Resumo de Geotectônica P1 - Vitória Azevedo

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~ Resumo de Geotectônica P1 – Vitória Azevedo ~ 
 
Matéria da P1 
– Métodos diretos e indiretos de investigação do interior terrestre ✓ 
– Litosfera, astenosfera, mesosfera e crosta oceânica/ofiolitos ✓ 
– Crosta continental, manto, núcleo e convecção mantélica ✓ 
– Tectônica de placas: sismicidade mundial, dorsais oceânicas, zona de subducção, falhas 
transformantes, zona de fraturas ✓ 
– Tectônica de placas: placas litosféricas, polos de rotação, hot spots, paleomagnetismo e padrão 
zebrado ✓ 
– Ciclo de Wilson e seus estágios ✓ 
– Deriva continental, tafrogênese vs orogênese, técnicas para reconstruções paleográficas ✓ 
 
➔ No desenho das camadas da Terra, elas devem ser concêntricas não retas. 
 
➔ A reologia é o estudo da deformação e do fluxo de materiais sob a influência de um esforço 
aplicado (Ranalli, 1995). 
 
➔ Mar em Geotectônica é onde tem crosta oceânica. 
 
➔ Lâmina de água do Pré Sal: 1.300 metros. 
 
➔ Furo de testemunho ou material esmigalhado. 
 
Métodos diretos e indiretos de investigação do interior terrestre 
 
➔ Acessibilidade ao planeta Terra 
1. Direta: Muito limitada e superficial. 2. Indireta: 
Em Terra: 
➔ – Perfurações são em terra ou submarinas (furo mais 
profundo do mundo: 12.252 metros, em Kola, 
Rússia). 
– Minas (Mina de Morro Velho, de 3 km de 
profundidade) 
 
No mar: 
– Dragagens 
– Batiscafos, ROVs (veículo operado remotamente) 
– Perfurações (DSP, DSDP e IODP) 
2.1. Sensoriamento remoto 
– Satélite, avião, drone 
– Ótico multiespectral, IR e Radar 
– Magnetometria e gravimetria 
2.2. Métodos potenciais 
– Gravimetria 
– Magnetometria 
– Eletrorresistividade 
2.3. Perfilagem sísmica usada para: petróleo e crosta. 
– Reflexão sísmica 
– Refração sísmica 
 
➔ Principais métodos indiretos 
1. Sismologia/aquisição sísmica é um método sísmico. 
– Observação de terremotos. Para ocorrer um terremoto, deve estar rúptil, para que ocorra a 
ruptura. 
– Onda S vibra como o som. 
– Onda rápidas = material mais denso. 
– Rede de sismógrafo = 3. Todo sismo é uma falha, é uma liberação de energia acumulada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2. Gravimetria 
– Instrumentação: gravímetro. 
 
3. Magnetometria 
– Minerais magnéticos: magnetita, pirrotita e ilmenita. 
– Rocha sedimentar com alto teor de ferro: Bifs, arenito (rico em mineral magnético). 
– Mineral diamagnético: zircão. 
– Produtos: campo total (reduzido ao polo, mapa de 1 e 2ª derivadas e amplitude do sinal 
analítico). 
 
4. Métodos elétricos/eletromagnéticos 
– Instrumentação: Duas bobinas. 
– Produto: Mapa de condutividade aparente. 
– Informação geológica: localização e mapeamento da extensão de corpos. 
– O que mede: Resistividade aparente, condutividade elétrica, permeabilidade magnética e 
resistividade elétrica. 
 
5. Perfilagem sísmica/Levantamento Sísmico 
5.1. Reflexão sísmica: refletores, limitação do refletor sísmico deve estar inclinado/sub-
horizontal. 
– Em terra (caminhões vibratórios geram emissão de ondas) e no mar (fontes acústicas emitidas 
por navios e coletadas por geofones). 
– Determina a estratigrafia e estruturas de margens continentais e de bacias oceânicas. 
– Reflexão identificas as ondas refletidas em profundidades mais rasas do solo. 
 
5.2. Refração sísmica: é semelhante a aquisição, porém tem maior energia, é uma explosão. 
– Refração identifica as ondas refratadas em profundidade no solo. 
– Usado no Pré Sal. 
– Em terra e no mar. 
– Distinção entre descontinuidades abruptas e gradacionais. 
 
 Diferença Sismologia vs sísmica: Sismologia = energia natural (energia nuclear tem energia de 
um sismo). Perfilagem sísmica/Sísmica = energia provocada, artificial. 
 
6. Geoquímicos (isotópicos) 
– Usa litogeoquímica + isótopos 
– Permite conhecer a fonte de rochas ígneas (rochas crustais) e heterogeneidades do manto, 
profundidade da formação (xenólitos mantélicas). 
 
7. Estudos de alta pressão 
– Experimentos de fusão, cristalização, recristalização e reação metamórficas em pressões e 
temperaturas crustais mantélicas. 
– Instrumentação: Prensa a diamante (diamond anvils), cilindros hidráulicos (piston cylinders) 
e bombas hidrotermais. 
 
8. Geotermia 
– Fluxo térmico na crosta terrestre. 
– Mecanismo de transporte de calor na Terra. 
1. Irradiação; 
2. Condução; 
3. Convecção onde o material trás calor; 
4. Advecção onde o fluido (magma) traz o calor. 
9. Método radiométrico serve para prospecção mineral e geotectônica. Rochas com muito U, 
Th e K ao sofrerem decaimento radiogênico produzem calor. 
– Produto: mapa de composição ternária. 
– Utilizam: detectores que captam o sinal de três elementos (os mais radioativos da Terra), Th, U 
e K. 
– Rocha sedimentar = evaporitos, arcoséo. 
– Mineral com Th = monazita, zircão, allanita e rocha ácida alcalina. 
– Mineral com U = uraninita, zircão. 
 
