas (~650°C), mas são altas o bastante (acima de 250°C) para as rochas se modificarem por recristalização e reações químicas. 
– Os principais agentes do metamorfismo são aquecimento, pressão, atividade de fluídos e tempo.
– No metamorfismo a temperatura indica o tamanho do grão. 
– Se a temperatura tiver um grau alto terá grãos grandes/granulação grossa. 
– Se tiver um grau baixo terá grãos pequenos/granulação fina. 
– É um processo isoquímico. 
– Está associado ao ambiente tectônico. 
– Pode ocorrer em uma área extensa (metamorfismo regional) ou limitada (metamorfismo de contato).
1. Metamorfismo de contato magma intrude uma sequência de rocha sedimentar, e antes da instalação da rocha intrusiva, a temperatura das rochas sedimentares era cerca de 150°C. A temperatura do magma era de 800°C. 
– As rochas sedimentares são aquecidas pelo magma após a sua instalação, essas rochas que são aquecidas sofrem metamorfismo. O magma quente aquece as rochas envolventes, a zona de rochas que são aquecidas denomina-se auréola de contato. As rochas fora da auréola de contato não são aquecidas por esse metamorfismo, logo não são afetadas. Subsequente, o magma arrefece e cristaliza. 
– Pode-se observar um núcleo de rocha magmática rodeado por uma zona de rochas de metamorfismo de contato. 
– Metamorfismo sem deformação. 
– Quando as temperaturas altas se restringem a áreas pequenas como as rochas que estão perto ou em contato com uma intrusão, as rochas serão transformadas. 
– A rocha sedimentar que está mais perto da auréola de contato (rocha intrusiva) será exposta a temperaturas mais elevadas, já a rocha que está longe da auréola de contato irá sofrer pouco aumento de temperatura. 
– A temperatura em que as rochas foram expostas durante o metamorfismo de contato depende da distância em relação a rocha intrusiva.
– As condições das fácies de hornfels/corneana (mineralogia quartzo, muscovita, feldspato, granada e andaluzita) são caracterizadas por alta temperatura e baixa pressão. 
– Ocorre durante o metamorfismo de contato. Sendo uma rocha metamórfica, sem foliação e de grão fino.
2. Metamorfismo regional afeta grandes seguimentos da crosta. 
– Está relacionado ao limite convergente, zonas de subducção, gera grande soerguimentos da crosta oceânica que são levadas para altas profundidades. 
– Ocorre onde as altas pressões e temperatura estendem-se por regiões amplas, o que acontece quando as placas colidem. 
– Esse metamorfismo acompanha as colisões das placas, resultando na formação de cadeias e montanhas e no dobramento e fraturamento das camadas sedimentares que até então eram horizontais. 
3. Metamorfismo hidrotermal/metassomatismo processos onde a água ou fluídos em circulação introduzem elementos adicionais na rocha através da percolação, podendo ocorrer em fraturas em profundidades da crosta, mudando a composição química e mineralógica. 
– Pode substituir completamente um mineral por outro sem mudar sua textura. Transporta CO2 dissolvido como substancias químicas Na, K, SiO2, Cu e Zn (que são solúveis em água quente). 
– É comum na crosta oceânica perto de dorsais meso-oceânicas. A temperatura da água aumenta com a profundidade. 
– Os minerais existentes podem dissolver e outros podem se formar. 
– Durante o metamorfismo hidrotermal é a temperatura da água que causa o metamorfismo, através da percolação de água quente nas fraturas das rochas em profundidade. 
– A pressão e temperatura da rocha que sofre o metamorfismo se mantém constante.
4. Metamorfismo cataclástico ocorre associado a falhas. 
– Quando dois blocos da crosta se movem um em relação ao outro, as rochas ao longo da zona de contato entre dois blocos são esmagadas.
5. Metamorfismo do basalto o basalto que é uma rocha magmática consiste em plagioclásio e piroxênio. Quando este experimenta aumento de pressão e temperatura no meio envolvente, ocorrem reações químicas entre seus minerais. O piroxênio e o plagioclásio reagem para formar minerais que são estáveis nas condições de pressão e temperatura do meio envolvente. Quando o basalto é levado para uma profundidade de cerca de 5 – 10 km, a rocha sofre metamorfismo. O basalto transforma-se em xisto verde. A uma profundidade de 10 – 20 km o xisto verde sofre metamorfismo, transformando-se em xisto azul. A uma profundidade de cerca de 40 km o xisto verde sofre metamorfismo e vira eclogito. Se uma rocha for levada para maiores profundidades começará a fundir.
	Baixo grau
	Xisto verde
	Médio grau 
	Anfibolito
	Alto grau
	Granulito Máfico
· Sequência basáltica 
Metamorfismo básico – basalto
– Basalto se transforma
– Xisto verde 5-10 km
– Xisto azul 10-20 km
– Eclogito 40 km
· Grau de metamorfismo
– Diagênese = Metamorfismo de muito baixo grau: 4-5 km
– Metamorfismo de baixo grau: 5-10 km
– Metamorfismo de médio grau: 10-20 km
– Metamorfismo de alto grau: 20 km
– Anatexia é o processo em que se as rochas continuarem a descer em profundidade começa a fundir, onde a rocha metamórfica que passou do ponto e derreteu. Pode ocorrer no manto, crosta oceânica e rosta continental. Se a rocha sofreu fusão parcial é migmatito. 
· Metamorfismo das argilas quando as argilas são levadas para uma profundidade de cerca de 4 – 5 km sofrem diagênese, transformando-se em xisto argiloso, que é uma rocha sedimentar. Se o xisto (folhelho) é levado para maiores da crosta sofre metamorfismo formando uma rocha metamórfica.
· Metamorfismo pelítico – argilaSequência de rochas pelíticas 
– Folhelho formado através da diagênese, ao sofrer aumento de pressão e temperatura é metamorfizado (numa profundidade de 4-5 km sofre metamorfismo de grau muito baixo) e se transforma em: 
– Ardósia de granulação fina, baixo grau metamórfico 200°, possui clivagem ardosiana.
– Filito 5-10 km de profundidade, baixo grau metamórfico 200°.
– Xisto granada estaurolita/micaxisto com granadas 10-20 km, médio grau metamórfico. 
– Gnaisse 20 km de profundidade, elevado grau metamórfico.
– Migmatito elevado grau metamórfico.
· A diferença entre ardósia, xisto e folhelho é a pressão e temperatura.
· As argilas do folhelho viram xisto.
· Tipo de metamorfismo nos ambientes 
– Margem de placa convergente há o metamorfismo de alta pressão, regional e de contato.
– Margem de placa convergente metamorfismo de assoalho oceânico e de contato.
– Margem de placas transformantes metamorfismo e assoalho oceânico. 
· Minerais típicos de rochas metamórficas são o quartzo, feldspato, mica, piroxênio, anfibólio (os mesmos silicatos das rochas ígneas). 
– Outros silicatos como cianita, estaurolita e as variedades da granada são exclusivas de rochas metamórficas (não sendo característica de rochas ígneas), sendo bons indicadores de metamorfismo.
· Materiais levados a profundidades de 5-10 km sofrem metamorfismo de baixo grau. 
