Curso de Oceanografia Geral - Portal Educação Módulo II

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Curso de 
OCEANOGRAFIA GERAL 
 
 
 
 
 
 
MÓDULO II 
 
 
 
 
 
 
Atenção: O material deste módulo está disponível apenas como parâmetro de estudos para 
este Programa de Educação Continuada, é proibida qualquer forma de comercialização do 
mesmo. Os créditos do conteúdo aqui contido são dados a seus respectivos autores descritos 
na Bibliografia Consultada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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MÓDULO II 
 
APRESENTAÇÃO 
 
Este módulo irá abordar os aspectos gerais da OCEANOGRAFIA 
GEOLÓGICA. De forma geral a oceanografia geológica é o ramo da oceanografia 
que se vale da geologia para estudar os processos geológicos que se dão no 
oceano e ambientes transicionais. Estuda tópicos como: gênese dos oceanos, 
sedimentação marinha, geomorfologia, formação de feições geológicas, entre outros. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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SUMÁRIO 
 
1 Generalidades sobre nosso planeta 
2 Origem e evolução da atmosfera e dos oceanos 
3 Estrutura interna da Terra 
3.1 Crosta terrestre 
3.2 Crosta continental 
3.3 Crosta oceânica 
4 Tectônica Global 
4.1 Placas tectônicas 
5 Morfologia dos oceanos 
5.1 Margens continentais 
5.1.1 Margens passivas 
5.1.2 Margens ativas 
5.2 Bacias oceânicas 
5.2.1 Cordilheira Meso-oceânica ou Dorsal Oceânica 
6 Sedimentação marinha 
7 Bibliografia Consultada, dicas e links interessantes. 
 
 
 
 
 
 
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OCEANOGRAFIA GEOLÓGICA 
 
1 Generalidades sobre nosso planeta 
 
A Terra é o terceiro planeta do sistema solar com aproximadamente 6.370 
km de raio. Massa de 1020 toneladas e idade estimada em cerca de 4,5 bilhões de 
anos. O Planeta é composto por várias camadas que se dispõe em função das suas 
densidades desde a Ionosfera, composta por gases rarefeitos e partículas livres, até 
o seu Núcleo Interno, composto por metais em estado sólido. Entre estes extremos 
encontram-se outras quatro camadas com diferentes composições: a Atmosfera 
(gasosa), a Hidrofesfera (líquida), a Litosfera (sólida) e o Manto (viscoso). 
O oceano pode ser definido como um grande corpo de água salgada que ocupa as 
depressões da superfície terrestre. Mais de 97% da água superficial ou 
subsuperficial encontra-se no oceano. O volume total dos oceanos é 11 vezes maior 
do que o volume das massas continentais acima do nível médio do mar. A média 
das altitudes das terras emersas é de apenas 840m, enquanto a média das 
profundidades do oceano é de 3.796m. Confira a tabela abaixo com informações 
gerais (Tabela 1), e a 
Tabela 2 com os pontos extremos do nosso planeta. 
 
Tabela 1: Informações gerais. 
Superfície do oceano 361 x 106 km2 
Volume do oceano 1,37 X 109 km3 
Profundidade média do oceano 3.796 m 
Profundidade máxima 11.022 m (Fossa das Marianas) 
Maior montanha mundial 8,844 m (Monte Everest) 
Cota média da Terra 2.686 m 
Temperatura média do oceano 3,9ºC 
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Tabela 2: Conheça os extremos da Terra: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A superfície do hemisfério Norte é constituída por 60,7% de oceano e 39,3% 
de áreas emersas; no hemisfério Sul essas percentagens são respectivamente de 
80,9% e 19,1%. 
 
