Resumo Geotectônica expandido

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Resumo P1 – Geotectônica 
Só o essencial 
1. Métodos diretos e indiretos 
Os métodos diretos de investigação, como o próprio nome diz, referem-se àqueles nos quais 
os materiais do interior da Terra estão disponíveis na superfície ou próximos desta, permitindo 
uma análise direta destes. Os métodos diretos incluem o estudo de afloramentos rochosos, o 
estudo do material das partes mais profundas da litosfera trazidas à superfície pela atividade 
vulcânica e a análise de dados de minas e sondagens. 
 Métodos diretos 
▪ Em Terra 
 Análise de afloramentos rochosos 
 Análises de erupções vulcânicas 
 Análise de dados de minas e dados de sondagens: Estas atividades permitem 
atingir e trazer à superfície materiais do interior da Terra. No entanto, a 
sondagem mais profunda realizada na província de Kola (Rússia) atingiu apenas 
cerca de 12 km de profundidade. Se compararmos este valor com o raio da Terra 
(cerca de 6.370 km), verificamos que apenas 0,19% do interior da Terra foi 
atingido. Além da obtenção de amostras das sondagens para a análise, os 
cientistas podem utilizar o buraco da sondagem para inserir e baixar 
instrumentos para testar as propriedades elétricas das várias camadas; introduzir 
um gerador sônico para produzir fontes sonoras; baixar sensores para registrar 
diferenças entre as radioatividades naturais das camadas etc. Ao introduzir, 
porém, instrumentos no furo da sondagem, passa a ser um método indireto. 
▪ No mar: 
 Dragagens 
 Batiscafos, ROV’S (remotly operated Vehicle) 
 Perfurações 
 
 Métodos indiretos 
 
 Sismologia: É a ciência que estuda as ondas sísmicas produzidas pelos terremotos, ou por 
outros métodos sísmicos baseados na geração de ondas elásticas por meio de explosões, 
ar comprimido ou vibrações. 
→ Instrumentação: Estas ondas são captadas por geofones localizados nas estações 
sismológicas espalhadas pelo mundo e que serão lidas a partir dos sismógrafos, 
o qual são constituídos de um sismômetro que nada mais é um transdutor que 
percebe os movimentos do solo e um registrador que registra esse movimento. 
→ Aquisição: É adquirido um sismograma onde são registradas as amplitudes dos 
diferentes tipos de ondas sísmicas, a sua velocidade de propagação e o tempo em 
que levou para se propagar. 
→ O que se obtém: São obtidas as descontinuidades presentes no interior da Terra, 
é possível delimitar os limites das placas litosféricas, é possível delimitar as zonas 
de reativação de terremotos, além de ser possível mapear os terremotos, além de 
saber sua magnitude e seu tempo de propagação. 
→ Unidade de medida: Unidade de velocidade de propagação das ondas sísmicas = 
Km/s, magnitude de terremotos = escala Richter (1 a 10). 
 
→ Produtos: Imageamento sísmico; Descrição de terremotos; Perfilagem sísmica e 
Tomografia sísmica. 
- Perfilagem sísmica: Uma fonte acústica submersa produz oscilações na 
partículas (pulsos). Quando os pulsos são emitidos, atingem a interface entre duas 
camadas com propriedades mecânicas diferentes, assim parte da energia é 
refletida de volta para à superfície onde é captada pelo receptor. Conhecendo a 
velocidade de propagação das ondas sísmicas no meio e o tempo de trânsito entre 
a fonte, a interface e o receptor, é possível calcular a profundidade do alvo. 
- Tomografia sísmica: A tomografia sísmica, combina informações de um grande 
número de ondas cruzadas para construir imagens tridimensionais do interior da 
Terra, fazendo assim o uso dos tempos de viagem registrados das ondas sísmicas 
através dos terremotos geograficamente distribuídos em um conjunto de estações 
sismográficas. Os muitos caminhos de viagem de terremotos até os receptores se 
cruzam muitas vezes. Se houver regiões de anomalia sísmica, a velocidade no 
espaço percorrido pelos raios e o tempo de viagem das ondas que atravessam esta 
região são afetados. A interpretação simultânea das anomalias de tempo de 
viagem para os muitos caminhos cruzados, permitem então delinear as regiões 
anômalas, fornecendo um modelo tridimensional do espaço de velocidade. Tanto 
as ondas corporais quanto as ondas superficiais podem ser usadas na análise 
tomográfica. Com ondas corporais, os tempos reais de viagem das fases P ou S 
são utilizados. 
(1) Distribuição de terremotos, ondas sísmicas e mecanismos dos terremotos 
Muitos dos conhecimentos que se tem atualmente sobre a constituição interna da Terra é dada 
pelo estudos das ondas sísmicas que geram os terremotos. Essas ondas seguem por vários 
caminhos pelo interior da Terra e através da medida do seu tempo de viagem entre esses diferentes 
caminhos é possível determinar em larga escala cada camada. Também é possível fazer 
inferências sobre as propriedades físicas dessas camadas levando em consideração essas 
velocidades de transmissão da onda sísmica. 
 Descrição do Terremoto : Normalmente assume-se que os terremotos são originados de um 
único ponto conhecido como o foco ou hipocentro, que está invariavelmente a cerca de 700 
km da superfície. Na realidade, porém, a maioria dos terremotos são gerados por movimentos 
ao longo de um plano de falha, de modo que a região focal pode se estender por vários 
quilômetros. O ponto sobre a Terra no qual a superfície é verticalmente acima do foco é o 
epicentro. O ângulo subtendido no centro da Terra pelo epicentro e o ponto em que as ondas 
sísmicas estão detectados é conhecido como o ângulo epicentral Δ. A magnitude de um 
terremoto é uma medida de sua liberação de energia em uma escala logarítmica; uma 
mudança de magnitude de um na escala Richter implica um aumento de 30 vezes na energia 
de liberação. 
 
 
 Propagação das ondas sísmicas: A energia de tensão liberada por um terremoto é 
transmitida através da Terra por vários tipos de ondas sísmicas, que se propagam por 
deformação elástica da rocha pela qual elas percorrem. 
Ondas que penetram o interior da Terra são conhecidos como ondas corporais, e consistem 
em dois tipos correspondentes as duas possíveis formas de deformar um meio sólido. Ondas P, 
também conhecidas como ondas longitudinais ou de compressão, correspondem a deformação 
elástica (sua velocidade de propagação é maior, por isso é a primeira a ser detectada) por 
compressão/dilatação, nessas ondas as partículas da rocha transmissora oscila na direção de 
propagação da onda, o que faz com que a perturbação continue como uma série de compressões 
e rarefações. As ondas S, também conhecidas como ondas de cisalhamento ou transversais, 
correspondem à deformação elástica do meio de transmissão de forma a provocar a oscilação 
das partículas da rocha em ângulos retos em relação à direção de propagação. Como a rigidez 
de um fluido é zero, as ondas S não podem ser transmitido por tal meio. 
Uma consequência das equações de velocidade para as ondas P e S, é que a velocidade da onda 
P é cerca de 1,7 vezes maior do que a velocidade S no mesmo meio. Consequentemente, para um 
caminho de viagem idêntico, as ondas P chegam antes das ondas S. A passagem das ondas 
corporais através da Terra está em conformidade com as leis da ótica geométrica, na medida em 
que podem ser ambas refratadas e refletidas nas descontinuidades de velocidade. 
Ondas sísmicas cujos caminhos de viagem são restritos a proximidade de uma superfície livre, 
como a superfície da Terra, são conhecidas como ondas de superfície. As ondas de R ou Rayleigh 
são transversais, elípticas (causam nas partículas do meio de transmissão uma elipse em um plano 
vertical contendo a direção de propagação) e se deslocam no chão, acompanhando a direção de 
propagação, são responsáveis pelos tremores que sentimos. As ondas L ou Love são transversais 
e são essencialmente ondas de cisalhamento polarizadas horizontalmente, e se propagam por 
reflexão múltipla, são as ondas superficiais mais rápidas. 
As ondas superficiais viajam a velocidades mais baixas do que a das ondas corporais no mesmo 
meio. Ao contrário das ondas corporais, a superfíciedessas ondas são dispersivas, ou seja, seus 
componentes de comprimentos de onda viajam em diferentes velocidades. Dispersão surge por 
causa da estratificação de velocidade da Terra em seu interior, comprimentos de onda mais longos 
penetrando até maiores profundidade e, portanto, a amostragem de velocidades mais altas. Como 
resultado, estudos de dispersão de ondas de superfície proporcionam um importante método para 
determinar a estrutura de velocidade e características de atenuação sísmica dos 600 km superiores 
da Terra. 
 
 O mecanismo dos terremotos: Acredita-se que a maioria dos terremotos ocorra de acordo 
com a teoria do rebote elástico, que foi desenvolvida depois do terremoto em San 
Francisco, 1906. Nesta teoria, um terremoto representa uma súbita liberação de energia 
de tensão que é desenvolvido ao longo de um período. 
 