→ O que um geólogo deve saber sobre métodos indiretos de observação: 
1. Instrumentação 
2. Aquisição/o que mede 
3. Produtos 
4. O que se pode inferir/informação geológica 
 
 
 
→ Métodos sísmicos ou indiretos geofísicos do interior da Terra 
Em azul = não tenho certeza 
Método Instrumentação Unidade de 
medida 
O que mede Produtos 
interpretados 
Informação geológica 
1. 
Sismologia/aquisiç
ão sísmica 
Sismômetro ou 
rede de 
sismógrafos 
Km/s Sinais gerados por 
fonte artificial ou 
natural, medidos 
considerando 
diferença de 
densidade 
Perfil de velocidade, 
descontinuidade e 
sismos (sismograma) 
Delimitação da zona de 
Benioff, comportamento 
reológico, composição do 
interior da Terra, 
descontinuidades, limites 
de placas tectônicas e 
mapeamento de 
terremotos 
2. Gravimetria Gravímetro mGal Variação 
gravimétrica da 
Terra 
Mapas de anomalia 
da gravidade Free Air 
e Bouguer 
Determinação de corpos a 
partir da diferença de 
densidade em um mapa 
gravimétrico 
3. Magnetometria Magnetômetro nT Anomalias do 
campo magnético 
da Terra 
Mapa de primeira 
derivada 
Reconhece mineralizações 
ricas em mineral 
magnético e 
paleomagnetismo em uma 
paleorreconstrução 
4. Método 
elétricos/eletroma
gnético 
Sondagem direta 
de corrente, 
magnetotelúrica, 
eletromagnética 
e geomagnética 
S/m e 
Ohms 
Condutividade 
elétrica 
(resistividade), 
permeabilidade 
magnética e 
resistividade 
elétrica 
Perfil de 
condutividade 
aparente 
Localização e 
mapeamento da extensão 
de corpos rochosos e 
minérios 
Fluxo de corrente elétrica 
nas rochas 
5. Perfilagem 
sísmica 
Geofone, 
hidrofone e 
caminhões 
vibratórios 
kHZ Velocidade de 
propagação das 
ondas sísmicas, 
mapeamento de 
feições geológicas e 
visualização de 
estratos 
sedimentares 
Perfis sísmicos, 
mapas topo 
batimétricos, perfis 
vetorizados e rasters, 
amarração sísmica e 
sondagens 
Mapeamento de topo 
rochoso, localização de 
dutos e estruturas, 
geometria de camadas 
sedimentares e espessura 
de capeamento 
6. Geoquímicos 
(isotópicos) 
Análise de 
litogeoquímica e 
isótopos, 
espectrômetros 
de fluorescência 
de raios-X e ICP 
Ppm ou ppb Concentrações 
anômalas na 
composição da 
amostra 
Dispersão 
geoquímica, 
geocronologia, 
geoquímica de 
isótopos estáveis e 
hidrogeoquímica. 
Informa o ambiente 
geotectônico de formação 
das rochas ígneas e 
sedimentares, fonte 
primária das rochas, 
crustal ou mantélica, 
paragênese mineral, 
heterogeneidades do 
manto e profundidade da 
formação (xenólitos 
mantélicas) 
7. Geotérmicos Termômetros 
com sensores 
°C/Km Condutividade 
térmica calor 
específico e o calor 
radiogênico 
Valores de gradiente 
geotérmico e de fluxo 
de calor gerados em 
diversos ambientes 
geológicos 
 
Informações sobre 
diferentes gradientes 
geotérmicos do planeta 
8. Estudos de alta 
pressão 
Prensas à 
diamante,cilindros 
hidráulicos e 
bombas 
hidrotermais. 
Gpa/Mpa Fusão, 
cristalização, 
recristalização e 
reações 
metamórficas em 
pressões e 
temperaturas 
crustais ou 
mantélicas. 
Simulação de 
condições do interior 
da Terra, 
condutividade 
elétrica e densidade 
do material 
Equilíbrio de fases 
minerais, velocidade de 
propagação de ondas 
sísmicas (Vp, Vs) através 
das rochas e minerais, 
propriedades elétricas, 
térmicas e reológicas 
 
➔ Descontinuidade sísmica pode refletir: mudança reológica e temperatura. 
– Há três descontinuidades sísmicas que dividem a Terra em crosta, manto e núcleo: 
1. Descontinuidade Mohorovicic, ou Moho, 
2. Descontinuidade de Gutemberg 
3. Descontinuidade de Lehman. 
 
➔ Anomalia Bouguer = distribuição de densidade. 
– Relativas ao Geóide, com correções de atração lateral. 
 
➔ Minerais condutores: óxidos. 
 
➔ Rocha básica é uma janela para o manto. 
 
➔ Isótopo estável = oxigênio, carbono e nitrogênio. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Crosta continental, manto, núcleo e convecção mantélica 
 
➔ Estrutura e composição interna da Terra 
1. Forma 
– Modelos de forma da Terra 
1.1. Esfera tem raio = 6.371 km 
1.2. Elipsóide de rotação (polos achatados) tem diferença entre o raio polar e o raio equatorial 
(raio da Terra é maior no Equador) = ~ 21 m 
1.3. Geóide (reflete a distribuição de densidades no interior) é a superfície da Terra compensada 
isostaticamente. 
– Áreas altas = menos massa. Áreas baixas = mais massa. 
– Superfície de mesmo potencial gravitacional. 
– Nos oceanos equivale a superfície do nível do mar. 
– Nos continentes, reflete processos isostáticos. 
2. Estrutura é dividida em dois: 
2.1. Critério/modelo sísmico composicional 
2.2. Critério/modelo mecânico 
3. Crosta 
4. Manto 
5. Núcleo 
 
Interior terrestre – critério sísmico composicional 
1. Crosta 
1.1. Continental ~ 35 a 70 km 
1.2. Oceânica ~ 12 km 
1.3. Moho 33 km 
 
2. Manto 
2.1. Manto Superior 440-660 km 
2.2. Zona de transição 
2.3. Manto Inferior 
2.4. Gutemberg 
 
3. Núcleo 
3.1. Núcleo Externo 5120 km 
3.2. Lehman 
3.3. Núcleo Interno 6371 km 
Critério sísmico composicional 
Camada, Descontinuidade ou Zona Profundidade (km) 
1. Crosta 
1.1. Crosta superior 
 
35-70 km 
1.2. Crosta oceânica 5-12 km 
1.3. Descontinuidade de Moho 
2. Manto 
2.1. Manto superior 
100-410 km 
2.2. Zona de transição 410-660 km 
2.3. Manto inferior 660-2900 km 
2.4. Descontinuidade de Gutemberg 
3. Núcleo 
3.1. Núcleo externo 
 