· Minerais índices que ocorrem em rochas metamórficas 
– Estes minerais estão relacionados diretamente a química do mineral. Só ocorrem em rochas metamórficas, em que antes o protólito era pelítico, exceto granada.
1. Cianita
2. Andaluzita
3. Granada 
4. Sillimanita
5. Estaurolita
6. Clorita
· Minerais índices de pressão e temperatura 
	Clorita ocorre apenas em rochas de baixo grau metamórfico, de composição pelitíca.
	Baixo grau metamórfico 200°
	Muscovita estável em condições de baixo a médio grau de metamorfismo.
	Médio grau metamórfico
	Biotita metamorfismo de médio grau.
	Médio grau metamórfico
	Granada metamorfismo de médio grau a elevado grau.
	Médio grau metamórfico
	Estaurolita metamorfismo de médio grau a elevado grau.
	Médio grau metamórfico
	Sillimanita metamorfismo de elevado a médio grau.
	Elevado grau metamórfico 800°
· Fluídos na crosta
– Gases e líquidos são expostos as altas temperaturas e pressão da crosta são chamadas de fluídos. 
– Os fluídos mais importantes da crosta são a água (H2O), dióxido de carbono (CO2) sendo esses dois os mais comuns e o nitrogênio (N2). 
– Os fluídos podem participar de raçoes como reagentes. Pode atuar como catalizador durante reações de minerais. 
· Rochas pelíticas, psamíticas e psefíticas
– Para saber a área fonte dos sedimentos a rocha mais adequada para isso é um psefito (escolha entre psefitos, psamitos e pelitos), devido seu tamanho, quanto maior fragmento de rocha melhor para a análise de identificação, ou seja, para saber a fonte depende do tipo de rocha
1. Psefitos corresponde aos conglomerados. 
2. Psamitos corresponde aos arenitos. Chamado de fração arenosa, como por exemplo a grauvaca.
3. Pelitos corresponde as rochas finas, ricas em lama como os siltitos, folhelhos, lamitos e argilitos. Composto de silte + argila = siltito. Rocha pelitíca é a rocha que se forma a partir das argilas.
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· Sedimento no fundo do oceano é folhelho/pelito. Um rio com argila no fundo transporta esses sedimentos até o fundo oceânico.
· O quartzo está presente em quase todas as rochas pelíticas, porém como é estável, não é possível obter nenhuma informação sobre as condições de temperatura. O mesmo com feldspato. 
· Idiomórfico e Xenomórfico termos utilizados para rochas ígnea.
· Idioblástico ou Xenoblástico termos usados para rochas metamórficas.
· O ciclo das rochas descreve como os materiais da crosta evoluem e se transformam com o tempo, em consequência do movimento das placas tectônicas. 
– As rochas ficam expostas a superfície são expostas a meteorização (intemperismo) e erosão. 
– Quando uma rocha é erodida formam-se sedimentos. 
– Os sedimentos são transportados para um local onde são depositados. 
– Os sedimentos sofrem diagênese formando uma rocha sedimentar. 
– Existem duas alternativas para a transformação das rochas sedimentares as rochas podem ser transportadas para a superfície onde ficarão expostas a meteorização e a erosão, ou podem ser transportadas para níveis mais profundos da crosta onde irão sofrer metamorfismo. 
– Para as rochas metamórficas, existe duas alternativas possíveis para a sua transformação essas rochas podem ser transportadas para a superfície onde ficarão expostas a meteorização e erosão ou podem ser transportadas mais para baixo onde começam a fundir, e esse magma arrefece e cristaliza formando uma rocha ígnea/magmática. 
– Há duas alternativas de transformação para as rochas magmáticas/ígneas, a rocha pode ficar exposta a mudanças de temperatura e pressão e transforma-se numa rocha metamórfica...ou pode ser transportada para a superfície onde fica exposta a meteorização e erosão, recomeçando assim o ciclo das rochas.
– Cada tipo de rocha pode se transformar em outra através do intemperismo e erosão. 
· Rocha é um agregado composto por grãos de minerais que estão agregados/cimentados. 
– As rochas presentes na crosta podem ser divididas em três grupos: rochas magmáticas (formadas por magma), rochas sedimentares (formadas por sedimento) e rochas metamórficas (são geradas a partir de um protólito).
– Rochas ígneas, metamórficas e sedimentares mesmo com diferenças marcantes, todas são classificadas utilizando quase os mesmos princípios. 
– As características das rochas que são comuns à classificação das três categorias são a estrutura, granulação, dureza, cor, minerais, textura e origem.
1. Rochas magmáticas/ígneas se formam durante o arrefecimento e cristalização de magmas. – As rochas magmáticas que se formam em profundidade/abaixo da superfície são as rochas intrusivas/plutônicas. 
– Enquanto as rochas formadas em superfície são as rochas extrusivas/vulcânicas. 
– Rocha plutônica não é depositada, ela é intrudida, sofre intrusão. Como por exemplo um dique é uma intrusão.
– Rocha vulcânica não é depositada, ela sofre derrame/extravasamento.
2. Rochas sedimentares são formadas durante a litificação de sedimentos, como argilas, areias, cascalhos e fragmentos de rocha. Rocha sedimentar sofre deposição. É depositada de forma concordante, estratos paralelos depositados sem interrupção.
3. Rochas metamórficas é gerada em regiões orogênicas. O metamorfismo não ocorre em regiões intraplaca devido esta região não atingir temperatura necessária para iniciar o metamorfismo. Transformam-se em profundidade durante a transformação de rochas pré-existentes que são submetidas a altas pressões e temperatura.
· Minerais comuns de rochas ígneas, sedimentares e metamórficas 
	Rochas ígneas
	Rochas sedimentares
	Rochas metamórficas
	Quartzo
	Quartzo
	Quartzo
	Feldspato
	Argilominerais
	Feldspato
	Mica
	Feldspato
	Mica
	Piroxênio
	Calcita
	granada
	Anfibólio
	Dolomita
	Piroxênio
	Olivina
	Gipsita
	Estaurolita
	
	Halita
	Cianita
· Rochas monominerálicas o processo de formação é através de um único mineral, pois tem uma proporção muito alta de um mineral só (variedade pequena). Como por exemplo: anortosito, rocha ígnea composta por mais de 90% de plagioclásio, dunito composto de mais de 90% de olivina. 
· Rocha pluriminerálicas são formadas por 2 ou mais minerais (como a maioria das rochas na Terra), como por exemplo o granito (composto por quartzo, anfibólio, biotita).
· Rocha biminerálicas são rochas metamórficas. 
· Corpos magmáticos 
1. Dique (acicular/vertical) corta a rocha encaixante, geralmente é mais recente. Sendo discordante. Forma-se quando o magma intrude e subsequente cristaliza em fraturas (e as rochas que se formam nelas) cortam as camadas de rochas envolventes. Sempre vai ser quem se deposita por último. 
2. Sill/soleira (tabular/horizontal) sendo laterais, orientadas paralelamente a estratificação das rochas envolventes. O magma é injetado entre camadas paralelas (horizontalmente)de rochas pré-existentes. É concordante. Ou seja, o magma não atinge a superfície, ao invés disso ele força passagem entre dois estratos de rochas sedimentares, feito isso o magma cristaliza na forma de soleira.