 
 
Em (a), um bloco de rocha através de uma fratura (ou falha) está sendo estressada de tal 
forma que eventualmente irá causar movimentos relativos ao longo do plano de falha. A linha 
AB é um marcador que indica o estado de tensão do sistema, e a linha tracejada o local de 
falha. Quantidades relativamente pequenas de stress podem ser acomodado pela rocha. 
Eventualmente, no entanto, o stress atinge o nível em que excede as forças friccionais e de 
cimentação se opõem ao movimento ao longo do plano de falha (c). Neste ponto, o movimento 
de falha ocorre instantaneamente (d). O terremoto de San Francisco resultou de um 
deslocamento de 6,8 m ao longo da Falha de San Andreas. Neste modelo, a falha reduz a 
tensão no sistema a praticamente zero, mas se as forças de torque persistissem, o stress 
voltaria ao ponto em que ocorre o movimento da falha. A teoria do rebote elástico implica 
consequentemente que atividade sísmica representa uma resposta gradual a um stress 
persistente. 
 Distribuição de terremotos: Com o desenvolvimento dos sismógrafos no início do século 
XX, os cientistas perceberam que os terremotos se concentravam preferencialmente ao 
longo das trincheiras oceânicas (fossas abissais) e dorsais meso-oceânicas. Assim, foi 
possível notar que: 
- Nas dorsais oceânicas, havia a criação de crosta por acresção de material do manto às 
bordas das placas; esta construção de placas era evidenciada pela idade progressiva da 
placa ao se afastar da dorsal, ao padrão magnético e à concentração de terremotos nestas 
regiões. 
- Nas trincheiras oceânicas, havia destruição da placa oceânica; a concentração de 
terremotos nestas regiões, associados a vulcanismo e evidência de material oceânico no 
alto de montanhas (como no caso dos Andes, por exemplo), são evidências deste fato. 
Obs: Um grande número de dados sísmicos permitem descobrir o movimento de uma falha 
geológica. 
Obs: Sismologia vs sísmica 
- Sismologia = Terremotos => NATURAL 
- Sísmica = Perfilagem sísmica => ARTIFICIAL 
O levantamento sísmico leva em consideração duas propriedades físicas, a refração e a reflexão. 
A refração identifica as ondas refretadas em profundidade no solo, já a reflexão identificas as 
ondas refletidas em profundidades mais rasas do solo. Assim, no levantamento é medido o tempo 
de resposta das ondas refletidas e refratadas. Esse método é muito utilizado para a identificação 
de rochas e fraturas, identificação de HC’S na explotação de petróleo, caracterização geológica. 
 
Tem como produto perfis sísmicos, mapas topobatimétricos, perfis vetorizados e rasters, 
amarração sísmica e sondagens. Unidade é kHz. 
 Gravimetria: Estuda a distribuição da massa na Terra, a partir das informações fornecidas 
pelo campo de gravidade terrestre. 
→ Instrumentação: Estruturas com diferentes densidades no interior terrestre 
causam modificação no campo de gravidade; estas variações são muito pequenas, 
mas possíveis de serem medidas por equipamentos muito sensíveis denominados 
gravímetros. 
→ Aquisição: análise gravimétrica adquire o valor da intensidade do campo 
gravitacional terrestre, a partir da diferença de densidades entre as massas 
identificadas e caracterizadas, a fim de entender as irregularidades que surgem 
nesse campo. 
→ O que se obtém: A partir da distribuição da massa na Terra é possível se obter o 
geoide, que nada mais é uma superfície isopotencial gravimétrica da Terra. 
→ Produtos: Mapas de anomalia Bouguer, perfil Bouguer, mapas de espessura 
crustal, ainda auxilia na prospecção mineral, na determinação da geometria de 
potenciais aquíferos e na descoberta de corpos ígneos intrusivos. 
→ Unidades: mGal/m/s2 e g/cm3. 
Obs: Quanto mais densa for uma rocha, maior será a velocidade sísmica nessa rocha. 
Obs: A rocha quando é aquecida tem seu volume aumentado, assim, em consequência sua 
densidade será menor. Por esse motivo em mapas de magnetometria e gravimetria quanto mais 
frio, mais densa é a rocha e assim mais positiva será a anomalia magnética gerada. 
 
 Magnetometria: A Terra possui um campo magnético, gerado pela interação entre o 
material do núcleo externo (metálico e fluido) e do núcleo interno (metálico e sólido). A 
presença de material com diferentes características magnéticas próximas à superfície 
causa uma distorção nas linhas de campo (anomalias magnéticas). Conhecendo-se as leis 
físicas que regem o processo de interação com o campo geomagnético, e as propriedades 
magnéticas das rochas, é possível determinar a distribuição do material em subsuperfície. 
→ Instrumentação: Os dados magnéticos são obtidos a partir do uso de 
magnetômetros, nos oceanos colocados em navios offshore e aéreos, onde são 
utilizados magnetômetros portáteis que são aerotransportados. 
→ Aquisição: É adquirida a susceptibilidade magnética dos diferentes tipos de 
minerais presentes nas rochas, a magnetização remanescente que ficou 
armazenada nas rochas ricas em minerais magnéticos e as anomalias referentes 
ao campo magnético terrestre, além da intensidade do campo magnético terrestre. 
→ Produtos: Paleomagnetismo, magnetoestratigrafia, levantamentos 
magnetométricos, prospecção mineral, caracterização do embasamento de 
bacias, arqueologia e vulcanismo. 
→ O que se obtém: a intensidade dos campos magnéticos, tanto do campo magnético 
atual quanto dos paleocampos magnéticos, além disso, analisa suas intensidades 
e a frequência em que esses campos mudavam. Permite também classificar os 
minerais a partir de suas propriedades magnéticas, medida através da 
susceptibilidade magnética. 
→ Unidade: nT 
Obs: Métodos magnetotelúricos são os métodos nos quais são utilizadas as correntes magnéticas 
da Terra. 
 
Obs: O paleomagnetismo estuda o campo magnético terrestre no passado, a partir das informações 
registradas nas rochas. 
Obs: Os métodos magnéticos tornaram possível a tectônica de placas e com sua utilização foi 
descoberto o padrão zebrado simétrico dos oceanos. 
Obs: O “padrão zebrado” do assoalho oceânico 
A evidência do padrão simétrico de anomalias magnéticas trazia uma questão importante: “qual 
o processo de formação da crosta oceânica que explica este padrão?” As teorias da época diziam 
que as dorsais meso-oceânicas eram zonas de fraqueza da crosta, onde o material do manto 
subjacente se incorporava às placas, afastando-as. Este processo, denominado espalhamento do 
assoalho oceânico, duraria milhões de anos, formando as cadeias oceânicas observadas. Os fatos 
que comprovam a teoria do espalhamento do assoalho oceânico são: 
1º) As rochas nas proximidades da dorsal são muito jovens, aumentando sua idade com o 
afastamento da dorsal 
2º) As rochas mais jovens, próximas da dorsal, sempre apresentavam polaridade positiva 
(idêntica ao do campo geomagnético atual) 
3º) Havia um padrão de magnetização que apresentava 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. 
 
 Métodos radiométricos: Utilizam detectores que captam o sinal de três elementos, os 
quais são os mais radioativosda Terra, são eles Th, U e K. 
→ Aquisição: é produzido um diagrama ternário em cores que mostram as 
concentrações relacionadas estes três elementos a partir da cor que a amostra 
recebe de seu diagrama. 
Obs: Th está presente na Allanita e U no zircão. 
 Métodos elétricos/eletromagnéticos: 
→ Instrumentação: Esse método funciona com a utilização de duas bobinas, uma 
para emissão e a outra para recepção. A bobina transmissora emite um campo 
magnético primário, que induz em subsuperfície correntes elétricas que geram 
um campo secundário. A combinação desses dois campos é medida pela bobina 
receptora, sendo assim lida de forma direta a condutividade a susceptibilidade. 
→ Aquisição: Os dados de condutividade podem ser plotado em perfis, que ao obter-
se um conjunto desses perfis é confeccionado um mapa de condutividade 
aparente que possibilita a localização e mapeamento da extensão dos corpos. 
→ O que se obtém: a resistividade aparente, a condutividade elétrica, a 
permissividade dielétrica, a constante dielétrica no meio, a permeabilidade 
magnética e a resistividade elétrica. 
→ Produtos: São muito utilizados na arqueologia, na agricultura e na mineração, 
além disso, a partir dos métodos elétricos é possível inferir a localização e o 
mapeamento da extensão dos corpos que estão sendo investigados. 
 Métodos Geoquímicos/Isotópicos: A partir das análises parcial e total da composição 
química das rochas (litogeoquímica) e dos isótopos, pode se obter informações sobreas 
paragêneses minerais e sobre os xenólitos do manto por exemplo. 
 Métodos Geotérmicos: A partir dos fluxos térmicos na crosta terrestre, podendo esse 
estudo ser realizado em água ou em rochas. 
→ Aquisição: A partir dos métodos geotérmicos é adquirido as propriedades 
térmicas geradas pelo fluxo de calor da Terra, sendo eles a condutividade térmica, 
 
a difusividade térmica, o calor específico e o calor radiogênico, permitindo as 
informações sobre os diferentes gradientes geotérmicos do planeta. 
→ Instrumentação: As medidas da temperatura que são utilizadas pela geotermia 
são medidas a partir de termômetros que apresentam sensores, sendo 
introduzidos em furos de centenas de metros de profundidade. 
→ O que se obtém: A partir dos métodos geotérmicos é possível inferir os valores 
dos gradientes geotérmicos da Terra, além dos valores de fluxo de calor 
proporcionados por diferentes ambientes geológicos e influenciados por 
diferentes litologias. 
→ Unidade: Gradiente geotérmico = oC/Km e fluxo térmico = Cal/m2; HFU. 
→ Produto: A partir dos métodos geotérmicos é possível inferir os valores dos 
gradientes geotérmicos da Terra, além dos valores de fluxo de calor 
proporcionados por diferentes ambientes geológicos e influenciados por 
diferentes litologias. 
 Métodos de alta pressão: Experimentos de fusão, cristalização, recristalização e reações 
metamórficas em pressões e temperaturas crustais ou mantélicas. 
→ Instrumentação: Prensas à diamante (Diamond anvils), cilindros hidráulicos 
(piston cylinders) e bombas hidrotermais. 
→ Unidade: Gpa, Mpa. 
 