2900-5120 km 
3.2. Descontinuidade de Lehman 
3.3. Núcleo interno 5120-6371 km 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Modelo mecânico Modelo sísmico composicional 
Litosfera 0-150 km Crosta oceânica 5-12 km e continental 35-70 
km 
LVZ 
Astenosfera 150-400 km Manto superior 100-410 km 
 Zona de transição 410-660 km 
Mesosfera 400-2900 km Manto inferior 660-2900 km 
Endosfera 2900-6370 km Núcleo externo 2900 km e interno 5120 km 
1. Crosta dualidade composicional marcante: crosta oceânica e crosta continental. 
– É a parte rígida superior da litosfera. Dentro da litosfera. 
– Base definida por uma descontinuidade sísmica de Mohorovicic/Moho. 
– Existe três divisões de crosta, são: oceânica (5-12 km), transicional (15-30 km) e continental 
(35-70 km). 
– Representa a litosfera e parte do manto superior. 
– Vulcanismo é pouco na crosta continental e maior na crosta oceânica. 
 
1.1. Crosta Continental 
– ~ 35 a 70 km 
– Composição de rocha: granítica/granodiorítica/granulítica 
– Mineral: quartzo 
– Densidade: 2,7 – 2,8 g/cm3 
A. Acessibilidade 
1. Direta: observação em superfície, furos 
de sondagem e minas 
2. Indireta: sensoriamento remoto e 
sísmica. 
D. Morte 
1. Subducção A: micro colisões devido a cunhas clásticas, platôs 
basálticos, sobre a crosta oceânica em subducção. 
2. Subducção B: depende da espessura da crosta continental e da 
força da placa em subducção: até 10 km de espessura, a força 
descendente é capaz de arrastar qualquer cobertura. 
3. Descasalamento ou Delaminação: descolamento da crosta 
inferior, do manto. Entrada de material astenosférico no espaço 
aberto. Pode também ocorrer no Moho, ou na interface cobertura 
sedimentar/embasamento cristalino. O processo leva a 
contaminação no manto superior. 
B. Nascimento 
1. Acresção vertical e lateral 
2. Arcos magmáticos: arcos de ilhas e 
cordilheiranos 
3. Espessamento continental por acresção de 
material no interior dos crátons (traps 
vulcanossedimentares, granitos 
anorogênicos) 
E. Principais tipos crustais continentais 
1. Escudos (6%) 
2. Plataformas (17%) 
3. Orógenos colisionais Paleozóicos (8%) e Meso-cenozóicos 
(6%) 
4. Arcos magmáticos (<3%) 
5. Riftes continentais (<1%) 
6. Mares interiores (< 1%) 
F. Idade: 4,0 G.a (idade das rochas mais 
antigas descobertas) 
 
 
1.2. Crosta Oceânica 
– 5-12 km 
– Densidade: 2,9-3,0 g/cm3 
– Anomalia Bouguer: positiva 
– Paleomagnetismo: padrão zebrado 
– Composição de rocha: basalto e gabro 
A. Acessibilidade 
1. Direta: dragagem, furos profundos e 
observação submarina (batiscafos). 
2. Indireta: sensoriamento remoto e ofiolitos. 
B. Nascimento 
1. Riftes intracontinentais => cadeias meso-
oceânicas 
2. Estágios: 
2.1.Embrionário (exemplo Rifte do Leste 
Africano) 
2.2.Infantil/protoceânico (exemplo Mar 
Vermelho) 
2.3.Maturo crescente (exemplo Atlântico) 
2.4.Maturo decrescente (exemplo Pacífico) 
2.5.Reliquiar (exemplo Mediterrâneo) 
2.6.Vestigial (exemplo ofiolitos) 
C. Morte 
1. Subducção e continentalização (ofiolitos) 
 
E. Idade: < 200 M.a (jovem, pós Jurássico) 
 
F. Metamorfismo: hidratação, 
serpentinização, fácies zeólita e xisto verde 
(exemplo Troodos, Chipre). 
 
 
 
 
1.3. Descontinuidade de Mohorovicic/Moho 
– É uma descontinuidade sísmica. Descontinuidade é devido a uma mudança da litologia. 
– Salto brusco/pulo/aumento súbito de velocidades sísmicas. Sob crosta oceânica ~6.6 – 7.0 
km/s até 7.5 km/s. Sob crosta continental ~5 – 7 km/s até 8.1 km/s. 
– Observado em continente e nos oceanos. 
– Separa crosta e manto. 
– Refração sísmica até Moho. 
– Detectada pela linha sísmica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2. Manto 
– Estado: sólido pastoso 
– Comportamento mecânico: frágil na litosfera e dúctil na astenosfera. 
– Fonte de magma basáltico por fusão parcial, predomina ultramáfica. 
– Rocha do manto: peridotito e dunito. Piroxenitos e serpentinitos. 
– Mineral do manto: olivina. 
– Composição do manto: rocha ultrabásica (oli, cpx, opx, óxidos), baixo SiO2 
– Análogos/exemplos na superfície: ofiolitos, meteoritos condritícos (rochosos), kimberlitos e 
xenólitos 
– Heterogeneidades composicionais: manto primordial/primitivo (equivale ao meteorito 
condrítico); manto enriquecido (elementos incompatíveis) vs. manto empobrecido 
– Reservatórios de manto enriquecido: EM1, EM2, HIMU, PREMU 
– Mudanças de fase mineralógica (e Vp) vs. Profundidade. 
 
 Análogos = amostras que servem para observar em superfície, como ofiolito, meteorito 
condritícos. 
 
Descontinuidades sísmicas no manto 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.1. Manto Superior 
– 100-410 km 
– Faz parte da litosfera. 
 