3. Batólito maior que 100km². São maciços intrusivos de grandes dimensões que cristalizam em profundidade.
4. Lacólito é um corpo ígnea relativamente pequeno (se comparado aos batólitos) com uma forma complexa.
5. Stock menor que 100km².
· Uma intrusão sempre vem depois da rocha já formada.
· Uma rocha ígnea que intersecta (corta) uma rocha sedimentar é mais recente do que as rochas sedimentares subjacentes (que está por baixo), porém mais antiga do que as rochas sedimentares sobrejacentes (que está por cima). Porém uma soleira/sill é mais recente que as rochas sedimentares sobrejacentes e subjacentes. 
· Rochas filoneanas se formam quando o magma cristaliza ao longo de fraturas em direção a superfície. Como os veios, venulações e diques.
· Diagrama do barracão
– Lamito não possui quartzo e feldspato.
– 15% são os litoclastos.
· Wacke = grauvaca é composta por quartzo, feldspato e fragmento de rocha. Sendo mal selecionada.
· Arcoséo é um arenito avermelhado, contendo quartzo e feldspato. Também chamado de arenito feldspático.
· Regolito nome que dá ao material formado pelo intemperismo físico e químico.
· Composição química dos elementos da crosta terrestre
1 – Oxigênio 46%
2 – Silicatos 28%
3 – Alumínio 8%
4 – Ferro 6%
5 – Magnésio 4% 
6 – Cálcio 2,4%
7 – Potássio 2,3%
8 – Sódio 2,1% 
9 – Outros < 1% (mais importantes são C, H, Ti, Mn, S, Ni, Pb, P, U e Zr)
Os elementos sílica (Si) e oxigênio (O) constituem ~75% do material da crosta terrestre. Si e O formam o tetraedro SiO4, que é o bloco estrutural fundamental do grupo de minerais silicáticos (o mais abundante e importante grupo de minerais na natureza).
· Silicatos são fisicamente impossíveis de afundar.
· Basculamento tectônico vira/inclina camadas de rocha lateralmente.
· Tipos de transportes
Transporte trativo é dividido em três: 
1. Saltação onde os grãos são saltados, de densidade baixa, melhor o arredondamento e esfericidade.
2. Arrasto pela força da água, grãos de densidade alta, boa esfericidade e péssimo arredondamento, tentam arranjar uma nova forma.
3. Rolamento ao rolar dá uma geometria esférica, pode ter alto arredondamento e boa esfericidade.
· Fatores que condicionam o tipo de transporte é a densidade (peso/força) e fluxo.
· Matriz (areia) X Arcabouço (conglomerado)
	A matriz suportado que suporta o clasto, com menos grãos. Possuindo mais areia que conglomerado.
	O clasto suportado possui uma maior quantidade de grãos, com mais clasto e menos matriz. Possui mais conglomerado que areia, como por exemplo bloco/calhau/seixo.
· Rochas supra crustais são rochas formadas em superfícies que são vulcânicas e sedimentares. 
– O substrato dessas rochas é o embasamento.
– Na américa do Sul há dois tipos de rochas supra crustais, na margem ativa existe rochas sedimentares e vulcânicas, no ambiente atual e recente. 
– No restante há as rochas de cobertura sedimentares, pois foram formadas em um momento que não havia margem ativa.
· Embasamento é do Proterozoico/Arqueano. 
– São rochas mais antigas podendo ser rochas cristalinas ígneas ou metamórfica, que ficam por baixo. 
– Deve ser mais antigo que as supra crustais sempre. 
· Faixa móvel/cinturões móveis/faixas orogenéticas é uma região entre continentes do embasamento que foi retrabalhado, metamorfizado durante o último movimento tectônico vigente. 
– No Brasil, foi durante o Brasiliano 720-480 M.a. Logo, um cráton metamorfizado é uma faixa móvel. 
– Faixas orogenéticas ou orogênicas formam-se ao longo dos limites de placas litosféricas convergentes.
· Outros componentes da crosta continental
1. Escudo continental é um cratón aflorando, caracteriza-se pela presença de rochas metamórficas de alto grau de idades muito antigas. Abrigam rochas pré-cambrianas. Sendo constituídos por rochas cristalinas antigas do embasamento (parte dessas rochas são relíquias de antigas orogenias).
2. Plataforma estável é constituído por rochas sedimentares depositadas sobre o escudo.
3. Cráton terreno estável de um continente. Sendo um escudo continental formado por rochas cristalinas do antigo embasamento. 
– Ao ser metamorfizado vira faixa móvel. Precisa ser mais antigo que a faixa móvel. 
– A geração de uma faixa móvel como por exemplo, o cráton de São Francisco que possui rochas do Paleoproterozóico e do Arqueano. A faixa móvel é Neoproterozóica.
· Cinturão orogenético foram faixas móveis durante seus estágios formativos e a maioria produziu sistemas montanhosos, já destruídos pela erosão. 
· Amalgamar juntar continentes. Acresção de blocos continentais.
· Zona de sutura separa o ambiente tectônico.
· Espeleotemas formam-se sem influência orgânica.
· Travertino é a rocha formada pela precipitação de calcita.
· Eclogito composto por granada, piroxênio e zoisito.
· Anfibolito com granadas é uma rocha composta por granada, anfibólio e feldspato. 
· Geologia é uma ciência que estuda o tempo geológico.
· Bacias paleozoicas do Brasil: Paraíba (nordeste), Paraná (sul) e Amazonas (norte).
· Rochas pré-cambrianas são antes do Cambriano, como Proterozóico e Hadeano. Não encontra rochas do período do Hadeano, porém encontra zircão.
· Pressão 
1. Pressão litostática pressão dos sedimentos sobrepostos/adjacentes, não causa deformação, nem xistosidade, não muda forma, apenas o volume que diminui. 
– Responsável pela estabilidade do mineral.
– A força é aplicada em todas as direções. 
– Depende da profundidade, quanto maior for maior será a pressão litostática. 
– A pressão litostática é a pressão confinante.
2. Pressão dirigida o stress é maior em uma direção do que nas outras. Altera a forma da rocha. 
– A força aplicada é uma força compressiva, a rocha que for sujeita a pressão dirigida deforma. 
– O resultado da deformação é uma rocha dobrada. 
– Movimentos tectônicos causam deformação e xistocidade. 
– Não tem a ver com a estabilidade do mineral/pressão dirigida. 
– Quando é aplicado a pressão dirigida numa rocha, os minerais alongados sofrem rotação para o plano perpendicular a direção da pressão. Consequentemente a rocha adquire uma foliação.
· Estratigrafia é através da formação de rocha, relaciona uma coluna estratigráfica.
· Cronologia 
1. Cronologia relativa essa camada A é mais velha que a camada B, princípio de Steno em que as camadas debaixo são mais antigas que as de cima. 
– Essa regra é válida tanto para sedimentos soltos, como para rochas sedimentares consolidadas. Porém, esta regra só é válida quando os sedimentos estão orientados mais ou menos quando se depositam. 
– Se uma rocha sedimentar possui falhas ou estiver dobrada, os estratos de sedimentos mais antigos podem encontrar-se acima de sedimentos mais recentes.