2. A tectônica de placas 
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: 
▪ 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. 
▪ 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. 
A teoria precursora à tectônica de placas foi a do espalhamento do assoalho oceânico, a qual 
constatou que uma nova litosfera é formada nas dorsais oceânicas, onde o movimento delas é 
dado se afastando do eixo da dorsal e se movimentando como uma esteira, à medida que nova 
litosfera vai sendo preenchida, ocorre rifteamentos. O mosaico das placas abrange um range que 
vai de 50 Km até 200 Km de espessura e são limitadas por dorsais oceânicas, zonas de subducção 
(nos limites colisionais) e falhas transformantes (nos limites ao longo do movimento lateral entre 
duas placas). Assim, a teoria do espalhamento do assoalho oceânica foi dada por Harry Hess, em 
1962 e a ideia de placa tectônica foi proposta por Jason Morgan em 1968. 
 Drifte Continental e à deriva continental 
O pioneiro da teoria da deriva continental é geralmente reconhecido como Alfred Wegener, 
que, recolheu grande parte dos dados geológicos mais antigos, prévios à deriva, e manteve que a 
continuidade das estruturas, formações e faunas e oras fósseis mais antigas através do presente as 
linhas costeiras continentais foram mais facilmente compreendidas em uma reconstrução pré-
drifte. Ainda hoje, estes pontos são as principais características do registro geológico dos 
continentes que favorecem a hipótese de deriva continental. Novas informações, que Wegener 
trouxe para a sua tese, era a presença de uma glaciação generalizada na época permo-carbonífera 
 
que tinha afetado a maior parte dos continentes do sul, enquanto o norte da Europa e a Groenlândia 
tinham experimentado condições tropicais. Wegener postulou que, nesta altura, os continentes 
estavam unidos em uma única massa terrestre, com os atuais continentes do sul centradas no polo 
e nos continentes do norte que se encontram no equador. Wegener denominou este conjunto 
continental Pangea (literalmente "toda a Terra"). 
A ideia de Du Toit é constituída por dois supercontinentes (du Toit, 1937), quanto mais a 
norte destes é denominada Laurasia (de uma combinação de Laurentia, uma região do Canadá, e 
Ásia) e consistia em Norte América, Groenlândia, Europa e Ásia. O supercontinente é chamado 
de Gondwana (literalmente "terra de todos Gonds" depois de uma antiga tribo do norte da Índia), 
e consistia na América do Sul, Antártida, África, Madagáscar, Índia e Australásia. Separando os 
dois supercontinentes a leste era um antigo mar "mediterrânico" denominado Oceano paleo-
Tethys (depois do deusa grega do mar), enquanto rodeia Pangea, foi o proto oceano Pacífico ou 
Panthalassa (literalmente "all-ocean"). Porém a teoria de Wegener (e de Toit posteriormente), 
apesar de ter sido a precursora e ter aberto o caminho para entender a deriva continental, não 
estava correta. Assim, Holmes, no período 1927-29, desenvolveu uma nova teoria do mecanismo 
do movimento continental. Ele propôs que os continentes fossem movidos por correntes de 
convecção alimentadas pelo calor do decaimento radioativo. Embora difiram consideravelmente 
dos atuais conceitos de convecção e oceano criação do assoalho oceânico, Holmes lançou as bases 
a partir das quais ideias modernas desenvolvidas. 
Na década de 1950, utilizando a metodologia sugerida por P.M.S. Blackett, o método 
paleomagnético foi desenvolvido e S.K. Runcorn e o seus colegas de trabalho demonstraram que 
os movimentos relativos tinham ocorrido entre a América do Norte e a Europa. O trabalho foi 
estendido por K.M. Creer para a América do Sul e por E. Irving na Austrália. Resultados 
paleomagnético tornaram-se mais amplamente aceitos quando a técnica de limpeza magnética foi 
desenvolvida na qual a limpeza primária da magnetização poderia ser isolada. Juntamente com a 
datação por métodos radiométricos faunísticos ou recentemente desenvolvidos, os dados 
paleomagnéticos para o Mesozoico a tempos recentes mostrou que tinha havido diferenças 
significativas, para além da margem de erro, no movimento entre vários continentes. 
 Espalhamento do assoalho oceânico e o nascimento da tectônica de placas 
Se houver a possibilidade de as áreas continentais teremsido estiradas e afastadas, em 
conjunto, então presumivelmente deve haver algum registro disto dentro das bacias oceânicas. 
Acontece que, em contraste com os continentes, as bacias oceânicas geologicamente muito jovens 
(provavelmente não maiores de 200 M.a em idade) é aquela onde os movimentos horizontais ou 
laterais, têm sido muito importantes durante a sua história de formação. 
Em 1961, na sequência de um levantamento topográfico intensivo do assoalho oceânico 
durante os anos do pós-guerra, R.S. Dietz propôs o mecanismo de "propagação do assoalho do 
mar" para explicar à deriva continental. Apesar de Dietz ter cunhado o termo "propagação do 
assoalho oceânico", o conceito foi concebido um ano ou dois anteriormente por H.H. Hess. Ele 
sugeriu que os continentes se movem em resposta ao crescimento das bacias oceânicas, onde a 
crosta oceânica é criada a partir do manto terrestre na crista do sistema de espalhamento do 
assoalho, onde o hot spot de um vulcão submarino ou sua erupção ocupa uma posição média em 
muitos do oceano do mundo. A crosta oceânica é muito mais fina do que a continental, com uma 
espessura média de cerca de 7 km, em comparação com a espessura média continental de cerca 
de 40 km; é quimicamente diferente; e é estruturalmente muito menos complexa. O movimento 
lateral da crosta oceânica se acredita ser movido por correntes de convecção no manto superior, 
semelhante a uma esteira. 
 
 Em ordem para manter constante a área da superfície da Terra, propôs ainda que a crosta 
oceânica é empurrada de volta para dentro do manto e reabsorvida em trincheiras oceânicas. 
Trata-se de vastas depressões batimétricas, situadas em certas margens oceânicas e associadas a 
intensa atividade vulcânica e sísmica. Dentro deste quadro os continentes são elementos bastante 
passivos - jangadas de material menos denso que se encontram afastados e juntos por efémeras 
águas do oceano. Os próprios continentes são uma escória de material geralmente muito mais 
antigo que são derivados ou separados do interior da Terra, em uma fase muito precoce da sua 
história ou pelo menos em parte, de uma forma constante ao longo do tempo geológico. Ao em 
vez de blocos de crosta, pensamos agora no termos de "placas", onde o manto superior rígido e a 
crosta, talvez abrangendo no total de 50-100 km de espessura é chamada agora de litosfera. As 
placas litosféricas podem ser de duas origens, composta por crosta continental ou oceânica. 
A teoria da propagação do assoalho oceânico foi confirmada no período de 1963-66, 
seguindo a sugestão de F.J. Vine e D.H. Matthews, onde foi visto que as linhas magnéticas vistas 
sobre o assoalho oceânico podem explicar o espalhamento ocorrido (a partir dessas linhas 
podemos ver a idade da crosta oceânica gerada e a velocidade com que a dorsal é criada) além 
disso, pode também explicar a inversão magnética sofrida pelos campos magnéticos da Terra. Um 
outro precursor do desenvolvimento do teoria da tectônica de placas veio com o reconhecimento, 
por J.T. Wilson, em 1965, de uma nova classe de falhas denominadas transformantes foi 
descoberta e elas teriam a função de ligar essa correias lineares que são as placas litosféricas com 
a atividade tectônica que é sofrida. 
 
 Teoria Geossinclinal 
Antes da aceitação da tectônica de placas, o modelo da Terra estática englobava a 
formação dos cinturões tectonicamente ativos, formados essencialmente por movimentos 
verticais, no local dos geossinclinais. Uma revisão do desenvolvimento da hipótese geossinclinal 
e a sua explicação em termos da tectônica de placas é fornecida por Mitchell & Reading (1986). 
A teoria geossinclinal acreditava e previa que os cinturões alongados e geograficamente 
fixados de profunda subsidência e sedimentos espessos como os precursores das cadeias de 
montanhas, em que os estratos foram expostos por dobramentos e elevação relativa dos 
sedimentos geossinclinais (Dickinson, 1971). A maior falha da teoria geossinclinal foi que as 
características tectônicas foram classificadas sem que houvesse uma compreensão da sua origem. 
A nomenclatura geossinclinal representou consequentemente um impedimento para o 
reconhecimento de um mecanismo causal comum. A relação da sedimentação com o mobilista 
mecanismo da tectônica de placas permitiu o reconhecimento de dois ambientes específicos em 
que as geossinclinais se formaram, a saber, as geossinclinais estiradas que são as margens 
continentais ativas ou margens continentais onde a crosta oceânica estão sendo consumidas nas 
trincheiras. Estas últimas são agora conhecidas como zonas de subducção. 
3. Estrutura da Terra 
a) Estrutura interna da Terra 
A estrutura interna da terra é revelada principalmente por ondas de compressão (onda P) e 
ondas de cisalhamento (onda S) que passam através da Terra em resposta aos terremotos. As 
Figura Conceito de espalhamento do assoalho 
oceânico após o Hess, 1962. 
 