A tabela abaixo mostra a distribuição da água no nosso planeta (Tabela 
3): 
Tabela 3: Distribuição de água na Terra. 
Reservatório Porcentagem do Total (%) 
Oceanos 97,96 
Calota e Gelo Polar 1,64 
Água Subterrânea 0,36 
Rio e Lagos 0,04 
Atmosfera 0,001 
Continente Maior altitude 
Ásia Monte Everest (8.844 m) 
América do Sul Aconcágua (6.962 m) 
América do Norte Monte McKinley (6.194 m) 
África Kilimanjaro (5.895 m) 
Europa Monte Elbrus (5.642 m) 
Antártida Maciço Vinson (4.892 m) 
Oceania Monte Kosciuszko (2.228 m) 
ou 
Pirâmide Carstensz (4.884 
m) 
Oceano Profundida
de 
Oceano Pacífico 11.022 m 
Oceano Atlântico 8.648 m 
Oceano Índico 7.725 m 
Oceano Antártico 7.235 m 
Oceano Ártico 5,450 m 
Mar Mediterrâneo 5.121 m 
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Fonte: www.pmmsama.sp.gov.br 
 
2 Origem e evolução da atmosfera e dos oceanos 
 
Muitas teorias foram propostas para a formação do sistema solar. A Teoria 
da Acresção, proposta por Laplace (1786) que, de forma geral, afirmava que existia 
uma nuvem de gás e poeira e esta nuvem aos poucos agregou mais gás e poeira 
em um determinado ponto o qual veio formar o Sol, posteriormente os planetas 
formaram-se da mesma matéria interestelar. Atualmente esta teoria foi reformulada 
para poder adaptar os dados observacionais que balizam a idéia que os planetas e o 
Sol têm origem da mesma matéria interestelar. Para isto atestam suas abundâncias 
relativas de deutério, hidrogênio, lítio, silício e ferro. Elas são iguais nos planetas e 
no meio interestelar. A simultaneidade das idades do Sol e dos planetas é 
comprovada através da análise radioativa das rochas terrestres e da composição 
química atual do Sol. 
Após a fase de acresção na qual se formou o corpo que viria a ser a Terra, 
a temperatura era muito elevada tanto devido à energia liberada pelo intenso 
bombardeio da matéria em acresção quanto pela energia radioativa. O nosso 
planeta nada mais era que uma massa incandescente, nesse momento os 
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elementos químicos mais densos afundaram sendo que hoje fazem parte da 
composição do núcleo e do manto enquanto os menos densos como os silicatos 
vieram a formar a crosta. 
A formação da atmosfera é um dos pontos mais importantes para o entendimento do 
surgimento da vida. A atmosfera terrestre parece ter tido 3 momentos diferentes; o 
primeiro deles se refere à camada gasosa que se formou durante a acresção, esta 
atmosfera primitiva devia ser formada basicamente dos gases capturados na 
nebulosa solar primitiva, contudo devia ser constituída de gases leves que foram 
facilmente arrastados pelo intenso vento solar, em um segundo momento após a 
Terra ter se resfriado o suficiente, a emissão de gás das rochas e a intensa atividade 
vulcânica originou a proto-atmosfera. Esta atmosfera primordial era muito diferente 
da atual e era basicamente formada por metano (CH4), amônia (NH3), dióxido de 
carbono (CO2) e vapor de água. A 3,5 bilhões de anos (idade da rocha mais antiga 
encontrada na Terra) esta mistura foi gradualmente mudando para a atmosfera 
atual. Hoje na atmosfera predomina nitrogênio (N) e oxigênio (O2). Esta mudança foi 
ocasionada principalmente pelas trocas químicas e ação da fotossíntese. Confira no 
quadro abaixo a composição atual da atmosfera ( 
Tabela 4): 
 
Tabela 4: Composição atual daatmosfera. 
Principais elementos (%) 
Nitrogênio 78,084 
Oxigênio 20,946 
Argônio 0,934 
Dióxido de carbono 0,038 
Vapor de água 1 
Outros 0,002 
 