2. Cronologia absoluta dá o número de datas (datação) dos eventos.
· Camada é um estrato.
1. Camadas sedimentares horizontais a história geológica dessas camadas começa quando os sedimentos foram depositados em camadas horizontais, depois esses sedimentos foram soterrados por sedimentos mais recentes. 
– Devido ao aumento crescente de pressão e temperatura, durante o soterramento, os sedimentos sofreram litificação formando uma rocha sedimentar. 
– Mais tarde a elevação e erosão trouxeram as rochas até a superfície. 
2. Camadas sedimentares inclinadas estratificações sedimentar, em que a estratificação está inclinada (sedimentos nunca são depositados deste modo). 
– Provavelmente, a inclinação da estratificação ocorreu muito depois da deposição e consolidação dos sedimentos.
· Discordância = unconformity representação de interrupção de processos geológicos. Superfície entre duas camadas de rocha que sofreu erosão ou não deposição de sedimentos. 
– A discordância pode ser:
	Paralela
	Angular (ângulo)
	– Desconformidade
	– Inconformidade
	– Paraconformidade
	
· Paraconformidade é uma discordância paralela, no mesmoambiente de sedimentação. 
· Inconformidade angular 
Rocha sedimentar em cima
Discordância no meio
Rocha ígnea/metamórfica em baixo
· Discordância angular quando uma unidade subjacente de rochas sedimentares é dobrada ou inclinada e a outra unidade de rocha sedimentar sobrejacentes é depositada de forma horizontal sem mudanças.
· Desconformidade o nível do mar está descendo e a Terra está se elevando. A sedimentação cessa e a parte superior da crosta é exposta a uma erosão. Mais uma vez o nível do mar sobe e são depositados mais sedimentos. A pausa na sedimentação e subsequente erosão originam uma desconformidade. Os estratos de cima da discordância são paralelos aos estratos abaixo da desconformidade que está na horizontal.
· Desconformidade paralela (pode ser angular também) são pacotes de rocha formados por processos diferentes. 
 
Rocha sedimentar em cima
Discordância (a parte ondulada)
Rocha sedimentar em baixo
· Não conformidade/inconformidade que é um limite entre rochas sedimentares recentes depositadas de forma sobrejacentes (em cima das rochas cristalinas) de rochas cristalinas (rochas metamórficas/ígneas) subjacentes (que estão embaixo das rochas sedimentares) muito mais antigas. 
· História geológica Primeiro foi depositado o anfibólio, depois houve uma dobra e erosão, depois de depositado o argilito, seguido gabro, arcósio feldspático, riolito e quartzo (arenito), onde ocorre falha e erosão. Depois o granito é depositado, seguido do basalto, arenito cascalhoso, argilito, siltito arenoso, onde um dique de basalto corta todas as camadas abaixo.
O conglomerado foi depositado e depois sofreu uma dobra, ficando exposto sofrendo erosão nessa camada sendo cortado, deixando de ser a camada que se depositou originalmente. Depois ocorre o derrame do riolito, seguido da deposição do granito, logo após vem o arcósio, sendo camadas descontínuas, pois ocorre uma falha reversa. Sendo depositado o basalto, seguido da grauvaca feldspática, e depois da deposição desta, vem um dique que cortou todas as rochas abaixo dela. Ocorrendo erosão e depois ocorre a deposição do arenito.
5 – Dique de basalto 
6 – Falha
3 – Diabásio/basalto
2 – Riolito/dacito
4 – Gabro 
1 – Arenito
	
· Isostasia movimento vertical da crosta para cima e para baixo. 
– Sofre soerguimento. 
– Podem explicar os movimentos verticais da crosta. 
– Como por exemplo um balde de vidro cheio de água e flutuando nessa água encontra-se um pedaço de gelo. A densidade do gelo é de 0,9g/cm³ e a da água é de 1,0g/cm³. 
– A Lei de Arquimedes diz que 1/10 da massa do grelo estará acima do nível de água. 
– Chamado de equilíbrio isostático. 
– Se por um pedaço de gelo em cima do primeiro, se ver os gelos como um só, dá para reconhecer que mais de 1/10 do gelo encontra-se acima do nível de água. 
– O sistema não se encontra mais em equilíbrio isostático, sendo chamado de desequilíbrio isostático. 
– Para entrar em equilíbrio, o gelo deve afundar mais, até 1/10 da massa total do gelo se encontrar acima do nível de água. 
– Se os dois pedaços de gelo estão completamente abaixo do nível de água estará em desequilíbrio isostático. 
– Para obter o equilíbrio isostático os dois pedaços de gelo devem subir. 
· Maiores estruturas da Terra
– A superfície terrestre pode ser dividida em dois grandes grupos, cada qual englobando diversas regiões geotectonicamente distintas:
1. Áreas continentais
– Cadeias de montanhas
– Faixas móveis 
– Regiões estáveis 
– Grandes bacias 
2. Regiões oceânicas
– Cadeias meso oceânicas
– Fossas oceânicas
– Cinturões de ilhas vulcânicas 
· Atividades tectônicas atuais pode ser reconhecido três tipos principais de atividades tectônicas na Terra:
1. Movimentos sísmicos/cinturões sísmicos ao longo do cinturão circumpacífico e cadeias de montanhas, caracterizadas por intensa atividade horizontal.
2. Movimentos assimétricos/cinturões assísmicos movimentações predominantemente verticais, em que predomina subsidência e soerguimento.
3. Vulcanismo associado a zonas de instabilidade tectônica que quebra o equilíbrio. Pe = Pi (pressões externas e pressões internas). Podem ocorrer nos continentes e nos oceanos.
· Formação de montanhas a maior parte de montanhas da Terra se encontra em cordilheiras lineares chamadas de faixas orogenéticas. 
– Podem ser de diversas origens, como vulcânica, erosiva, tectônica e formadas por dobramentos.
1. De origem vulcânica são formadas pelo acúmulo de material expulso, provenientes de partes profundas da crosta terrestre. 
– Às vezes predominam lavas (vulcões havaianos), outras vezes o material piroclástico (Paracutin) e, finalmente, ambos associados (Vesúvio). 
– Forma cônica, com o material acumulando-se em torno da cratera. 
– Outros exemplos Etna (Itália) e Aconcágua (Cordilheira dos Andes). 
2. De origem erosiva 
– Isoladas pela erosão são restos de camadas horizontais que ficaram isoladas pelos efeitos da erosão. Quando possuem o topo plano são chamadas de mesas. 
– Nos divisores de água formadas devido à erosão fluvial. 
– Erosões diferenciais formadas quando as rochas mais fracas são destruídas, restando as rochas duras que se sobressaem no relevo. Exemplos Serra Geral do Rio Grande do Sul e parte de Santa Catarina.
3. De origem tectônica formam as grandes cadeias de montanhas e se originam por dobramentos, falhas ou ambos. Exemplos por falhamentos Serra do Mar. 
4. Formadas por dobramentos constituem as maiores cordilheiras. Exemplos de dobramentos Alpes, Himalaia, Andes e Montanhas Rochosas. 