velocidades das ondas sísmicas variam com a pressão (profundidade), temperatura, mineralogia, 
composição química, e grau de fusão parcial. Embora as características gerais das distribuições 
da velocidade das ondas sísmicas são conhecidas há já algum tempo, o refinamento de dados tem 
sido possível nos últimos dez anos. As velocidades das ondas sísmicas e a densidade aumentam 
rapidamente na região entre 200 e 700 km de profundidade. Três descontinuidades sísmicas de 
primeira ordem dividem a Terra em crosta, manto e núcleo: a descontinuidade Mohorovic, ou 
Moho, definindo a base da crosta; a descontinuidade de Gutemberg na interface manto-núcleo a 
2900 km e a cerca de 5200 km a interface que divide o núcleo interior do núcleo exterior, que é a 
descontinuidade de Lehman. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
As principais regiões da Terra podem ser resumidas como: 
▪ A crosta é constituída pela região acima do Moho e varia em espessura de cerca de 3 km 
a 8 km, na parte oceânica, a cerca de 70 km em orógenos colisionais, compostos por 
crosta continental. 
▪ A litosfera (50-300 km de espessura) é a forte camada exterior da Terra, incluindo a 
crosta, que reage a muitas tensões com comportamento rúptil. A astenosfera, que se 
estende a partir da base da litosfera à descontinuidade de 660-km, é, por comparação, um 
ponto fraco da camada, pois ela que dá o movimento da litosfera. Uma região de baixa 
velocidade de onda sísmica e alta atenuação de energia das ondas sísmicas, a zona de 
baixa velocidade (LVZ), ocorre no topo da astenosfera e é de 50-100 km de espessura. 
Variações laterais significativas em densidade e em velocidades de ondas sísmicas são 
comuns a profundidades inferiores a 400 km. 
▪ O manto superior estende-se desde o Moho até a descontinuidade de 660 km, e inclui a 
parte inferior da Iitosfera e a parte superior da astenosfera. A região desde os 4l0 km até 
aos 660 km é conhecida como a zona de transição. Estas duas descontinuidades, são 
causados por duas importantes transformações de estado sólido: de olivina a wollastonita 
a 410 km e espinélio a peroviskita + magnesiowustite a 660 km. 
▪ O manto inferior estende-se desde a descontinuidade de 660-km até à descontinuidade de 
2900-km no limite manto-núcleo. Na sua maioria, é caracterizado por aumentos bastante 
constantes de velocidade e densidade, em resposta à crescente compressão hidrostática. 
Entre 220-250 km acima da interface manto-núcleo há um achatamento de gradientes de 
velocidade e densidade ocorre, numa região conhecida como a camada "D", denominada 
após a onda sísmica utilizada para definir a camada. O manto inferior é também referido 
como a mesosfera, uma região que é forte, mas relativamente passiva em termos de 
processos deformacionais. 
▪ O núcleo exterior não transmitirá as ondas S e é interpretado como sendo líquido. 
Estende-se a partir dos 2900km para a descontinuidade de 5200-km. O núcleo interior, 
que se estende da descontinuidade de 5200 km até ao centro da Terra, transmite as ondasS, embora em velocidades muito baixas, sugerindo que está perto do ponto de fusão. 
Existem apenas duas camadas na Terra com anomalias de baixos gradientes de velocidade 
sísmica: a LVZ na base da litosfera e a camada "D" imediatamente acima do núcleo. Estas 
camadas coincidem com gradientes de temperatura muito íngremes e, por conseguinte, são 
camadas de fronteira térmica dentro da Terra. A tectônica de placas não poderia existir sem a 
LVZ. A camada "D" é importante na medida em que pode ser o local do manto em que são 
geradas as plumas. 
Obs: A parte superior do manto e a crosta sobrejacente constituem a LITOSFERA, a camada 
externa rígida que varia de 70 a 100 km de profundidade nos oceanos, e de 100 a 150 km de 
profundidade nas regiões continentais. 
 O manto terrestre: 
O manto constitui a maior subdivisão interna da Terra, tanto em massa como em volume, e 
estende-se desde a Moho, a uma profundidade média de cerca de 25 km, até ao limite manto-
núcleo a uma profundidade de 2900 km. A mineralogia e a estrutura dos silicatos mudam com 
profundidade e dá origem para uma zona de transição entre 410 e 600 km e outra zona de transição 
entre 660 e 700 km de profundidade, que separa o manto superior do inferior. Os materiais do 
manto são raramente trazidos para a superfície, vistos em complexos ofiolitos, em kimberlitos e 
como xenólitos em álcalis basaltos. Consequentemente, a maior parte da nossa informação sobre 
o manto é indireta e baseada na variação de velocidades sísmicas com profundidade combinadas 
com estudos de comportamento mineral a altas temperaturas e pressões e em experiências de 
 
ondas de choque. Estudos geoquímicos de meteoritos e rochas ultramáficas também são utilizados 
para fazer previsões sobre o manto. 
 Estrutura sísmica do manto 
A parte superior do manto superior constitui uma cobertura de alta velocidade, 
tipicamente presentando 80-160 km de espessura na qual as velocidades sísmicas se mantem 
constantes no valor de 7,9 km/s ou podem aumentar de pouco a pouco à medida que a 
profundidade aumenta. Essa parte do manto constitui a porção que está na parte inferior da 
litosfera. Abaixo da litosfera se encontra uma zona de baixa velocidade sísmica (LVZ), que se 
estende até aproximadamente 300 km. Essa zona está aparentemente presente em toda parte do 
globo terrestre com exceção do manto abaixo das áreas cratônicas. Sabe-se que a LVZ apresenta 
a sua velocidade de propagação da onda sísmica aumentando devagarmente até uma 
descontinuidade maior, que é alcançada nos 410 km de profundidade, que marca a primeira zona 
de transição do manto superior. 
No manto inferior, as velocidades aumentam bem devagar com a profundidade, porém 
uns 200 – 300 km antes de alcançar sua base, os gradientes diminuem e outra zona de baixa 
velocidade está presente. Essa camada de baixa velocidade está bem na interface manto-núcleo e 
é conhecida como Camada D. Estudos sísmicos mostram que há uma forte heterogeneidade lateral 
e a presença de finas (5-50 km) zonas de ultrabaixa velocidade na base da camada D. 
 Composição química do Manto: 
A composição química do manto é peridotítico, composta por 15% de granada e olivina 
em abundância. As zonas de transição marcam a mudança sofrida pela olivina em altas pressões, 
sendo assim: Há duas grandes descontinuidades de velocidade no manto, uma na profundidade 
de 410 km e a outra a 660 km. As descontinuidades são raramente acentuadas e ocorrem em uma 
faixa de finita de profundidade, por isso acredita-se geralmente que elas representam mudanças 
de fase em vez de mudanças químicas. Embora estas descontinuidades possam ser devido a 
mudanças na composição química do manto a estas profundidades, mudanças de fase induzidas 
por pressão são consideradas como a explicação mais provável. Estudos de alta pressão têm 
mostrado que a olivina, é o mineral dominante no manto peridotítico, sofrendo assim 
transformações na estrutura do espinélio nas condições de pressão/temperatura a 410 km de 
profundidade e depois para perovskita mais magnesiowüstite a 660 km. 
Dentro da subducção da litosfera, onde a temperatura a estas profundidades é mais fria 
do que no normal no manto, nas profundezas em que estas descontinuidades ocorrem são 
deslocados. Isto empresta excelente suporte para a hipótese de que a parte superior e os limites 
inferiores da zona de transição são desafiados por transformações de fase. Os outros componentes 
do manto peridotítico são, piroxênio e granada, também sofrem fase nesta faixa de profundidade, 
mas elas são graduais e não produzem descontinuidades na variação de velocidade sísmica com 
profundidade. O piroxênio se transforma na estrutura da granada a pressões correspondentes a 
350 - 500 km de profundidade; a cerca de 580 km de profundidade Ca-perovskita começa a 
exsolver da granada, e a 660-750 km a granada restante se dissolve na fase perovskita derivados 
da transformação da olivina. Assim, o manto inferior consiste principalmente de fases com 
perovskita na sua estrutura. 
 A zona de baixa velocidade do manto: 
A zona de baixa velocidade é caracterizada por baixas velocidades sísmicas, alta 
atenuação sísmica, e uma alta condutividade elétrica. Os efeitos sísmicos são mais pronunciados 
para as ondas S do que para as ondas P. As baixas velocidades sísmicas poderiam surgir a partir 
de uma série de diferentes mecanismos, incluindo um mecanismo anormalmente elevado 
 
temperatura, uma mudança de fase, uma mudança de composição, a presença de fissuras abertas 
e fissuras entre os grãos, além disso, a fusão parcial. 
Todos, exceto este último, parecem ser improváveis, e é geralmente aceito que as 
velocidades sísmicas mais baixas surgem por causa da presença de material fundido. Esse 
provável derretimento que ocorre nesta região é apoiado pelo fato de ser neste nível que o material 
manto se aproxima mais de seu ponto de fusão. Apenas uma quantidade muito pequena de 
derretimento é necessária para baixar a velocidade sísmica do manto, uma fração líquida de menos 
de 1% seria se distribuída ao longo de uma rede de fissuras nos limites dos grãos, possível de 
produzir este efeito. 
A fusão parcial também pode ser responsável pela alta condutividade desta zona. Pois 
para a fusão parcial ocorrer, é provável que uma pequena quantidade de água seja necessária para 
baixar o ponto de fusão dos silicatos, e que este é fornecido a partir da ruptura das fases do manto 
hidratado. A base da zona de baixa velocidade e até mesmo sua existência pode ser controlada 
pela disponibilidade de água no manto superior. A zona de baixa velocidade do manto é de grande 
importância para a tectônica de placas, pois representa uma camada de baixa viscosidade ao longo 
da qual os movimentos relativos da litosfera e astenosfera podem ser acomodadas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 
 