2.2. Zona de transição 
– Separa manto superior do manto inferior 
– 410-660 km 
 
2.3. Manto Inferior 
– 660-2900 km 
 
2.4. Descontinuidade de Gutemberg 
– Separa manto e núcleo. 
 
3. Núcleo 
– Análogo: meteoritos metálicos (sideritos) 
– Campo magnético terrestre: Dinamo, rotação diferencial entre núcleo externo e interno 
3.1. Núcleo Externo 
– 2900 a 5120 km 
– Metálico, rico em Fe, Ni, V, Co. 
– Não propaga ondas S (devido comportamento líquido) 
– Líquido 
– Temperaturas de 3000°C 
 
3.2. Descontinuidade de Lehman 
– 5120 km 
– Divide o núcleo interiordo núcleo exterior 
 
3.3. Núcleo Interno 
– 5120 a 6371 km 
– Fe e Ni 
– Temperaturas próximas da fusão ou fusão incipiente. 
– Sólido 
 
→ Convecção mantélica/do manto 
– Principal mecanismo de perda de calor na Terra. 
– Manto quente: ascende na forma de diápiros (plumas) e paredes. 
– Manto frio: descende/desce. 
– Limite entre manto e núcleo. 
– Material mantélico ascende em padrões mais ou menos circulares (células de convecção 
mantélicas). 
– Processo que faz as placas tectônicas se moverem. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Composição da crosta até o manto 
 
 
 
 
 
 
 
→ Densidade da rocha depende da mineralogia, se aquecer ou por água fica mais leve. 
– Densidade da Terra 
1. Sedimentos ~ 2,5 
2. Crosta superior 2,75-2,79 
3. Crosta inferior ~ 2,92 
4. SCLM 3,29-3,31 
 
 Tomografia é bimodal. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Litosfera, astenosfera, mesosfera e crosta oceânica/ofiolitos 
 
 
➔ Estrutura e composição interna da Terra 
 
→ Explique porque o interior da Terra é subdividido, ora em crosta-manto-núcleo, ora em 
litosfera-astenosfera-mesosfera-núcleo. Faça dois esquemas comparativos mostrando estas 
subdivisões, com suas respectivas profundidades. 
R: O planeta não é homogêneo, possui zoneamento em camadas concêntricas de diferentes 
composições. Quando dividido em crosta-manto-núcleo é uma divisão sísmica, baseado na 
atenuação de ondas P e S, na diferença de composição, pressão e estado físico. Quando dividido 
em litosfera-astenosfera-mesosfera-núcleo é uma divisão mecânica, baseada na reologia de 
diferentes propriedades físicas como rigidez e fluidez dos materiais. 
 
Interior terrestre – critério mecânico: litosfera, LVZ, astenosfera, mesosfera, núcleo. 
1. Litosfera 
– Crosta + parte do manto superior. 
– Comportamento frágil e rígida, dividida em placas litosféricas, cuja deformação está 
concentrada nas bordas. 
– Segmento rochoso 
– Limite litosfera x astenosfera é um limite termo-mecânico. 
– A partir da isoterma de 1333° C, o comportamento mecânico do manto varia de rúptil para 
dúctil. 
– Faz limite com a astenosfera, que é caracterizado por uma zona de comportamento mecânico 
transicional, a “Low Velocity Zone” (LVZ). 
– 0-150 km 
– Abaixo da litosfera se encontra uma zona de baixa velocidade sísmica (LVZ), que se estende 
até 300 Km 
 
2. LVZ (Zona de baixa velocidade/Low Velocity zone) 
– Ocorre em cima da astenosfera e abaixo da litosfera. Faz parte da astenosfera. 
– ~100 a 300 km profundidade 
– Baixa velocidade sísmica 
– Alta atenuação das ondas sísmicas 
– Domínio parcialmente fundido, com bolhas de magma 
basáltico 
– Onda S predominam 
– Alta condutividade elétrica (fusão parcial) 
– Possível zona de geração de magmas basálticos. 
– Quando a LVZ é rasa tem alto fluxo térmico (riftes ativos 
e cadeias meso-oceânicas). 
– Tectônica não poderia existir sem LVZ. 
– Porque a LVZ é mais importante para a tectônica de 
placas do que a Descontinuidade de Mohorovicic? R: é 
uma camada de baixa viscosidade em que movimentos 
relativos da litosfera e astenosfera podem ser acomodados. 
 
3. Astenosfera 
– Comportamento plástico (é sólida na fusão parcial, o que é líquido são as plumas). 
– Correntes de convecção controladas por heterogeneidades de conteúdo de calor => anomalias 
térmicas no manto ou hot spots. 
– Dúctil 
– Dá o movimento da litosfera. 
 
Litosfera 
LVZ 
Astenosfera 
4. Mesosfera 
– Manto inferior é a mesosfera. 
 
5. Núcleo 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tectônica de placas: sismicidade mundial, dorsais oceânicas, zona de subducção, falhas 
transformantes, zona de fraturas 
 
→ Histórico da Tectônica de Placas 
– O paradigma da Teoria Geossinclinal e outras teorias, algumas admitindo a deriva continental. 
– Advento da geofísica marinha nos anos 1940, 1950. 
– 1960's sea-floor spreading 
– 1970's divulgação e debates (fixismo x mobilismo) 
– 70-80 consenso (pelo menos para o tempo Fanerozoico) 
– 90's- adendos, extrapolação e adendos e aceitação para o Pré-Cambriano 
– 90/séc XXI Medição das velocidades das placas, visualização 3D do manto profundo. 
 
→ Deriva Continental, evidências 
Wegener 1915 
– Ajuste de litoral 
– Ajuste de províncias fossilíferas (flora Gondwânica etc) 
– O conceito de Pangeia 
– O debate científico morreu com a 1° Guerra Mundial 1914-1918 
– 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. 
 
Evidência geológica para Deriva Continental 
1. Cinturão de dobras 
2. Províncias de idade: correspondência entre os crátons pré-cambrianos e as rochas da era 
Paleozoica. 
3. Províncias ígneas 
4. Secções estratigráficas como, camadas guia de tilitos e carvão e sedimentos contendo floras de 
Glossopteris e Gangamopteris podem ser correlacionados pela América do Sul, África do Sul, 
Antártica, Índia e Austrália. 
5. Províncias metalogenéticas. 
 
→ Tectônica Global = tectônica de placas + dinâmica do manto 
– A porção externa do planeta: mosaico dinâmico de placas litosféricas 
– Placas são relativamente rígidas 
– Movem-se umas em relação às outras 
– Consumo e criação de litosfera + translação lateral 
– Geodinâmica controla fenômenos geológicos globais como tectonismo, magmatismo, 
sedimentação, deformação, sismicidade, atmosfera, clima, vida... 
– A teoria das placas tectônicas é um modelo unificador que tem o intuito de explicar a origem 
dos padrões de deformação que ocorrem na crosta, além de tentar entender a distribuição de 
terremotos, os driftes continentais e as dorsais meso oceânicas, como também dando uma ideia 
do mecanismo de resfriamento que a Terra utilizou para resfriar. As duas principais premissas 
para a tectônica de placas são: 
1. A camada mais externa da Terra, conhecida como litosfera, tem um comportamento tão forte 
quanto uma substância rígida que descansa sobre uma região mais fraca do manto conhecida como 
astenosfera. 
2. A litosfera é quebrada em numerosos segmentos ou placas que estão em movimento, uma em 
relação a outra e estão em contínua mudança no seu formato e tamanho, conhecidas como placas 
litosféricas. 
 