A teoria mais aceita sobre a origem dos oceanos é que a emissão de gás 
das rochas na formação do planeta liberou gases suficientes para o surgimento de 
um efeito estufa, parte destes gases era vapor d’água que se condensava a partir de 
certa altitude e voltava a cair sobre a superfície como chuva, no entanto o calor 
extremo do solo ainda semiliquefeito fazia com que a água evaporasse antes mesmo 
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de tocá-lo. Este vapor voltava a condensar-se e se precipitava na forma de 
verdadeiros “dilúvios”, este processo intermitente durou aproximadamente 100 
milhões de anos. Neste período de tempo a constante precipitação e evaporação da 
água auxiliaram o abaixamento da temperatura superficial. No momento em que a 
temperatura do solo atingiu um ponto abaixo do ponto de ebulição da água esta 
pôde começar a se acumular nos pontos mais baixos da superfície do globo vindo a 
formar o primeiro grande oceano de nosso planeta. 
Foi calculada para o Oceano Atlântico uma idade de 76 milhões de anos 
para a crosta oceânica e no Pacífico, uma idade de 150 milhões de anos (KENNET, 
1982). A rocha constituinte da crosta continental mais antiga tem a idade de 3,5 
bilhões de anos o que dá indícios da existência de um sistema global de 
rejuvenescimento e destruição da crosta oceânica. Este processo não existe para a 
crosta continental que estaria a salvo de um possível processo de consumo devido à 
suas baixas densidades e estariam sempre à cima das rochas oceânicas evitando as 
subducções. 
 
3 Estrutura interna da Terra 
 
A Terra é composta por três camadas concêntricas principais: 1) crosta 
(continental e oceânica); 2) manto (superior e inferior) e; 3) núcleo (externo e 
interno). Estas camadas representam, respectivamente, 0,4%, 67,2% e 32,4% da 
massa do planeta (Figura 1). O limite entre estas camadas é definido indiretamente 
através de Sismologia, por limites onde ocorrem mudanças na composição química 
e/ou no estado físico dos materiais, ou seja, altera a velocidade de propagação das 
ondas sísmicas. É importante destacar que o furo de sondagem mais profundo feito 
até hoje atingiu apenas 12 km (em Kola, Rússia). 
 
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Figura 1: Representação da estrutura interna da Terra. Fonte: 
http://br.geocities.com/sousaraujo/litosfera002.jpg. 
 
Abaixo da crosta terrestre encontra-se o manto superior, rígido, solidificado, 
basáltico e fundido com a crosta. Abaixo do manto superior ocorre a 
descontinuidade de Mohorovicic (Moho), onde ocorre uma mudança na composição 
química e na velocidade de propagação das ondas sísmicas. Esta porção formada 
por crosta terrestre, manto superior e descontinuidade de Moho é conhecida como 
litosfera e ocorre numa profundidade média de 50 km abaixo dos continentes e de 8 
km abaixo dos oceanos. 
Abaixo da litosfera encontra-se a região do manto em estado parcialmente 
fundido, que é conhecida como astenosfera. Portanto, o manto tem duas regiões 
principais: manto superior (onde estão à litosfera e a astenosfera), e o manto inferior. 
Todo o manto possui aproximadamente 2.800 km de profundidade e densidade 
média de 4,5 g/cm3. A delimitação entre o manto e o núcleo é definida pela 
descontinuidade de Gutemberg. A região do núcleo externo possui 2.300 km de 
profundidade, constituída principalmente por ferro e enxofre, com densidade média 
de 11,8 g/cm3, nessa região origina-se o campo magnético da Terra. A porção 
central do nosso planeta ocorre o núcleo interno, com 1.140 km de espessura, 
densidade de 17 g/cm3, constituído por uma mistura de ferro e níquel (Figura 2). 
A seguir a crosta terrestre será abordada detalhadamente. 
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Figura 2: Representação da estrutura interna da Terra em camadas concêntricas. (Fonte: 
Decifrando a Terra / Teixeira, Toledo, Fairchild e Taioli - São Paulo: Oficina de Textos, 2000). 
 
3.1 Crosta terrestre 
 
A crosta terrestre é a camada mais externa da Terra, sendo dividida em 
crosta continental e crosta oceânica. É menos densa que o material do manto e 
assim "flutua" sobre este. A espessura média da crosta é de 20 km, porém não é 
constante. 
 
3.2 Crosta continental 
 
A crosta continental tem espessura entre 30-50 km, podendo alcançar 65 
km sob cadeias de montanhas, sendo formada principalmente por rochas graníticas, 
com alta quantidade de Silício e Alumínio (SIAL); quartzo e feldspato. Possui 
densidade média de 2,8 g por centímetro cúbico e concentra os chamados 
elementos leves. As estimativas indicam que a idade da sua formação foi a 4,5 
bilhões de anos. 
 