Resumo de Geotectônica – P1 
 
I. Métodos indiretos de avaliação do interior da Terra 
 Sismologia/sísmica 
Conhecendo-se o comportamento das ondas elásticas em diversos materiais, pode-se inferir 
as propriedades dos materiais atravessados pelas ondas de um abalo sísmico. Conhecendo-se as 
leis de propagação das ondas, a localização dos geofones, e o tempo de emissão do sinal, é 
possível mapear a estrutura em subsuperfície. Os métodos sísmicos baseiam-se na geração de 
ondas elásticas por meio de explosões, ar comprimido, quedas ou vibrações. Estas ondas são 
detectadas por geofones dispostos de acordo com a estrutura que se deseja estudar. 
Unidade: m/s. 
Exemplo: Tomografia Sísmica, descrição de terremotos etc. 
 Gravimetria 
O campo de gravidade terrestre fornece importantes informações sobre a distribuição de 
massa do planeta. Estruturas com diferentes densidades no interior terrestre causam modificação 
no campo de gravidade; estas variações são muito pequenas, mas possíveis de serem medidas por 
equipamentos muito sensíveis denominados gravímetros. Conhecendo-se as leis físicas que atuam 
no processo, é possível, apartir da medição da aceleração de gravidade em diversos pontos, inferir 
a distribuição de massa em subsuperfície 
 Magnetometria/paleomagnetismo 
A Terra possui um campo magnético, gerado pela interação entre o material do núcleo externo 
(metálico e fluido) e do núcleo interno (metálico e sólido). A presença de material com diferentes 
características magnéticas próximo à superfície causa uma distorção nas linhas de campo 
(anomalias magnéticas). Conhecendo-se as leis físicas que regem o processo de interação com o 
campo geomagnético, e as propriedades magnéticas das rochas, é possível determinar a 
distribuição do material em subsuperfície. O Paleomagnetismo estuda o campo magnético 
terrestre no passado, a partir das informações registradas nas rochas. 
 Métodos elétricos/eletromagnéticos 
São métodos que se baseiam em diversas propriedades físicas de determinadas rochas 
(condutividade elétrica, potencial eletroquímico, propriedades eletromagnéticas). Fornecem 
informações sobre as camadas superficiais, sendo muito utilizados na busca de água subterrânea, 
determinação de salinidade de lençóis de água, busca de minerais metálicos. Alguns métodos 
utilizam uma fonte de energia e determinam a condutividade elétrica das camadas; outros métodos 
baseiam-se na oxidação de minerais que originam correntes elétricas que podem ser detectadas 
na superfície. 
 Geodinâmica química 
Os elementos naturais U, Th e K emitem radiação que pode ser detectada por equipamentos 
especiais. Conhecendo-se as leis físicas do decaimento radioativo e a mineralogia das rochas, 
pode-se determinar como as camadas em subsuperfície se apresentam. O estudo da distribuição 
dos elementos químicos (especialmente os elementos traços) nas rochas permite elaborar modelos 
de gênese das rochas, e estudar a evolução de estruturas geológicas. Conhecendo-se os processos 
2 
 
de migração dos elementos nos diversos ambientes, e estudando sua distribuição nas rochas, é 
possível elaborar modelos de origem, evolução e estrutura de províncias tectônicas. 
 Geotermia 
A determinação do fluxo de calor na superfície terrestre permite obter informações 
importantes sobre as grandes províncias geológicas e processos tectônicos. 
II. Teoria das placas tectônicas 
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: 
▪ 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. 
▪ 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. 
A teoria precursora à tectônica de placas foi a do espalhamento do assoalho oceânico, a qual 
constatou que uma nova litosfera é formada nas dorsais oceânicas, onde o movimento delas é 
dado se afastando do eixo da dorsal e se movimentando como uma esteira, à medida que nova 
litosfera vai sendo preenchida, ocorre rifteamentos. O mosaico das placas abrange um range que 
vai de 50 Km até 200 Km de espessura e são limitadas por dorsais oceânicas, zonas de subducção 
(nos limites colisionais) e falhas transformantes (nos limites ao longo do movimento lateral entre 
duas placas). Assim, a teoria do espalhamento do assoalho oceânica foi dada por Harry Hess, em 
1962 e a ideia de placa tectônica foi proposta por Jason Morgan em 1968. 
 Drifte Continental e à deriva continental 
Embora a teoria da nova tectônica global, ou tectônica de placas, tem sido largamente 
desenvolvida desde 1967, a história das ideias relativas a uma visão mobilista da Terra estende-
se por um período consideravelmente mais longo. Desde então as linhas costeiras dos continentes 
à volta do oceano Atlântico foi a primeira vez que se fez um mapa, as pessoas ficaram intrigadas 
com a semelhança das linhas costeiras das Américas e da Europa e África. Possivelmente o 
primeiro a notar a semelhança e a sugerir uma antiga separação foi Abraão Ortelius em 1596 
(Romm, 1994). Em 1620, Francis Bacon, no seu Novum Organum, comentou sobre a forma 
semelhante das costas ocidentais de África e da América do Sul: isto é, a costa atlântica de África 
e a costa Pacífico do Sul América. Ele também notou as configurações semelhantes de o Novo e 
o Velho Mundo, "que são ambos amplos e estendido para o norte, estreito e pontiagudo em direção 
ao sul". Talvez devido a estas observações, pois parece não haver outras, o Bacon é 
frequentemente erroneamente creditado por ter sido o primeiro a ser notado a semelhança ou "fit" 
das linhas costeiras atlânticas da América do Sul e África e mesmo tendo sugerido que uma vez 
estavam juntos e tinham-se afastado. 
Em 1668, François Placet, um prior francês, relatou a separação das Américas ao Dilúvio 
de Noé. Notando a partir do bíblia que antes do diabo a Terra era uma só e indivisível, postulou 
que as Américas foram formadas pela conjunção de ilhas de aplanamento ou separadas da Europa 
e África através da destruição de um interveniente terra, "Atlântida". Há que lembrar, é claro, que 
durante os séculos XVII e XVIII a geologia, como a maioria das ciências, foi realizada por 
3 
 
clérigos e teólogos que sentiram que as suas observações, tais como a ocorrência de fósseis 
marinhos e de sedimentos de lã de água em terra, foram explicáveis em termos da Inundação e 
outros catástrofes bíblicas. Em 1858 um americano, Antonio Snider, fez as mesmas observações, 
mas postulou "deriva" e relacionou-a com "catástrofes múltiplas", sendo a Inundação a última 
catástrofe de grandes proporções. Assim Snider sugeriu o drifte sensu stricto, e ele até foi assim 
ao ponto de sugerir uma reconstrução pré-drifte. O século XIX assistiu à substituição gradual de 
o conceito de catastrofismo pelo conceito de "uniformitarismo" ou "realismo", tal como proposto 
pelos britânicos os geólogos James Hutton e Charles Lyell. 
O pioneiro da teoria da deriva continental é geralmente reconhecido como Alfred 
Wegener, que, recolheu grande parte dos dados geológicos mais antigos, prévios à deriva, e 
manteve que a continuidade das estruturas, formações e faunas e oras fósseis mais antigas através 
do presente as linhas costeiras continentais foram mais facilmente compreendidas em uma 
reconstrução pré-drifte. Ainda hoje, estes pontos são as principais características do registro 
geológico dos continentes que favorecem a hipótese de deriva continental. Novas informações, 
que Wegener trouxe para a sua tese, era a presença de uma glaciação generalizada na época 
permo-carbonífera que tinha afetado a maior parte dos continentes do sul, enquanto o norte da 
Europa e a Groenlândia tinham experimentado condições tropicais. Wegener postulou que, nesta 
altura, os continentes estavam unidos em uma única massa terrestre, com os atuais continentes do 
sul centrada no polo e nos continentes do norte que se encontram no equador. Wegener 
denominou este conjunto continental Pangea (literalmente "toda a Terra"). 
A ideia de Toit é constituída por dois supercontinentes (du Toit, 1937), quanto mais a 
norte destes é denominada Laurasia (de uma combinação de Laurentia, uma região do Canadá, e 
Ásia) e consistia em Norte América, Gronelândia, Europa e Ásia. O supercontinente é chamado 
de Gondwana (literalmente "terra de todos Gonds" depois de uma antiga tribo do norte da Índia), 
e consistia na América do Sul, Antártida, África, Madagáscar, Índia e Australásia. Separando os 
dois supercontinentes a leste era um antigo mar "mediterrânico" denominado Oceano paleo-
Tethys (depois do deusa grega do mar), enquantorodeia Pangea, foi o proto oceano Pacífico ou 
Panthalassa (literalmente "all-ocean"). Porém a teoria de Wegener (e de Toit posteriormente), 
apesar de ter sido a precursora e ter aberto o caminho para entender a deriva continental, não 
estava correta. Assim, Holmes, no período 1927-29, desenvolveu uma nova teoria do mecanismo 
do movimento continental. Ele propôs que os continentes fossem movidos por correntes de 
convecção alimentadas pelo calor do decaimento radioativo. Embora difiram consideravelmente 
dos atuais conceitos de convecção e oceano criação do assoalho oceânico, Holmes lançou as bases 
a partir das quais ideias modernas desenvolvidas. 
Na década de 1950, utilizando a metodologia sugerida por P.M.S. Blackett, o método 
paleomagnético foi desenvolvido e S.K. Runcorn e o seus colegas de trabalho demonstraram que 
os movimentos relativos tinham ocorrido entre a América do Norte e a Europa. O trabalho foi 
estendido por K.M. Creer para a América do Sul e por E. Irving na Austrália. Resultados 
paleomagnético tornou-se mais amplamente aceitos quando a técnica de limpeza magnética foi 
desenvolvida na qual a limpeza primária da magnetização poderia ser isolada. Juntamente com a 
datação por métodos radiométricos faunísticos ou recentemente desenvolvidos, os dados 
paleomagnéticos para o Mesozoico a tempos recentes mostrou que tinha havido diferenças 
significativas, para além da margem de erro, no movimento entre vários continentes. 
4 
 
 
 
Figura 2 O conceito de convecção tal como sugerido por Holmes (1928), quando se acreditava que a crosta oceânica 
era uma espessa continuação da "camada basáltica" continental. (a) Correntes que sobem em A espalhadas 
lateralmente, colocam um continente sob tensão e dividi-lo, desde que a obstrução do velho oceano possa ser 
ultrapassada. Isto é conseguido pela formação de eclogito em B e C, onde as correntes subcontinentais se encontram 
com as correntes suboceânicas e se voltam para baixo. A alta densidade do eclogito faz com que se afunde e abra 
espaço para os continentes avançarem. (b) O afundamento do eclogito em B e C contribui para a circulação convectiva 
principal. O eclogito derrete em profundidade para formar o magma basáltico, que se eleva em correntes ascendentes 
em A, cura as fendas no continente perturbado e forma um novo assoalho do oceano. Locais onde há hot spot, tais 
como a Islândia, seriam formados a partir do antigo SIAL abandonado. Sistemas de corrente menores, iniciados pela 
flutuação do magma basáltico, ascendem por baixo dos continentes e alimentam os basaltos do assoalho ou, por baixo 
dos "velhos" oceânos, alimentam as efusões responsáveis pelas ilhas vulcânicas e montes submarinos (redesenhadas 
a partir de Holmes, 1928). 
 Teoria Geossinclinal 
Antes da aceitação da tectônica de placas, o modelo da Terra estática englobava a 
formação dos cinturões tectonicamente ativos, formados essencialmente por movimentos 
verticais, no local dos geossinclinais. Uma revisão do desenvolvimento da hipótese geossinclinal 
e a sua explicação em termos da tectônica de placas é fornecida por Mitchell & Reading (1986). 
A teoria geossinclinal acreditava e previa que os cinturões alongados e geograficamente 
fixados de profunda subsidência e sedimentos espessos como os precursores das cadeias de 
montanhas, em que os estratos foram expostos por dobramentos e elevação relativa dos 
Figura 1 Reconstrução dos 
continentes de Wegener 
(Pangea), com indicadores 
paleoclimáticos, e 
paleopolos e equador para (a) 
Carbonífero e (b) tempo 
Permiano. I, gelo; C, carvão; 
S, sal; G, gesso; D, arenito do 
deserto; áreas hachuradas são 
as zonas áridas. 
 