→ Dorsais oceânicas/dorsal 
– Chamadas de cristas ou cadeias (meso) oceânicas. 
– Feição tectônica mais expressiva do planeta. 
– Com ramificações que adentram os continentes no processo de rifteamento. 
– São o sítio de geração de litosfera oceânica. 
– Marcam margens de placas acrescionárias ou construtivas. 
– Representam limites divergentes entre placas. 
– Origem e distribuição espacial: é controlada pelas correntes convectivas/convecção ascendentes 
na astenosfera que, ao chegar à base da litosfera, passam a ter movimento divergente. 
– Associação com anomalia térmica astenosférica. 
– Placas são divergentes. 
– Magma e manto empobrecido (depletado) ressurgem entre as placas que são 
separadas/afastadas, gerando à nova litosfera oceânica. 
– É um sistema de câmara magmática. 
– Meso oceânica é somente para Atlântico, pois está no meio do oceano. 
– Taxa de espalhamento rápida = > 4 cm/ano e lenta < 3 cm/ano. 
 
Características geológicas das dorsais 
– Expressão topográfica 
– Alto fluxo térmico no eixo 
– Tectônica divergente 
– Magmatismo básico 
– Alta concentração de sismos rasos 
– Anomalia gravimétrica (Bouguer) baixa 
 
Questão 5 (3 pontos): O mapa abaixo representa o eixo da Dorsal Mesoatlântica (cinza), ao 
longo da região NE do Brasil, com as principais zonas de fraturas e as principais 
anomalias magnéticas indicadas por sua idade (Ma). Calcule as seguintes velocidades de 
separação (cm/ano) entre América do Sul e África: 
a) Nos últimos 13 Ma entre as zonas de fratura Charcot e Ascenção; 
b) Entre 13 e31 Ma so sul da ZF de Ascenção 
Demonstre claramente seus cálculos. 
Interprete seus resultados. 
R: Interpretação: Entre as fraturas de charcot e ascensão temos um maior velocidade de 
deslocamento, enquanto ZF ascensão se está numa velocidade menor , provavelmente devido a 
sua distância da dorsal. A velocidade de ZF de ascensão encontrada é metade da taxa de 
espalhamento, por isso é necessário multiplicar por 2. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
➔ Exsolução = material dissolvido se exsolve. 
 
➔ Sanuktóide é um tipo de tonalito. 
 
➔ Óxido de titânio = perovskita. 
 
➔ Manto depletado = empobrecido. 
 
➔ Basaltos 
– MORB sem olivina 
– OIB com olivina 
 
 Falha transcorrente é sinistral ou dextral. 
 
→ Falhas Transformantes 
– Limites conservativos. 
– Não ocorre nem consumo nem geração de litosfera. 
– Movimento relativo entre os blocos adjacentes à falha. 
– Tipo de limite é denominado conservativo, com falhas de movimentação principal direcional 
(strike slip faults ou transcorrentes). 
– Anomalias magnéticas conectam centros de espalhamento (dorsais), e/ou zonas de consumo 
(zonas de subducção) e/ou outras falhas transformantes. 
– Placa litosférica é transformante (não é transcorrente). 
 
Evidências para falhas transformantes 
– Deslocamento das anomalias magnéticas lineares 
– Sismicidade rasa e restrita ao segmento entre as dorsais 
– Magmatismo: servem de conduto para ascensão de basaltos alcalinos 
– Feições topográficas lineares perturbando a suave topografia do fundo oceânico, em forma de 
sulcos, cristas ou degraus. 
 
→ Zona de fraturas 
– Nas dorsais oceânicas e nas planícies abissais adjacentes, um grande número de zonas de fratura 
intercepta e desloca a zona axial de espalhamento e as anomalias magnéticas associadas. 
– Com forma de sulcos, degraus ou cristas. 
– A sismicidade é quase exclusivamente concentrada na porção entre os segmentos da dorsal 
deslocada, que é a falha transformante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tectônica de placas: placas litosféricas, polos de rotação, hot spots, paleomagnetismo e 
padrão zebrado 
 
→ Placa litosférica ou litosfera 
– Definição: Segmento rochoso externo do planeta, de comportamento mais frágil e rígido (se 
comparado à astenosfera). 
– Movem-se umas em relação às outras 
– Geodinâmica controla fenômenos geológicos globais como tectonismo, magmatismo, 
sedimentação, deformação, sismicidade, atmosfera, clima, vida... 
– Engloba, toda a crosta e parte do manto superior. 
– A placa litosférica continental apresenta espessura que varia de 100-150 km e a placa litosférica 
oceânica varia de 70-80 km de espessura. 
– Espessura 100-300 Km. 
– Faz limite com a astenosfera, sendo separada por uma temperatura de 1300°C: Possui a "Low 
Velocity Zone" (LVZ), que é uma zona de comportamento mecânico transicional, interpretada 
como sítio de geração basáltica no manto. Evidência geofísicas: queda na velocidade de ondas 
sísmicas, alta atenuação sísmica e experimentos petrogenéticos. 
– Pontos tríplices das placas geralmente são hot spots. 
– Exemplo de placa litosférica puramente oceânica = Placa de Nazca. 
– Exemplo de placa litosférica mista = Placa Sul Americana. 
– Possuem limites laterais: margem divergente (criação de litosfera), convergente (consumo de 
litosfera) ou transformante (movimentos laterais). 
– Importância para tectônica de placas: processos e esforços gerados na astenosfera, as placas 
litosféricas, em resposta altera o relevo, gera sismo, desloca, pode ser consumida ou gerada, 
influência no clima, disponibilidade de recursos minerais e até geopolítica global. Inclui 
configuração dos continentes ao longo da formação e evolução da Terra. 
– É responsável por todos os fenômenos geológicos globais (tectonismo, vulcanismo, formação 
de bacias sedimentares, terremotos) observados na superfície da crosta terrestre. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Mecanismos da placa litosférica 
– Espalhamento do fundo oceânico e criação de litosfera. 
– Subducção, consumo de litosfera com crosta oceânica e geração de crosta continental. 
– Deslizamentos laterais controlados por falhas transformantes. 
 