· Orogênese conjunto de fenômenos vulcânicos, erosivos e diastróficos (conjunto de movimentos tangenciais, verticais que acarretam na superfície terrestre o aparecimento de dobras e falhas) que levam à formação de montanhas (elevações superiores a 300 m sobre o terreno circundante). 
– Orogênia é quando as rochas são soterradas ou comprimidas por pressão extrema.
– Começa quando há uma colisão de placas e termina com a formação de montanhas. 
– É quando há subducção para formar arco e colisão continental, sendo uma formação de cadeias de montanhas.
· Brasil não tem áreas orogênicas.
· Terra um planeta geologicamente ativo, os sismos e vulcanismos são um lembrete constante do fato da Terra ser um planeta geologicamente ativo. 
– Uma razão para isso acontecer é que a parte exterior da Terra consiste em muitas placas rígidas, que são as placas litosféricas que também são chamadas de placas tectônicas. 
– A força motora da tectônica de placas é a convecção do manto. 
– A tectônica de placas é responsável pelas mudanças continuas que ocorrem na crosta terrestre, formam-se e destroem-se continuamente rochas pela atividade tectônica.
– A parte mais externa da Terra é constituído por placas litosféricas que se movem uma em relação a outra. 
– A maior parte da atividade geológica na Terra ocorre nos limites de placas. 
– Devido a essa tectônica de placas, a crosta está continuamente a mudar, e as rochas estão continuamente formando-se e destruindo-se, como no ciclo das rochas.
· A abertura do oceano Atlântico se deu devido a separação dos continentes Africano e Sul-Americano há cerca de 140 M.a, ocorreu devido as correntes de convecção do manto. 
– As duas placas litosféricas ainda hoje se afastam uma da outra. 
– A distância entre os dois continentes aumenta cerca de 3 cm por ano.
· Deriva continental 
– Alfred Wegener em 1915 publicou uma hipótese na qual chamou de Deriva Continental. 
– Afirmou que os continentes atualmente separados pelo oceano Atlântico estavam unidos no passado e formavam o super continente Pangeia. 
– Os fatores que comprovam a junção dos continentes são: 
1. Fósseis de répteis (cynognathus) encontrados tanto na África e na América do Sul;
2. Fóssil da planta glossopteris na América do Sul, África, Austrália e Antártida. 
3. Fóssil de mesosaurus na América do Sul e na África sendo este um réptil de água doce. 
4. Fóssil de lystrosaurus na África, Índia e Antártida, sendo este um réptil terrestre.
– Durante o Triássico a Américado Sul, África, Índia, Austrália e Antártida se encontravam unidos, formando o super continente Pangeia. 
– Os animais que viviam durante aquele tempo conseguiam se mover de continente para continente sem terem que atravessar nenhum oceano ou ponte.
– O problema da hipótese de Wegener era o fato dele não possuir nenhuma explicação de como os continentes se moviam. Sugeriu que os continentes se arrastavam no fundo oceânico, estando errado.
· Corrente de convecção 
– Em 1929, Arthur Holmes propôs um modelo que é aceito até os dias atuais. Sugeriu que tanto a crosta continental e a oceânica abaixo dos oceanos, se encontravam à deriva. Forças motriz por de trás da deriva eram as correntes de convecção do manto. 
– Em zonas onde o material mantélico ascendia, forma-se nova crosta (movimento divergente). 
– Em zonas onde as correntes eram descendentes, os materiais crustais eram arrastados para baixo em direção do manto e destruído (movimento convergente). 
– Após a 2a Guerra Mundial, procedeu-se um mapeamento extensivo do assoalho oceânico. 
– Sendo descoberta a Dorsal Meso Atlântica (é uma montanha submarina que pode ser seguida de norte a sul ao longo do oceano Atlântico). 
– Essas observações incluem a topografia do fundo oceânico a idade do fundo oceânico e anomalias magnéticas.
– Há 200 Ma, África e América do Sul encontravam-se lado a lado. Há cerca de 140 Ma os dois continentes começaram a se afastar um do outro.
– Durante a abertura do oceano Atlântico, uma nova crosta oceânica era formada ao longo da dorsal meso oceânica, essas dorsais formam alinhamentos contínuos de montanhas submersas com cerca de 4000 m de altura. 
– Este processo ainda ocorre no oceano Atlântico que ainda está crescendo em largura (movimento divergente). 
· Tectônica de placas
– Teoria da Tectônica Global em 1960, não passa de uma melhoria da hipótese da Deriva Continental de Wegener.
· Força motriz por detrás da tectônica de placas são as correntes de convecção que existem no manto. 
– As partes inferiores do manto são aquecidas ao longo do limite com o núcleo externo quente. 
– O material quente das partes inferiores do manto é menos denso do que o material das partes superiores. 
– O material das partes inferiores do manto ascende lentamente, enquanto o material mais frio das partes superiores afunda. 
– O material mantélico se move em padrões mais ou menos circulares, chamados de células de convecção.
· Placas litosféricas/tectônicas quando duas placas litosféricas se movem uma em relação a outra através da convecção do manto, desenvolve-se a deformação ao longo do plano de falha entre duas placas. 
– O planeta está dividido em camadas concêntricas com comportamentos mecânicos distintos, sendo que a mais externa é a litosfera. 
– Não se movem todas com a mesma velocidade, gerando variações ao longo do limite, criando diferentes estruturas para acomodar as diferenças de velocidade. 
– Os movimentos das placas litosféricas são conhecidos por tectônica de placas que são responsáveis pela maior parte dos processos geológicos que se pode observar como sismos, vulcanismo, orogênia, erosão e sedimentação. 
– A força motriz ou força principal que move as placas tectônicas é o calor proveniente do manto sendo as correntes de convecção mantélica, onde há regiões do manto que ficam mais aquecidas e o magma ascende, podendo ter um limite divergente ou um hot spot. 
– Partes que são afundadas (subductadas) são mais frias. 
– As principais placas litosféricas: 
	Grandes
	Médias 
	Pequenas 
	1. Indo australiana ou Australiana
	1. Nazca
	1. Cocos
	2. Pacífico
	2. Filipinas
	2. Caribe
	3. Eurasiana
	3. Arábicas 
	3. Scotia
	4. Sul Americana
	
	4. Juan de Fuca
	5. Norte Americana
	6. Antártida/Antártica 
	7. Indiana ou Indo australiana
	8. Africana
.
· Placa Antártica ou Antártida está certo.
· Toda margem de placas tem micro placas.
· Os limites das placas não correspondem as atuais bordas de continentes e oceanos.
· Os três limites de placas tectônicas: 
A geração de magma está interligada a tectônica de placas.
1. Divergente;
2. Transcorrente;
3. Convergente. 
	Tipo de limite 
	Placas envolvidas
	Fisiografia 
	Eventos geológicos 
	Exemplos atuais 
	
	Oceano x oceano
	Cordilheira meso-oceânica com Rifte Valley Central
	Expansão do assoalho oceânico, ascensão do magma básico, vulcões, terremotos rasos.
	Cadeia do meio-Atlântico 
	
	Continente x continente
	Rifte Valley
	Fragmentação de continentes, ascensão de magma, vulcões, terremotos.