5 
 
sedimentos geossinclinais (Dickinson, 1971). A maior falha da teoria geossinclinal foi que as 
características tectônicas foram classificadas sem que houvesse uma compreensão da sua origem. 
A nomenclatura geossinclinal representou consequentemente um impedimento para o 
reconhecimento de um mecanismo causal comum. A relação da sedimentação com o mobilista 
mecanismo da tectônica de placas permitiu o reconhecimento de dois ambientes específicos em 
que as geossinclinais se formaram, a saber, as geossinclinais estiradas que são as margens 
continentais ativas ou margens continentais onde a crosta oceânica estão sendo consumidas nas 
trincheiras. Estas últimas são agora conhecidas como zonas de subducção. Embora alguns 
trabalhadores retenham terminologia geossinclinal para descrever associações sedimentares (por 
exemplo, os termos eugeosyncline e miogeosyncline para sedimentos com e sem membros 
vulcânicos, respectivamente), esta utilização não é recomendada, e o termo geossinclinal deve ser 
reconhecido como já não relevante para os processos tectônicos de placas. 
 Espalhamento do assoalho oceânico e o nascimento da tectônica de placas 
Se houver a possibilidade de as áreas continentais terem sido estiradas e afastadas, em 
conjunto, então presumivelmente deve haver algum registro disto dentro das bacias oceânicas. No 
entanto, é apenas a partir Segunda Guerra Mundial que dados suficientes têm sido obtido a partir 
dos 60% da superfície da Terra coberta por águas profundas para uma compreensão da origem e 
história das bacias oceânicas terem emergido. Acontece que, em contraste com os continentes, as 
bacias oceânicas geologicamente muito jovens (provavelmente não maiores de 200 M.a em idade) 
é aquela onde os movimentos horizontais ou laterais, têm sido muito importantes durante a sua 
história de formação. 
Em 1961, na sequência de um levantamento topográfico intensivo do assoalho oceânico 
durante os anos do pós-guerra, R.S. Dietz propôs o mecanismo de "propagação do assoalho do 
mar" para explicar à deriva continental. Apesar de Dietz ter cunhado o termo "propagação do 
assoalho oceânico", o conceito foi concebido um ano ou dois anteriormente por H.H. Hess. Ele 
sugeriu que os continentes se movem em resposta ao crescimento das bacias oceânicas, onde a 
crosta oceânica é criada a partir do manto terrestre na crista do sistema de espalhamento do 
assoalho, onde o hot spot de um vulcão submarino ou sua erupção ocupa uma posição média em 
muitos do oceano do mundo. A crosta oceânica é muito mais fina do que a continental, com uma 
espessura média de cerca de 7 km, em comparação com a espessura média continental de cerca 
de 40 km; é quimicamente diferente; e é estruturalmente muito menos complexa. O movimento 
lateral da crosta oceânica se acredita ser movido por correntes de convecção no manto superior, 
semelhante a uma esteira. 
 Em ordem para manter constante a área da superfície da Terra, propôs ainda que a crosta 
oceânica é empurrada de volta para dentro do manto e reabsorvida em trincheiras oceânicas. 
Trata-se de vastas depressões batimétricas, situadas em certas margens oceânicas e associadas a 
intensa atividade vulcânica e sísmica. Dentro deste quadro os continentes são elementos bastante 
passivos - jangadas de material menos denso que se encontram afastados e juntos por efémeras 
águas do oceano. Os próprios continentes são uma escória de material geralmente muito mais 
antigo que são derivados ou separados do interior da Terra, em uma fase muito precoce da sua 
história ou pelo menos em parte, de uma forma constante ao longo do tempo geológico. Ao em 
vez de blocos de crosta, pensamos agora no termos de "placas", onde o manto superior rígido e a 
crosta, talvez abrangendo no total de 50-100 km de espessura é chamada agora de litosfera. As 
placas litosféricas podem ser de duas origens, composta por crosta continental ou oceânica. 
A teoria da propagação do assoalho oceânico foi confirmada no período de 1963-66, 
seguindo a sugestão de F.J. Vine e D.H. Matthews, onde foi visto que as linhas magnéticas vistas 
sobre o assoalho oceânico podem explicar o espalhamento ocorrido (a partir dessas linhas 
6 
 
podemos ver a idade da crosta oceânica gerada e a velocidade com que a dorsal é criada) além 
disso, pode também explicar a inversão magnéticasofrida pelos campos magnéticos da Terra. Um 
outro precursor do desenvolvimento do teoria da tectônica de placas veio com o reconhecimento, 
por J.T. Wilson, em 1965, de uma nova classe de falhas denominadas transformantes foi 
descoberta e elas teriam a função de ligar essa correias lineares que são as placas litosféricas com 
a atividade tectônica que é sofrida. 
 A Terra foi então vista como um mosaico de seis placas maiores e várias placas menores 
em movimento relativo. A teoria tem sido consideravelmente amplificada por estudos intensivos 
dos processos geológicos e geofísicos que afetam as margens das placas. Provavelmente o aspecto 
sobre a qual existe atualmente a maior controvérsia é a natureza do mecanismo que provoca os 
movimentos das placas. Embora a teoria básica da tectônica de placas esteja bem estabelecida, o 
entendimento não está de modo algum completo. Investigar as implicações da tectônica de placas 
irá ocupar plenamente os cientistas da Terra durante muitas décadas. 
 
Obs: O “padrão zebrado” do assoalho oceânico 
A evidência do padrão simétrico de anomalias magnéticas trazia uma questão importante: 
“qual o processo de formação da crosta oceânica que explica este padrão?” As teorias da época 
(1961) diziam que as dorsais meso-oceânicas eram zonas de fraqueza da crosta, onde o material 
do manto subjacente se incorporava às placas, afastando-as. Este processo, denominado 
espalhamento do assoalho oceânico, duraria milhões de anos, formando as cadeias oceânicas 
observadas. Os fatos que comprovam a teoria do espalhamento do assoalho oceânico são: 
1º) As rochas nas proximidades da dorsal são muito jovens, aumentando sua idade com o 
afastamento da dorsal 
2º) As rochas mais jovens, próximas da dorsal, sempre apresentavam polaridade positiva 
(idêntica ao do campo geomagnético atual) 
3º) Havia um padrão de magnetização que apresentava 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. 
 
Obs: Foram levantadas hipóteses contra a teoria do espalhamento oceânico, que justamente 
criticavam essa constante produção de novas crosta, o que gerou o pensamento de como então 
Figura 3 Conceito de espalhamento do assoalho 
oceânico após o Hess, 1962. 
7 
 
era mantida o equilíbrio, ou seja, onde era destruída essa crosta. Assim, o Dietz e o Hess, 
postularam que, nas trincheiras oceânicas (faixas estreitas ao longo do cinturão do Pacífico 
muito profundas), a crosta oceânica estaria sendo consumida, em contraposição com a criação 
da crosta nas dorsais oceânicas. 
 
 Distribuição de terremotos, ondas sísmicas e mecanismos dos terremotos 
Muitos dos conhecimentos que se tem atualmente sobre a constituição interna da Terra é dada 
pelo estudos das ondas sísmicas que geram os terremotos. Essas ondas seguem por vários 
caminhos pelo interior da Terra e através da medida do seu tempo de viagem entre esses diferentes 
caminhos é possível determinar em larga escala cada camada. Também é possível fazer 
inferências sobre as propriedades físicas dessas camadas levando em consideração essas 
velocidades de transmissão da onda sísmica. 
 Descrição do Terremoto : 
Normalmente assume-se que os terremotos são originados de um único ponto conhecido 
como o foco ou hipocentro, que está invariavelmente a cerca de 700 km da superfície. Na 
realidade, porém, a maioria dos terremotos são gerados por movimentos ao longo de um plano 
de falha, de modo que a região focal pode se estender por vários quilômetros. O ponto sobre a 
Terra no qual a superfície é verticalmente acima do foco é o epicentro. O ângulo subtendido no 
centro da Terra pelo epicentro e o ponto em que as ondas sísmicas estão detectados é conhecido 
como o ângulo epicentral Δ. A magnitude de um terremoto é uma medida de sua liberação de 
energia em uma escala logarítmica; uma mudança de magnitude de um na escala Richter implica 
um aumento de 30 vezes na energia de liberação. 
 