 
Placa litosférica/Litosfera 
LVZ 
Astenosfera 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Principais placas litosféricas, somando às grandes, médias e pequenas são 14 placas no total. 
Grandes Médias Pequenas 
1. Indo Australiana 1. Nazca 1. Cocos 
2. Pacífico 2. Filipinas 2. Caribe 
3. Euroasiática 3. Arábicas 3. Scotia 
4. Sul Americana 4. Juan de Fuca 
5. Norte Americana 
6. Antártida 
7. Africana 
 
Limite de placas litosféricas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
→ Espalhamento/expansão de fundo oceânico 
O que é "espalhamento do fundo oceânico"? Descreva seu funcionamento, utilizando 
evidências paleomagnéticas, sísmicas, geocronológicas, geofísicas e fisiográficas. Qual seu 
papel na Tectônica de Placas? R: O "espalhamento do fundo oceânico" é um processo geológico 
fundamental que ocorre nas dorsais oceânicas, onde novas crostas oceânicas são formadas e 
espalhadas a partir do magma proveniente do manto terrestre. 
Funcionamento: 
1. Evidências paleomagnéticas: As rochas vulcânicas da crosta oceânica registram a orientação 
do campo magnético da Terra no momento de sua solidificação. Isso forma faixas paralelas de 
magnetização, mostrando a inversão periódica do campo magnético da Terra ao longo do tempo. 
2. Evidências sísmicas: Estudos sísmicos revelam que as dorsais oceânicas são caracterizadas 
por atividade sísmica associada à movimentação das placas tectônicas. Os terremotos e padrões 
sísmicos ajudam a identificar a localização e a extensão das zonas de formação da crosta oceânica. 
3. Evidências geocronológicas: Datação radiométrica de rochas na crosta oceânica revela sua 
idade e distribuição em relação às dorsais oceânicas. A idade das rochas aumenta à medida que 
nos afastamos das dorsais, confirmando o processo de formação contínua de crosta. 
4. Evidências geofísicas: Dados gravimétricos e magnéticos indicam variações nas propriedades 
da crosta oceânica, fornecendo informações sobre sua espessura, densidade e composição. Essas 
variações estão relacionadas ao processo de solidificação do magma e à formação da crosta 
oceânica. 
5. Evidências fisiográficas: A topografia do fundo oceânico mostra a presença das dorsais 
oceânicas, que são cadeias montanhosas submersas com uma crista central. Essas características 
topográficas indicam a atividade tectônica e a formação de nova crosta. 
– Papel na Tectônica de Placas: O espalhamento do fundo oceânico desempenha um papel 
crucial na Tectônica de Placas, fornecendo a base para a compreensão da dinâmica da litosfera. 
A formação de nova crosta oceânica e seu deslocamento lateral ao longo das dorsais oceânicas 
são fundamentais para o movimento das placas tectônicas. A crosta oceânica mais jovem e quente 
se move para longe da crista, empurrando as placas adjacentes em um processo conhecido como 
divergência de placas, resultando em diversos fenômenos tectônicos, como terremotos, formação 
de cordilheiras submarinas e criação de fossas oceânicas. Este processo ajuda a explicar a 
expansão do fundo oceânico e a dinâmica da Terra, contribuindo para a teoria da Tectônica de 
Placas. 
– Dorsais meso-oceânicas eram zonas de fraqueza da crosta, onde o material do manto subjacente 
através das correntes de convecção, se incorporava às placas, afastando-as. Este processo de 
espalhamento do assoalho oceânico, dura milhões de anos, formando as cadeias oceânicas. 
– É equilibrado pela destruição da litosfera na mesma proporção em outro oceano. 
– Mecanismo de condução é as correntes de convecção do manto. 
– São limitadas por dorsais oceânicas, zonas de subducção (nos limites colisionais) e falhas 
transformantes (nos limites ao longo do movimentolateral entre duas placas). 
– Por Harry Hess, em 1962 percursora da ideia de tectônica de placas, que foi proposta por 
Jason Morgan em 1968. 
 
Fatos que comprovam a teoria do espalhamento do assoalho oceânico são: 
1. As rochas nas proximidades da dorsal são jovens, aumentando idade com o afastamento da 
dorsal. 
2. As rochas mais jovens, próximas da dorsal, apresentam polaridade positiva (idêntica ao do 
campo geomagnético atual) 
3. Havia um padrão de magnetização que apresenta simetria em relação à dorsal (rochas à mesma 
distância da dorsal apresentavam polaridade idêntica). Isto mostrava a simetria do espalhamento, 
e a frequência de inversão da magnetização. 
 
→ Zona de subducção 
– Vulcanismo, plutonismo, sismicidade e deformação na margem ativa. 
– Com fossa abissal/trench. 
– Limites convergentes entre placas. 
– Zona de consumo de litosfera oceânica, reciclando-a no manto. 
– Criação de litosfera continental 
 
Evidencia para zona de subducção 
1. Sismos com hipocentros profundos: a distribuição dos sismos ao longo de uma fossa abissal 
define uma região planar, denominada de Zona de Benioff; 
2. Vulcanismo intermediário; 
3. Metamorfismo de alta P/T nas rochas subductadas; 
4. Metamorfismo de baixa P/T na região do arco magmático. 
 
→ Zona de Benioff 
– Superfície/Região planar definida pelos hipocentros sísmicos na zona de subducção. 
– Evidência de subducção. 
– Representativa do limite superior da placa em subducção. 
– Sistema de zona de subducção. 
– Usa tomografia sísmica do manto (anomalia de onda P). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Questão 3 (3 pontos) da P1 reposição: A partir das idades (em Ma) das rochas das 8 
principais ilhas vulcânicas do Arquipélago do Havaí no mapa abaixo (www.hilo.edu), 
calcule a velocidade média, em centímetros por ano, da deriva da Placa do Pacífico, em 
relação ao hot spot do Monte Kilawea, nos últimos 5 Ma. Demonstre seus cálculos. 
 