	Grande Rifte africano 
	
Convergente 
	Oceano x oceano
Divergente 
	Arcos de ilhas e fossas
	Subducção, ascensão de magma, vulcões andesíticos, terremotos, deformação crustal.
	Aleutas
	
	Oceano x continente 
	Montanhas e fossas submarinas
	Subducção, ascensão de magma, vulcões andesíticos, deformação crustal e terremotos profundos.
	Andes (costa oeste sul-americana)
	
	Continente x continente
	Montanhas 
	Deformação crustal, metamorfismo e terremotos profundos.
	Himalaia, Alpes
	
Transformante 
	Oceano x oceano
	Deslocamentos dos eixos das cordilheiras oceânicas.
	Terremotos 
	Fratura Kane
	
	Continente x continente
	Deformação ao longo da falha, pequenas montanhas
	Deformação de rochas, terremotos.
	Falha de Santo André
1. Limite divergente (margem passiva ou construtiva) placas se afastam uma da outra, estão divergindo ou se espalhando. Oceano x oceano ou continente x continente.
1.1. Crosta oceânica x crosta oceânica ambiente de formação de cadeias meso-oceânicas que são as dorsais meso-oceânicas. 
– O material astenosférico sofre fusão parcial, levando a formação de magma basáltico. 
– Após a formação o magma ascende para uma câmara magmática posicionada abaixo da superfície. 
– Quando duas placas se afastam uma da outra, o espaço vazio deixado por elas é imediatamente preenchido por magma que ascende da câmara magmática. 
– O magma cristaliza e forma nova crosta oceânica.
– Cadeias meso-oceânicas ou cordilheiras submarinas que são formadas em ambiente divergente. 
– No ambiente divergente há falhas transformantes, mas o predomínio é de estruturas de fraturas e falhas normais, ao longo do qual ocorre ascensão do magma que vai formar a crosta oceânica. Através desse mecanismo o oceano se alarga. 
– Há construção de nova litosfera. 
– Geração de magma basáltico. 
1.2. Crosta continental x crosta continental quando duas placas continentais se afastam uma da outra, forma um ambiente de rifte continental e gera um novo oceano entre os dois continentes separados. 
– Foi nesse tipo de ambiente que separou o Mar Vermelho. 
– Há atividade vulcânica e terremoto.
– Exemplo Brasil e África, Rifte Vale Africano.
– Quando o magma ascende entre placas continentais provoca a quebra/separação do continente, processo esse conhecido como tafrogênese. 
– Ocorre também a geração de um novo oceano.
· Falhas normais (de rejeito de mergulho e de gravidade) ocorrem em ambientes tectônicos extensionais. São as estruturas predominantes na formação de limites de placas divergentes incluindo as fases riftes (rift valleys) e margem continental intraplaca - cordilheira meso-oceânica. 
– Os riftes são os precursores da formação de placas tectônicas do tipo divergente: são bem sucedidos quando evoluem para limite de placa divergente; são abortados ou mal sucedidos quando evoluem para uma bacia intracratônica.
– Os três grandes tipos de contatos de placas tectônicas. 
– Falhas normais são comuns nos ambientes extensionais; falhas de empurrão nas zonas de subducção e colisão; falhas de rejeito direcional (strike-slip) nas zonas de falhas transformantes. 
Extraído de Ramsay (1987), The Techniques of Modern Structural Geology, fig. 23.43, pg. 530.
– Desenvolvimento de um limite de placa divergente e de uma margem continental intraplaca a partir de um sistema de rift intracontinental:
(a) - um sistema de rift desenvolve-se num antigo supercontinente (exemplo: Pangeia) através de um ponto quente (hot spot) onde material do manto sobe, estirando eafinando a crosta continental antiga (obs.: existem modelos ao contrário, ou seja, estiramento da crosta faz com que o manto se eleve e penetre na crosta antiga). Sedimentos não-marinhos e vulcânicas (Triássicos) são depositadas nos vales falhados. 
(b) - a partir do momento em que se produz crosta oceânica, começa o espalhamento do fundo oceânico. 
(c) – a litosfera esfria e se contrai sob a margem continental formada, causando subsidência e transgressão marinha. Evaporitos, depósitos deltaicos e carbonatos são depositados. 
(d) – sedimentos Jurássicos e Cretáceos derivados da erosão dos continentes recobrem os sedimentos anteriores. Este é o modelo de formação das margens continentais da Europa, África e Américas do Norte e do Sul. 
– Extraído de Press, F. & Siever, R. (1998), Understanding Earth. 2a ed., fi.20.17, pg. 523.
2. Margem conservativa (limite transcorrente) placas se movem paralelamente e em direções opostas. 
– São falhas transformantes que ocorrem no limite transcorrente.
– São falhas direcionais ou transcorrentes que cortam as placas litosféricas ao longo dos limites de placas. Estão associados à terremotos e falhas (quase nenhum magmatismo). 
– Gera uma grande zona de cisalhamento e falhamento. 
– Associado a sismos superficiais como Love e Rayleigh.
· Ambiente intraplaca o vulcanismo é associado a pontos quentes (hot spots). 
– Ocorre ao longo do limite de placas. 
– Esse tipo de vulcanismo é gerado por processos que ocorrem em profundidade no manto, perto da fronteira manto inferior-núcleo externo. 
– Exemplo ilhas do Havaí.
3. Limite convergente (margem ativa ou destrutiva) quando duas placas se deslocam uma contra a outra, elas estão convergindo, sendo a litosfera oceânica destruída. 
– Forma magma andesítico. 
– A fusão parcial de materiais ultramáficos do manto, forma magma basáltico. 
– Nessa zona de subducção forma-se o ambiente tectônico chamado arco de ilhas. 
– Tem um menor volume de rochas vulcânicas e volume maior de rochas plutônicas. 
– Existe três tipos de limites entre placas convergentes: continente x continente, oceano x continente e oceano x oceano.
3.1. Crosta continental x crosta continental estágio final dos processos de subducção. 
– Cessa o movimento de subducção devido não ter mais placa oceânica para subductar, levando a colisão de dois continentes que vão convergir e colidir, gerando um ambiente tectônico colisional. 
– Durante essa colisão a espessura da crosta pode ser duplicada levando a formação de cadeias montanhosas/grandes cordilheiras continentais como os Himalaias e os Apalaches. 
– Orógeno colisional. 
– Não gera vulcanismo expressivo. 
– Produz intenso metamorfismo e deformação nas duas placas. 
– Fusão parcial das rochas na base da crosta e plutonismo intenso.
3.2. Crosta oceânica x crosta continental há subducção da placa oceânica. 
– Intenso vulcanismo e plutonismo na placa continental, formando um arco magmático/andino/cordilheirano. Há deformação e metamorfismo. 
– Formação de grandes cordilheiras continentais como os Andes, na América do Norte.
3.3. Crosta oceânica x crosta oceânica subducção da placa oceânica mais densa, mais antiga, mais fria e mais espessa. 
– Fusão da placa subductada gerando vulcanismo básico intenso. 
– Deformação e metamorfismo. 
– Durante a subducção ocorre a fusão parcial em profundidade, tanto da placa que subductada como no manto acima. 