 Propagação das ondas sísmicas: 
A energia de tensão liberada por um terremoto é transmitida através da Terra por vários tipos 
de ondas sísmicas, que se propagam por deformação elástica da rocha pela qual elas percorrem. 
Ondas que penetram o interior da Terra são conhecidos como ondas corporais, e consistem em 
dois tipos correspondentes as duas possíveis formas de deformar um meio sólido. Ondas P, 
também conhecidas como ondas longitudinais ou de compressão, correspondem a deformação 
8 
 
elástica por compressão/dilatação, nessas ondas as partículas da rocha transmissora oscila na 
direção de propagação da onda, o que faz com que a perturbação continue como uma série de 
compressões e rarefações. As ondas S, também conhecidas como ondas de cisalhamento ou 
transversais, correspondem à deformação elástica do meio de transmissão de forma a provocar a 
oscilação das partículas da rocha em ângulos retos em relação à direção de propagação. Como a 
rigidez de um fluido é zero, as ondas S não podem ser transmitido por tal meio. 
Uma consequência das equações de velocidade para as ondas P e S, é que a velocidade da onda 
P é cerca de 1,7 vezes maior do que a velocidade S no mesmo meio. Consequentemente, para um 
caminho de viagem idêntico, as ondas P chegam antes das ondas S. A passagem das ondas 
corporais através da Terra está em conformidade com as leis da ótica geométrica, na medida em 
que podem ser ambas refratadas e refletidas nas descontinuidades de velocidade. Ondas sísmicas 
cujos caminhos de viagem são restritos a proximidade de uma superfície livre, como a superfície 
da Terra, são conhecidas como ondas de superfície. 
As ondas de Rayleigh causam nas partículas do meio de transmissão uma elipse em um plano 
vertical contendo a direção de propagação. Elas podem ser transmitidas na superfície de um meio-
espaço uniforme ou um meio em que a velocidade muda com profundidade. As ondas love são 
transmitidas sempre que a velocidade da onda S da camada superficial é menor do que o da 
camada subjacente. As ondas love são essencialmente ondas de cisalhamento polarizadas 
horizontalmente, e se propagam por reflexão múltipla dentro desta camada de baixa velocidade, 
que atua como um guia de ondas. 
As ondas superficiais viajam a velocidades mais baixas do que a das ondas corporais no mesmo 
meio. Ao contrário das ondas corporais, a superfície dessas ondas são dispersivas, ou seja, seus 
componentes de comprimentos de onda viajam em diferentes velocidades. Dispersão surge por 
causa da estratificação de velocidade da Terra em seu interior, comprimentos de onda mais longos 
penetrando até maiores profundidade e, portanto, a amostragem de velocidades mais altas. Como 
resultado, estudos de dispersão de ondas de superfície proporcionam um importante método para 
determinar a estrutura de velocidade e características de atenuação sísmica dos 600 km superiores 
da Terra. 
 
 O mecanismo dos terremotos 
Acredita-se que a maioria dos terremotos ocorra de acordo com a teoria do rebote elástico, 
que foi desenvolvida depois do terremoto em San Francisco, 1906. Nesta teoria, um terremoto 
representa uma súbita liberação de energia de tensão que é desenvolvido ao longo de um período. 
Em (a), um bloco de rocha através de uma fratura (ou falha) está sendo estressada de tal forma 
que eventualmente irá causar movimentos relativos ao longo do plano de falha. A linha AB é um 
marcador que indica o estado de tensão do sistema, e a linha quebrada o local de falha. 
Quantidades relativamente pequenas de stress podem ser acomodado pela rocha. Eventualmente, 
no entanto, o stress atinge o nível em que excede as forças friccionais e de cimentação se opõem 
ao movimento ao longo do plano de falha (c). Neste ponto, o movimento de falha ocorre 
9 
 
instantaneamente (d). O terremoto de San Francisco resultou de um deslocamento de 6,8 m ao 
longo da Falha de San Andreas.Neste modelo, a falha reduz a tensão no sistema a praticamente 
zero, mas se as forças de torque persistissem, o stress voltaria ao ponto em que ocorre o 
movimento da falha. A teoria do rebote elástico implica consequentemente que atividade sísmica 
representa uma resposta gradual a um stress persistente. 
 
 Distribuição de terremotos 
Com o desenvolvimento dos sismógrafos no início do século XX, os cientistas perceberam que 
os terremotos se concentravam preferencialmente ao longo das trincheiras oceânicas e dorsais 
meso-oceânicas. Assim, foi possível notar que: 
 Nas dorsais oceânicas, havia a criação de crosta por acresção de material do manto às 
bordas das placas; esta construção de placas era evidenciada pela idade progressiva da 
placa ao se afastar da dorsal, ao padrão magnético e à concentração de terremotos nestas 
regiões. 
 Nas trincheiras oceânicas, havia destruição da placa oceânica; a concentração de 
terremotos nestas regiões, associados a vulcanismo e evidência de material oceânico no 
alto de montanhas (como no caso dos Andes, por exemplo), são evidências deste fato. 
 
 A tomografia sísmica 
A tomografia sísmica faz uso dos tempos de viagem registrados das ondas sísmicas através dos 
terremotos geograficamente distribuídos em um conjunto de estações sismográficas. Os muitos 
caminhos de viagem de terremotos até os receptores se cruzam muitas vezes. Se houver regiões 
de anomalia sísmica, a velocidade no espaço percorrido pelos raios e o tempo de viagem das 
ondas que atravessam esta região são afetados. A interpretação simultânea das anomalias de 
tempo de viagem para os muitos caminhos cruzados, permitem então delinear as regiões 
anômalas, fornecendo um modelo tridimensional do espaço de velocidade. 
Tanto as ondas corporais quanto as ondas superficiais podem ser usadas na análise tomográfica. 
Com ondas corporais, os tempos reais de viagem das fases P ou S são utilizados. O procedimento 
com ondas de superfície é mais complexo, no entanto, como são dispersivos, ou seja, sua 
velocidade depende do comprimento de onda. A profundidade de penetração das ondas 
superficiais também é dependente do comprimento de onda, com os comprimentos de onda mais 
longos se é alcançada maiores profundidades. 
Como a velocidade sísmica geralmente aumenta com a profundidade, os comprimentos de onda 
mais longos viajam mais rapidamente. Assim, quando as ondas de superfície são utilizadas, é 
10 
 
necessário medir as velocidades de fase ou de grupo de suas diferentes comprimentos de onda 
dos componentes. Devido a sua baixa frequência, as ondas de superfície proporcionam uma 
resolução menor do que a das ondas corporais. No entanto, eles provam a Terra de uma maneira 
diferente e, uma vez que Rayleigh ou Ondas Love podem ser usadas, restrições adicionais sobre 
velocidade de cisalhamento e sua anisotropia são fornecidas. 
 
III. Estrutura da Terra 
a) Estrutura interna da Terra 
A estrutura interna da terra é revelada principalmente por ondas de compressão (onda P) e 
ondas de cisalhamento (onda S) que passam através da Terra em resposta aos terremotos. As 
velocidades das ondas sísmicas variam com a pressão (profundidade), temperatura, mineralogia, 
composição química, e grau de fusão parcial. Embora as características gerais das distribuições 
da velocidade das ondas sísmicas são conhecidas há já algum tempo, o refinamento de dados tem 
sido possível nos últimos dez anos. As velocidades das ondas sísmicas e a densidade aumentam 
rapidamente na região entre 200 e 700 km de profundidade. Três descontinuidades sísmicas de 
primeira ordem dividem a Terra em crosta, manto e núcleo: a descontinuidade Mohorovic, ou 
Moho, definindo a base da crosta; a descontinuidade de Gutemberg na interface manto-núcleo a 
2900 km e a cerca de 5200 km a interface que divide o núcleo interior do núcleo exterior, que é a 
descontinuidade de Lehman. 
 
O núcleo compreende cerca de dezesseis por cento da Terra em volume e trinta e dois por 
cento em massa. Estas descontinuidades refletem alterações na composição ou fase minerálica, 
ou ambas. Menores, mas mudanças de velocidade muito importantes a 50-200 km, 410 km, e 660 
km proporcionam uma base para uma subdivisão adicional do manto. As principais regiões da 
Terra podem ser resumidas como: 
▪ A crosta é constituída pela região acima do Moho e varia em espessura de cerca de 3 km 
a 8 km, na parte oceânica, a cerca de 70 km em orógenos colisionais, compostos por 
crosta continental. 
▪ A litosfera (50-300 km de espessura) é a forte camada exterior da Terra, incluindo a 
crosta, que reage a muitas tensões com comportamento ruptil. A astenosfera, que se 
estende a partir da base da litosfera à descontinuidade de 660-km, é, por comparação, um 
ponto fraco da camada, pois ela que dá o movimento da litosfera. Uma região de baixa 
velocidades de onda sísmica e alta atenuação de energia das ondas sísmicas, a zona de 
baixa velocidade (LVZ), ocorre no topo da astenosfera e é de 50-100 km de espessura. 
Figura mostrando a distribuição 
percentual das ondas 
compressionais (Vp) e das 
ondas cisalhantes (Vs) e a 
porcentagem calculada em 
função da densidade da Terra 
(p). Além disso, também é 
mostrada a temperatura para 
todo a convecção do manto 
(Tw). 
11 
 