O mapa abaixo representa as oito principais ilhas do Arquipélago do Havaí, com idades de 
rochas vulcânicas datadas (M.a). Utilizando o modelo de rastro de hot spot, localize a sua 
posição atual no mapa e calcule a média (cm/ano) e a direção (faça uma seta) da deriva da 
Placa do Pacifico durante os 5 milhões de anos. Demonstre seus cálculos. 
 
→ Paleomagnetismo 
– Estudo do magnetismo fóssil que é retido em certas rochas. 
– Magnetismo originou-se na época em que a rocha foi formada, a medição de sua direção pode 
ser usada para determinar a latitude em que a rocha foi criada. 
– Se a latitude difere da latitude em que a rocha é encontrada, essa é uma evidência muito forte 
de que a rocha tenha se movido sobre a superfície da Terra. 
– Magmatismo remanesce. 
– Declinação, caimento e intensidade. 
– Inclinação vs latitude. 
– Espalhamento oceânico, a rocha com magnetização se desloca, pois, o assoalho se expande. 
 
 
 
→ Padrão do assoalho oceânico/zebrado 
Como se forma o chamado ´padrão zebrado´ de anomalias magnéticas do assoalho 
oceânico? R: 
1. Magnetismo da Terra: O campo magnético da Terra varia de forma regular ao longo do tempo 
em termos de polaridade, alternando entre períodos em que o campo está orientado normalmente 
(polaridade normal) e períodos em que está invertido (polaridade reversa). 
2. Solidificação do Magma: Quando o magma do manto emerge nas dorsais oceânicas e atinge 
a superfície, ele se solidifica para formar novas rochas vulcânicas na crosta oceânica. Durante a 
solidificação, os minerais nas rochas registram a direção do campo magnético existente naquele 
momento. 
3. Inversões do Campo Magnético: Ao longo do tempo, ocorrem inversões periódicas no campo 
magnético da Terra, onde o campo magnético muda de orientação de normal para reverso ou vice-
versa. Essas inversões são registradas nas rochas vulcânicas. 
4. Registro Magnético nas Rochas: As rochas vulcânicas na crosta oceânica preservam o registro 
magnético da época em que foram formadas. As partículas magnéticas nas rochas (principalmente 
minerais de ferro) se alinham de acordo com a direção do campo magnético local no momento da 
solidificação. 
5. Padrão Zebrado de Anomalias Magnéticas: Como as inversões do campo magnético 
ocorrem ao longo do tempo, a crosta oceânica registra essas mudanças de polaridade. O padrão 
zebrado é formado pela alternância de faixas de rochas com magnetização de polaridade normal 
e polaridade reversa. Essas faixas criam uma série de anomalias magnéticas em ziguezague ao 
longo do assoalho oceânico, resultando no padrão zebrado característico. 
Assim, ao estudar essas anomalias magnéticas, os geólogos podem inferir informações sobre a 
idade da crosta oceânica, as inversões do campo magnético e o processo de expansão do fundo 
oceânico, fornecendo suporte crucial para a teoria da tectônica de placas. 
– Forma um fundo submarino novo é formado ao longo de riftes de uma crista da dorsal meso 
oceânica, conforme as placas se separam. O magma que ascende, flui para o rifte, resfria, 
solidifica e fica magnetizado na direção do campo magnético da época que solidificou. 
Conforme o assoalho se separa e afasta da crista, metade do material magnetizado move-se para 
um lado e metade para outro. Novo material preenche fraturas, continua o processo. Assim, o 
assoalho oceânico funciona como um gravador magnético da história do oceano, alternando entre 
bandas de magnetização, em que há períodos que o campo está orientado normalmente 
(polaridade normal) e períodos em que está invertido (polaridade reversa). Formando um padrão 
zebrado, deixando um padrão simétrico em relação ao eixo das dorsais meso-oceânicas. 
– Repetidas inversões da polaridade do campo magnético terrestre. 
– Magnetização positiva = polaridade normal, igual à polaridade do campo atual, 
– Magnetização negativa = polaridade reversa, oposta ao campo atual, mostra o padrão zebrado 
de magnetização característico da crosta oceânica. 
– Confirma a hipótese da expansão do assoalho oceânico e levou a teoria da tectônica de placas. 
 
➔ Break up = quebra. 
 
➔ Trajetória aparente da deriva polar (DPA) 
– Obtida: Calculada a partir da determinação da orientação do campo paleomagnético terrestre 
em amostras datadas, através da medição de seu magnetismo remanescente. 
– É inferida para uma placa que é aparente, pois em princípio tanto a placa como o polo magnético 
são passíveis de deriva ao longo do tempo geológico. 
– É útil estudar dois continentes do que apenas um porque: A comparação das trajetórias de 
duas placas pode levar à inferência de que sofreram deslocamentos relativos. Só é válida para dois 
continentes. 
– Indica deriva continental 
– Trajetórias da DPA podem ser usadas para interpretar os movimentos, colisões e rompimento 
dos continentes 
– Exemplo: continentes do Sul e Índia faziam parte de único continente no Gondwana. 
Ciclo de Wilson e seus estágios 
 
➔ Ciclo de Wilson 
– O ciclo de Wilson pode ser descrito em seus estágios típicos, desde 
a fragmentação até a colisão de massas continentais. 
– Processo geotectônico de abertura/formação e fechamento dos 
oceanos, por meio da movimentação das placas litosféricas, 
formando um ciclo. 
– Pode ser abortado em quaisquer de seus estágios: 
1. Rifte/rifteamento intracontinental/continental 
– Implantação de um regime tectônico tracional em domínio 
continental. 
– Geologia do pré sal é formada nesse estágio. 
– Sem atividade vulcânica e terremotos. 
– Exemplo Sistema de Rifte do Leste Africano. 
– Dividido em 2: 
1.1. Pré rifte 
– Começa com a ruptura de um cráton continental estável e 
afinamento da litosfera continental. 
– Astenosfera quente subindo através da corrente de convecção. 
– Fratura a crosta continental em duas (riftes), por hot spots. 
– Limite divergente entre as duas placas tectônicas que se separaram. 
 