– A maior parte do magma fundido atinge a superfície via condutos vulcânicos e por meio deste mecanismo são continuamente construídas ilhas vulcânicas na parte superior da zona de subducção. 
– Há formação de ambiente de arcos vulcânicos/arcos de ilhas, sendo comum no Pacifico como as Filipinas, Indonésia e Japão. este que é um arco de ilhas evoluído. 
– Exemplo Monte Fiji, de magma intermediário maduro, sendo um estrato vulcão que é um arco de ilha maduro. 
– Deformação de uma fossa oceânica que pode chegar a 11 km de profundidade.
– A temperatura na zona de subducção é mais baixa que o entorno. 
– Em zona de subducção tem um metamorfismo de pressão mais elevada e temperatura não muito alta.
– Zona de cisalhamento de empurrão são estrutras comuns em ambientes convergentes e colisonais, associado a dobras geralmente apertadas, isoclinais, a recristalização é muito forte e há formação de milonitos.
– Na região da fossa: material compactado e deformado, formando zonas de cisalhamento a depender do nível crustal dirá se é mais rúptil ou dúctil.
– Zona de cisalhamento de baixo angulo com movimento reverso onde a capa sobe em relação a lapa, criando falhas de empurrão, terá dobras associadas.
– Pode ter um material que afunda mais na zona de subducção e depois quando tem a colisão esse material é exumado/expulso sendo um material menos denso e acaba indo para nivéis crustais mais rasos no processo de colisão. Gerando uma diferença de grau metamórfico.
· Brasil é uma margem continental passiva.
· A região de limite de uma placa tectônica é uma região que está sujeita a terremotos, montanhas etc.
· Consequências dos tipos de movimento 
1. Bordas ativas
– Exemplo limite oeste da placa Sul-Americana
– Movimentação convergente
– Processos de colisão ou subducção 
– Destruição da crosta (borda destrutiva)
– Vulcanismo e deformação intensa
Bordas de Placa com movimentação convergente. 
Borda ativa.
2. Bordas passivas
– Exemplo borda leste da Placa Sul-Americana
– Movimentação divergente
– Processo de spreading (formação e espalhamento de fundo oceânico)
– Formação da crosta (borda construtiva)
– Relação ausência de fenômenos tectônicos
Bordas de Placa com movimentação divergente.
Borda passiva.
3. Bordas conservativas
– Exemplo falha de Santo André (EUA)
– Movimentação lateral
– Conservação da crosta
– Zonas de intensos terremotos 
· Ponto tríplice quando há quebra de continente forma ponto tríplice em determinadas regiões ao longo da área que está quebrando. 
– Esse ponto tríplice se forma por dois motivos, que pode ser devido a ascensão do magma em profundidade, onde ele ascende mais vai fundindo a crosta e gerando um aumento de calor, afinando a crosta facilitando a fragmentação dela e os processos tectônicos que devido as forças serem aplicadas ali vão causando um fraturamento da rocha. 
– Logo, as regiões com esses pontos tríplices podem ser controladas pela ascensão do magma ou que o controle principal já seja o fraturamento (quando tem uma região que está tendo fraturamento abre espaço e tem alivio de pressão e facilita que o magma migre ao longo das fraturas que estão se formando).
– Quando tem uma grande quantidade de magma ascendo, começa primeiro a formar um zoneamento que vai elevar um pouco uma região e depois terá um abatimento da região e extravasamento de magma.
– Quebra de continente é um magmatismo mais alcalino e avança para um mais toleítico.
– Em cada ponto tríplice, dois braços vão evoluir e um não vai. 
– Sendo um braço abortado ou aulacógenos (riftes abortados), que podem ter um exame de diques geralmente básico, pode ter uma bacia sedimentar e em termos de estrutura, terão fraturas e falhas normais principalmente e falhas transformantes no meio da cordilheira submarina (movimento lateral entre um bloco e outro) que ocorrem devido a diferença de velocidade de sedimentos ao longo de uma cordilheira meso-oceânica.
· Colisão entre Báltica/Avalônia e Laurência há 440 M.a as placas Sul-Americana, Africana, Australiana, Indiana e Antártica eram unidas formando o super continente Gondwana. 
– O continente Báltica junto da Escandinávia e Laurência eram separados do continente Gondwana. 
– A Avalônia estreita a extensão da Báltica em direção a Laurência. Há 420 M.a Báltica/Avalônia colidiu com a Laurência e essa colisão levou a formação da cadeia montanhosa Caledônia. 
– No período Carbonífero ocorreu a colisão entre Laurásia (continente formado pela colisão Báltica/Avâlonia e Laurência) e Gondwana. 
– Formou o super continente Pangeia. 
– A colisão formou os Apalaches, ao mesmo tempoformava-se os Urais. 
– Há 280 M.a o super continente Pangeia fragmentou-se gerando as placas Norte-Americana, Sul-Americana, Africana, Australiana, Indiana, Antártica e Euroasiática que começaram a se afastar. 
– Diversos micro continentes situados entre as placas Africana e Euroasiática ligaram-se a placa Euroasiática e formou os Alpes. 
– A colisão entre a placa Indiana e Euroasiática, iniciou-se há cerca de 50 M.a levou a formação dos Himalaias.
· Exumação da crosta após a formação da uma cadeia montanhosa, começa a sua destruição, ficando exposta a erosão, sendo aplainada com o tempo. 
– O resultado da erosão é a exposição na superfície de unidades litológicas que se formaram em profundidade. 
– O colapso orogenético que é responsável pela destruição de cadeias montanhosas. 
– Ocorre quando a elevação de uma cadeia montanhosa ultrapassa determinados limites.
· Ondas as ondas sísmicas se afastam do foco sísmico (tal como as ondas na superfície, como por exemplo um lago quando se joga uma rocha as ondas se afastam). 
– A velocidade de uma onda sísmica depende da densidade da rocha em que esta atravessa, a velocidade se altera quando passa de uma rocha para outra. 
– Apenas ondas sísmicas de alta energia (geradas por sismos ou explosões nucleares) conseguem viajar até consideráveis níveis de profundidade da Terra e retornar a superfície. 
– O aumento da pressão em profundidade é responsável pelo aumento da densidade das rochas. 
– O aumento dessa densidade leva ao aumento da velocidade sísmica em profundidade.
– A velocidade de propagação das ondas sísmicas aumenta até o centro da Terra, porém diminui nas regiões de descontinuidades sísmicas.
– Dividido em ondas primárias, secundárias e de superfície.
1. Ondas P/primárias/compressional/longitudinais onde as zonas de compressão são tudo em uma direção. 
– Pode ser chamada de vai e vem, devido as partículas serem puxadas e empurradas ao longo da direção de propagação da onda. 
– Mais veloz na zona de densidade ao se alterar a velocidade de taxa de propagação. 
– Discordâncias (como as descontinuidades de Moho, Gutemberg e Lehman) marcam a diferença de propagação da onda, pois muda o estado físico. 
– Se propaga através de sólidos, líquidos e gasosos. 
– Se propaga a uma velocidade de 6 km/s.
2. Ondas S/secundárias/cisalhantes/transversais onde os movimentos/vibrações ocorrem de forma perpendicular/transversal das partículas em relação a direção de propagação da onda. Sendo mais destrutivo para edificações, obras etc. 