Variações laterais significativas em densidade e em velocidades de ondas sísmicas são 
comuns a profundidades inferiores a 400 km. 
▪ O manto superior estende-se desde o Moho até a descontinuidade de 660 km, e inclui a 
parte inferior da Iitosfera e a parte superior da astenosfera. A região desde os 4l0 km até 
aos 660 km é conhecida como a zona de transição. Estas duas descontinuidades, são 
causados por duas importantes transformações de estado sólido: de olivina a wollastonita 
a 410 km e espinélio a peroviskita + magnesiowustite a 660 km. 
▪ O manto inferior estende-se desde a descontinuidade de 660-km até à descontinuidade de 
2900-km no limite manto-núcleo. Na sua maioria, é caracterizado por aumentos bastante 
constantes de velocidade e densidade, em resposta à crescente compressão hidrostática. 
Entre 220-250 km acima da interface manto-núcleo há um achatamento de gradientes de 
velocidade e densidade ocorre, numa região conhecida como a camada "D", denominada 
após a onda sísmica utilizada para definir a camada. O manto inferior é também referido 
como a mesosfera, uma região que é forte, mas relativamente passiva em termos de 
processos deformacionais. 
▪ O núcleo exterior não transmitirá as ondas S e é interpretado como sendo líquido. 
Estende-se a partir dos 2900km para a descontinuidade de 5200-km. O núcleo interior, 
que se estende da descontinuidade de 5200 km até ao centro da Terra, transmite as ondas 
S, embora em velocidades muito baixas, sugerindo que está perto do ponto de fusão. 
Existem apenas duas camadas na Terra com anomalias de baixos gradientes de velocidade 
sísmica: a LVZ na base da litosfera e a camada "D" imediatamente acima do núcleo. Estas 
camadas coincidem com gradientes de temperatura muito íngremes e, por conseguinte, são 
camadas de fronteira térmica dentro da Terra. A tectônica de placas não poderia existir sem a 
LVZ. A camada "D" é importante na medida em que pode ser o local do manto em que são 
geradas as plumas. 
Existe uma incerteza considerável em relação à distribuição da temperatura na Terra. 
Depende de tais características da história da Terra como: 
1º) a distribuição inicial da temperatura 
2º) a quantidade de calor gerada em função de ambos 
3º) profundidade e tempo 
4º) a natureza da convecção do manto 
5º) o processo de formação do núcleo. 
A maioria das estimativas sobre a distribuição da temperatura na Terra são baseadas em duas 
abordagens, ou numa combinação de ambos: modelos da história térmica da Terra envolvendo 
vários mecanismos de formação de núcleos, e modelos que envolvem a redistribuição de fontes 
de calor radioativo na Terra por derretimento e processos de convecção. As estimativas que 
utilizamvários modelos parecem convergir para uma temperatura na interface manto-núcleo de 
cerca de 4500 ± 500 °C e o centro do núcleo 6700 a 7000 °C. O modelo de convecção em camadas 
mostra também uma grande variação de temperatura perto da descontinuidade de 660-km, uma 
vez que esta é a fronteira entre os sistemas de convecção superficial e profunda neste modelo. A 
distribuição da temperatura para convecção integral, o que é preferido pela maioria cientistas, 
mostra uma diminuição bastante suave a partir do topo da camada "D" para a LVZ. 
Obs: A parte superior do manto e a crosta sobrejacente constituem a LITOSFERA, a camada 
externa rígida que varia de 70 a 100 km de profundidade nos oceanos, e de 100 a 150 km de 
profundidade nas regiões continentais. 
 
12 
 
a) O manto terrestre 
O manto constitui a maior subdivisão interna da Terra, tanto em massa como em volume, e 
estende-se desde a Moho, a uma profundidade média de cerca de 21 km, até ao limite manto-
núcleo a uma profundidade de 2891 km. Numa escala bruta, acredita-se que seja quimicamente 
homogênea, para além das abundâncias de elementos menores e vestígios, e formado de minerais 
silicatos. A mineralogia e a estrutura dos silicatos muda com profundidade e dá origem para uma 
zona de transição entre 410 e 660 km de profundidade, que separa o manto superior do inferior. 
Os materiais do manto são raramente trazidos para a superfície, vistos em complexos 
ofiolitos, em kimberlitos e como xenólitos em álcalis basaltos. Consequentemente, a maior parte 
da nossa informação sobre o manto é indireta e baseada na variação de velocidades sísmicas com 
profundidade combinadas com estudos de comportamento mineral a altas temperaturas e pressões 
e em experiências de ondas de choque. Estudos geoquímicos de meteoritos e rochas ultramáficas 
também são utilizados para fazer previsões sobre o manto. 
 Estrutura sísmica do manto 
A parte superior do manto superior constitui uma cobertura de alta velocidade, 
tipicamente presentando 80-160 Km de espessura na qual as velocidades sísmicas se mantem 
constantes no valor de 7,9 km/s ou podem aumentar de pouco a pouco à medida que a 
profundidade aumenta. Essa parte do manto constitui a porção que está na parte inferior da 
litosfera. 
Abaixo da litosfera se encontra uma zona de baixa velocidade sísmica (LVZ), que se 
estende até aproximadamente 300 Km. Essa zona está aparentemente presente em toda parte do 
globo terrestre com exceção do manto abaixo das áreas cratônicas. Sabe-se que a LVZ apresenta 
a sua velocidade de propagação da onda sísmica aumentando devagarmente até uma 
descontinuidade maior, que é alcançada nos 410 Km de profundidade, a qual marca a região do 
manto superior em que está ocorrendo uma zona de transição. Há uma outra descontinuidade dada 
pela mudança de velocidade das ondas sísmicas na profundidade de 660 Km, que marca também 
outra zona de transição. 
No manto inferior, as velocidades aumentam bem devagar com a profundidade, porém 
uns 200 – 300 km antes de alcançar sua base, os gradientes diminuem e outra zona de baixa 
velocidade está presente. Essa camada de baixa velocidade está bem na interface manto-núcleo e 
é conhecida como Camada D. Estudos sísmicos mostram que há uma forte heterogeneidade lateral 
e a presença de finas (5-50 km) zonas de ultrabaixa velocidade na base da camada D. 
 Composição do manto 
O fato de grande parte da crosta oceânica ser composta de material de uma composição 
basáltica derivada do manto superior, sugere que o manto superior é composto de peridotito ou 
eclogito. A principal diferença entre essas dois tipos de rochas é que a peridotito contém olivina 
abundante e menos de 15% de granada, enquanto o eclogito contém pouca ou nenhuma olivina e 
pelo menos 30% de granada. Ambos possuem uma velocidade sísmica que corresponde à 
observada no valor do manto superior de cerca de 8 km.s-1. 
Várias linhas de evidência sugerem agora muito fortemente que o manto superior é peridotítico. 
Debaixo do oceano a velocidade do Pn é frequentemente anisotrópica, com velocidades mais de 
15% superiores perpendiculares às dorsais oceânicas. Isto pode ser explicado pela orientação 
preferencial dos cristais de olivina, cujos [100] eixos longos acredita-se que esteja nesta direção. 
Nada de comum minerais de eclogito exibem o alongamento de cristal necessário. Uma 
composição do peridotito também é indicada por estimativas da relação de Poisson a partir das 
13 
 
velocidades P e S, e a presença de peridotitos nas seções basais de sequências de ofiolitos e como 
nódulos em basaltos alcalinos. 
A densidade do eclogito também é muito alta para explicar a Topografia da Moho de 
crosta isostática compensada por estruturas. A composição em massa do manto pode ser estimada 
de várias maneiras: utilizando as composições de vários tipos de rochas ultramáficas, de cálculos 
geoquímicos, de várias misturas de meteoritos, e por fim utilizando dados de estudos 
experimentais. É necessário distinguir entre o manto não depletado e o manto depletado que 
sofreu derretimento parcial, onde muitos dos elementos que não são substituídos facilmente 
dentro do manto foram removidos e combinados na crosta. Estes últimos, são chamados de 
"incompatíveis", foram removidos, incluem os elementos produtores de calor K, Th, e U. 
Está claro pela composição dos basaltos de cadeia oceânica (MORB), no entanto, que o 
manto é derivado da fusão parcial e é relativamente esgotados nos elementos incompatíveis. 
Assim, se o manto tivesse esses elementos em sua composição, representariam apenas uma 
pequena fração do calor na superfície terrestre que emana do manto. Esta, e outras linhas de provas 
geoquímicas, levaram os geoquímicos a concluir que todos ou a maioria do manto inferior deve 
ser mais enriquecido em incompatíveis do que o manto superior e que é tipicamente não envolvido 
na produção de derretimentos que atingem a superfície. Entretanto, evidências sismológicas 
relacionadas com o destino da litosfera oceânica subduzida e a heterogeneidade lateral da camada 
D″ sugere manto ampla convecção e, portanto, mistura. 
 A zona de baixa velocidade do manto 
A zona de baixa velocidade é caracterizada por baixas velocidades sísmicas, alta 
atenuação sísmica, e uma alta condutividade elétrica. Os efeitos sísmicos são mais pronunciados 
para as ondas S do que para as ondas P. As baixas velocidades sísmicas poderiam surgir a partir 
de uma série de diferentes mecanismos, incluindo um mecanismo anormalmente elevado 
temperatura, uma mudança de fase, uma mudança de composição, a presença de fissuras abertas 
e fissuras entre os grãos além disso, a fusão parcial. 
Todos, exceto este último, parecem ser improváveis, e é geralmente aceito que as 
velocidades sísmicas mais baixas surgem por causa da presença de material fundido. Esse 
provável derretimento que ocorre nesta região é apoiado pelo fato de ser neste nível que o material 
manto se aproxima mais de seu ponto de fusão. Apenas uma quantidade muito pequena de 
derretimento é necessária para baixar a velocidade sísmica do manto, uma fração líquida de menos 
de 1% seria, se distribuída ao longo de uma rede de fissuras nos limites dos grãos, possível de 
produzir este efeito. 
A fusão parcial também pode ser responsável pela alta condutividade desta zona. Pois 
para a fusão parcial ocorrer, é provável que uma pequena quantidade de água seja necessário para 
baixar o ponto de fusão dos silicatos, e que este é fornecido a partir da ruptura das fases do manto 
hidratado. A base da zona de baixa velocidade e até mesmo sua existência pode ser controlada 
pela disponibilidade de água no manto superior. A zona de baixa velocidade do manto é de grande 
importância para a tectônica de placas, pois representa uma camada de baixa viscosidade ao longo 
da qual os movimentos relativos da litosfera e astenosfera podem ser acomodadas. 
 A zona de transição do manto 
Há duas grandes descontinuidades de velocidade no manto, uma