 
 
 
 
1.2. Sin rifte 
– Cria graben, falha normal, sedimentação sin rifte e afinamentocrustal. 
 
 
 
 
 
 
2. Estágio proto oceânico 
– Formação de crosta oceânica. 
– Entre estágio 1 e 2 tem Discordância de Break Up (entre Rifte e Transicional, toda 
margem passiva tem). 
– Crosta continental afina. 
– Sedimentação Transicional (evaporitos), taxa de evaporação elevada. 
– Fase Transicional. 
– Subsidência térmica. 
– Mar estreito. 
– Exemplo Mar Vermelho. 
 
3. Estágio oceano maturo/aberto crescente 
– Bacia oceânica com dorsal oceânica. 
– Margens passivas dos dois lados. 
– Sedimentação entre fase Transicional e Rifte. 
– Forma oceano maduro. 
– Evaporito. 
– Já tem nível do mar. 
– Exemplo Atlântico. 
 
Ciclo de Wilson (a) cráton continental, (b) 
formação de um rifte estreito, (c) início da 
expansão dos fundos oceânicos e formação de 
margens continentais passivas em uma bacia 
oceânica em expansão; (d) início da 
subducção; (e) fechamento da bacia oceânica; 
(f) colisão continental e orogenia. 
4. Estágio oceano maturo decrescente 
– Forma zona de subducção em um ou nos dois lados da bacia oceânica. 
– Consumo da crosta oceânica pela zona de subducção (cont x ocea ou ocea x ocea). 
– Fusão do manto que ascende e forma arcos magmáticos ou de ilhas. 
– Fossas. 
– Scotia e Caribe são exemplos de subducção no Atlântico. 
– Exemplo Pacífico (subducção em 2 lados) e Índico (subducção em 1 lado). 
 
5. Estágio oceano requiliar ou vestigial 
– Crosta oceânica é consumida. 
– Fechamento do oceano. 
– Exemplo Mar Mediterrâneo. 
 
 
 
 
 
 
 
6. Estágio de fechamento ou colisional/colisão continental 
– Crosta continental até 70 km. 
– Consumo total da litosfera oceânica (domínios continentais em contato compressivo). 
– Colisão e cavalgamento de dois continentes. 
– Litosfera espessa. 
– Cadeias montanhosas. 
– Exemplo Sistema Alpino-Himalaiano. 
 
 
 
 
 Rifte fóssil quando um rifte morre e não é mais reativado. Exemplo Bacia de Tucano, Resende e 
Taubaté. 
 
 
 
 
 
Deriva continental, tafrogênese vs orogênese, técnicas para reconstruções paleográficas 
 
 
➔ Separação América do Norte e Europa, ocorreu no Jurássico. 
 
➔ Wander = deriva. 
 
➔ Orogenia Herciniana na Europa, formou a Pangeia. 
 
➔ Há 400 M.a, já estava em processo de formar a Pangeia. 
 
➔ Continente em que todos os planetas estavam juntos nunca teve. Os mais próximos disso foram 
Rodínia e Pangeia. 
 
➔ Quando junta todos os continentes, diminui a biodiversidade. 
 
➔ LIP (Large Igneous Province), como platô submarino, são ligados a chegada de pluma. 
 
➔ Principais evidências da movimentação das placas litosféricas 
1. Evidências magnéticas 
1.1. Anomalias magnéticas lineares geram o padrão zebrado do assoalho oceânico, definido por 
faixas com polaridade normal alternadas com faixas de polaridade reversa, deslocadas 
transversalmente em zonas de fratura. 
1.2. Trajetória aparente de deriva polar, calculada a partir da determinação da orientação do 
campo paleomagnético terrestre em amostras datadas, através da medição de seu magnetismo 
remanescente. A trajetória inferida para uma placa é sempre aparente, pois em princípio tanto a 
placa como o polo magnético são passíveis de deriva ao longo do tempo geológico. Entretanto, a 
comparação das trajetórias de duas placas pode levar à inferência de que sofreram deslocamentos 
relativos. 
2. Ajuste geométrico do contorno das margens continentais opostas 
3. Continuidade de províncias geológico-paleontológicas em massas continentais separadas 
por grandes distâncias após fragmentação continental. 
4. Idade da costa oceânica e dos sedimentos sobrejacentes é progressivamente mais antiga (0 a 
200 M.a) à medida em que se afastam das dorsais. 
5. Traços de hot spots e seu uso como referenciais fixos: anomalias térmicas no manto geram 
pontos de extrusão magmática em superfície (hot spots). Com o movimento da placa litosférica, 
estes pontos deixam um rastro de centros eruptivos alinhados na direção do movimento, cujas 
idades aumentam gradativamente (exemplo: cadeia de ilhas e montes submarinos do Havaí). 
 
Questão 2 (4 Pontos) da P1: A deriva continental e as reconstruções paleogeográficas se 
baseiam em evidências encontradas tanto na crosta continental como na oceânica. Descreva 
detalhadamente: 
a) uma metodologia para o cálculo de direção e velocidade de uma placa litosférica, baseada 
em evidência na crosta oceânica, e 
b) outra metodologia baseada em informações encontradas na crosta continental, para a 
reconstrução de paleocontinentes. Utilize desenhos esquemáticos com legenda. 
R: 
A. Para litosfera oceânica 
1. É necessário mapa de rastro de hot spot: 
A. Mapa com presença de crosta oceânica 
B. Dado de datação de rochas coletadas em diferentes pontos do mapa 
– No mapa há 6 ilhas, sendo a ilha 1 a mais antiga e a ilha 6 a mais nova. Informação 
obtida pela datação de rochas. 
– Observa a distância e a direção da ilha 1, usado a ilha 6 como base. Sabe que a ilha 6 é a mais 
nova, seguida de 5, 4, 3, 2 e 1. Afirma que houve movimento sinistral. 
– Para calcular a velocidade: 
1. Calcula a distância do mapa entre ilha 1 e 6; 
2. Converte de cm para km; 
3. Aplica na fórmula V = ΔS/ΔT 
V = velocidade 
ΔS = variação de espaço, distância entre ilhas 1 e 6 em km 
ΔT = variação de tempo, diferença entre idade das ilhas 1 e 6 
 
2. Calcula a taxa de espalhamento da dorsal e anomalia magnética, divide um pelo outro. 
 
B. Para litosfera continental 
1. Relaciona o ajuste de litoral ou formato dos continentes (abaixo do nível do mar), que se 
encaixam mostrando quebra e movimentação deles. Como Brasil e África. 
2. Correspondência de província geológica (paleotectônica) e fósseis (mesossauros).