– Líquido não reage a força cisalhante. 
– Se propaga através de sólidos. 
– Se propaga a uma velocidade de 3,6 km/s.
· As ondas P e S liberadas por um sismo podem ser utilizadas para determinar o epicentro do mesmo. Sendo geradas simultaneamente no foco de um sismo. Ao medir o intervalo de tempo entre a chegada das ondas P e S, pode-se calcular a distância do epicentro de um sismo ou distancia epicentral. Pode identificar o tipo de falha que provocou o sismo. As ondas P e S propagam-se através do interior da Terra. 
· Ondas superficiais se propagam ao longo da superfície terrestre, essas ondas superficiais causam maior vibração no solo. 
– A velocidade das ondas superficiais é um pouco menor do que as ondas S. 
– Porém essas ondas são responsáveis pela maior parte dos danos provocados durante os sismos. 
– Existe dois tipos de ondas superficiais:
1. Rayleigh que provoca a subida e descida de objetos.
2. Love faz com que os objetos sejam torcidos de um lado para o outro.
· Resultado de sismos
1. Falha forma-se quando dois blocos da crosta se movem um em relação a outro. 
– A formação de falhas está associada a sismos. 
2. Sismos ocorrem por fraturamento da crosta, geralmente ocorre ao longo do limite de placas. – Ao longo de dorsais meso-oceânicas e de falhas transformantes apenas ocorrem sismos superficiais e sismos com foco de profundidade inferior a 100 km. 
– Contudo, se foram associados a zonas de subducção podem ocorrer sismos com foco de até 800 km de profundidade.
– O sismo libera ondas sísmicas. 
– Podem provocar deslizamento de terra e queda de rochas.
· Foco e epicentro quando se forma uma falha, o movimento relativo/deslocamento entre dois blocos tem início num determinado ponto, esse ponto é designado como foco sísmico. 
– O epicentro = foco, corresponde ao ponto em superfície diretamente acima do foco. 
– Pode ser liberada grandes quantidades de energia durante uma falha. 
– A energia é transmitida em todas as direções a partir do foco sob a forma de ondas sísmicas, que são as ondas P e S, e as ondas superficiais.
· Sismógrafo é um instrumento usado para registrar as ondas geradas pelos sismos. 
– Linha reta no sismograma significa que nenhuma onda o atingiu, logo é traçado uma linha reta.
· Terremoto de grande magnitude gera ondas sísmicas. 
– São originados na crosta terrestre ou no manto, pela atividade tectônica e movimento entre blocos gerando ou reativando falhas geológicas. 
· Escala Richter baseia-se na amplitude dos maiores picos registrados num sismograma.
· Tsunami se forma quando partes do fundo oceânico se movem durante o sismo, a coluna de água por cima acompanha esse movimento. 
– Sendo gerados por terremotos no fundo do assoalho oceânico. 
– Leva a formação de uma onda de comprimento muito longo. As ondas geradas pelos sismos afetam toda a coluna de água, sendo designada esse tipo de ondas por tsunamis. 
– Quando é gerada uma onda, a altura da onda corresponde à altura do deslocamento ao longo da falha no fundo oceânico. 
– Em oceano aberto, um tsunami viaja a velocidades até os 800km/h. 
– Contudo, quando a onda entra em águas costeiras que são pouco profundas a sua velocidade diminui e à medida que entra em águas pouco profundas a parte traseira da onda aproxima-se da frente. 
– Através desse mecanismo o comprimento da onda diminui, mas sua altura torna-se cada vez maior à medida que às águas se tornam menos profundas. 
– Quando o tsunami atinge a costa pode ter mais de 20 metros de altura. Podendo causar grande destruição.
· Tomografia sísmica é um método que permite mapear partes quentes e frias do interior da Terra com o recuso das ondas sísmicas geradas pelos sismos. 
– Exemplo as primeiras ondas P que atingem a estação sismográfica que são 3, atravessam uma região muito rígida do manto, sendo ondas que alcançam a estação sismográfica muito antes do esperado. 
– Quando os sismólogos detectam isso, sabem que as ondas P atravessaram uma região do manto frio. Mostrando que existe uma zona do manto mais fria que o normal.
· A explicação para a Terra possuir um campo explicação magnético é gerado através de correntes convectivas no núcleo externo que é liquido. 
– As linhas do campo magnético que envolvem a Terra estão verticalmente orientadas nos polos. 
– O magnetismo de uma rocha pode ser usado para descobrir a latitude em que as rochas foram formadas. 
– Sem este campo as luzes solares queimariam a atmosfera.
· Reversão magnética o campo magnético terrestre reverte sua direção a intervalos irregulares trocando os polos Norte e sul, como se o imã fosse girado a 180°. 
– Ocorre devido a alteração dentro do núcleo. 
· Se o núcleo da Terra esfriasse o planeta contém elementos radioativos que decaem constantemente, eles iriam se desintegrar perdendo partículas que geram o calor, mantendo o núcleo aquecido. 
– Teria o fim do movimento tectônico, em que o centro da Terra solidificaria, as massas continentais não teriam por onde deslizar, terremotos e furacões terminariam, assim como o vulcanismo. 
– As bússolas parariam, pois não iria existir campo magnético, plantas e peixes das profundezas morreriam, os raios solares não chegariam até lá, pois dependem do calor do centro da Terra, desequilibraria a cadeia alimentar. 
– O giro das rochas derretidas do núcleo rica em metal, produz eletricidade que gera o campo magnético, com o núcleo frio, essas rochas se solidificariam e teria o fim do magnetismo. 
– A superfície do planeta não congelaria, pois o calor vem do Sol.
· Tempo de Curie arocha congela e conserva o magnetismo da época em que a rocha se formou. Inversão da polaridade magnética. 
– O magma deposita quando o polo está de um lado, depois outro magma é depositado quando o polo está para o outro lado.
· Proto continentes do grego antigo πρωτο - ( proto -), "primeiro" e "continente") refere-se às primeiras massas continentais desenvolvidas na Terra durante os éons Hadeano e Arqueano e que, durante o curso das mesmas, e graças aos movimentos das placas tectônicas, eles se combinaram para formar continentes maiores. 
– Esses protocontinentes eram muito pequenos, e ao estarem sujeitos a processos geológicos muito intensos, eram “facilmente” deformados, porque se considera que eram muito pouco estáveis. 
– A orogenia foi a causa de um grande número de colisões entre protocontinentes e de dar origem, a partir delas, aos primeiros continentes estáveis. 
· Padrão zebrado é a inversão da polaridade magnética, onde polo norte e polo sul de tempos em tempos eles se invertem. 
– Foi o principal argumento para formular a teoria da Deriva Continental. 
· Comportamento mecânico das rochas
– Stress esforço que a rocha é submetida. Aplica-se uma força
– Strain é a deformação.
· Inclinação e declinação magnética 
– A declinação magnética é o ângulo entre o norte geográfico e o norte magnético, sendo assim um componente horizontal do campo.
– A inclinação magnética é o ângulo de mergulho entre o norte magnético e as linhas do campo magnético, sendo assim uma componente vertical de campo.
~ Atividade do Campo de Joatinga ~