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3.3 Crosta oceânica 
 
A crosta oceânica é muito mais delgada do que a crosta continental, com 
espessura variando entre 5 a 8 km, porém é mais densa (3 g/cm3). É composta 
principalmente por rochas basálticas, formadas por Silício e Magnésio (SIMA) jovens 
(mais recentes que 180 milhões de anos). A formação da crosta oceânica 
provavelmente ocorreu a 4,5 bilhões de anos, concomitantemente com o 
resfriamento do planeta (tópico 3.2 – origem e evolução da atmosfera e dos 
oceanos). Porém devido aos processos de subducção, as porções mais antigas da 
crosta oceânica são consumidas e reincorporadas ao manto, nos limites 
convergentes (este assunto será abordado posteriormente no tópico “Tectônica 
Global”). As porções mais antigas da crosta oceânica estão preservadas nos 
continentes, como cinturões de rochas verdes (greenstone belts) e em ofiolitos. O 
assoalho oceânico forma-se nas regiões chamadas de limites divergentes de placas 
litosféricas, na região das cordilheiras meso-oceânicas, onde o magma ascende do 
manto criando o novo assoalho oceânico. 
 
4 Tectônica Global 
 
A deriva continental e a tectônica de placas são as duas principais teorias 
em geociências que, no século passado, revolucionara o conhecimento sobre os 
processos geológicos atuantes no nosso planeta. A Terra é um planeta dinâmico, 
atualmente acreditamos que a litosfera terrestre é fragmentada em cerca de uma 
dúzia de placas, que se movem devido ao calor no interior da Terra (correntes de 
convecção). 
O nascimento da teoria da Tectônica de Placas ocorreu em 1620, quando o 
filósofo inglês, Francis Bacon, percebeu o perfeito encaixe entre as linhas de costa 
atlântica da América do Sul e da África, levantando a hipótese de que estes 
continentes estiveram unidos no passado. Porém esta teoria foi cientificamente 
embasada mais tarde, apenas no início do século XX, quando o visionário 
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explorador alemão Alfredo Wegener forneceu bons argumentos para sustentar a 
teoria. Wegener sugeriu que há certo tempo não havia o oceano Atlântico, e que as 
Américas estavam unidas com a Europa, Ásia,África, Austrália e Antártica em um 
grande continente. Esse supercontinente de 225 milhões de anos foi denominado de 
Pangea (Pan = todo; Gea = Terra), e esta teoria passou a ser conhecida como 
Deriva Continental. Poucas idéias no mundo científico foram tão fantásticas e 
revolucionárias quanto essa. 
As principais evidências apontadas por Weger para comprovar os 
movimentos horizontais entre os continentes foram: - coincidência entre as linhas de 
costas dos atuais continentes (encaixe perfeito), - presença de fósseis em regiões da 
África e do Brasil, - evidências de glaciação, há aproximadamente 300 Ma, na região 
Sudeste do Brasil, Sul da África, Índia, Oeste da Austrália e Antártica. Em 1915, 
Wegener reuniu todas as evidências em um livro denominado “A origem dos 
Continentes e Oceanos”. Porém sua teoria não foi aceita pela comunidade científica, 
pois uma questão não podia ser explicada: “Qual seria a força que movia os imensos 
blocos continentais?”. 
Novas evidências surgiram após a Segunda Guerra Mundial, com o 
desenvolvimento de modernos equipamentos, como os sonares, que permitiam 
traçar mapas detalhados do fundo oceânico. Foram descobertas as cordilheiras 
mesoceânicas (cadeias de montanhas), fendas e fossas profundas, mostrando um 
ambiente muito mais ativo do que até então se acreditava. Outra importante 
descoberta foi através do campo magnético do paleomagnetismo, que é o estudo 
das propriedades magnéticas das rochas antigas. Como as rochas orientam-se 
segundo o campo magnético da Terra, através desta técnica é possível datar o 
período de formação das mesmas. Comprovou-se que as rochas existentes no fundo 
das bacias oceânicas apresentam idades gradativamente maiores na medida em 
que se situam mais afastadas do centro de geração, ou seja, do eixo da cordilheira. 
O campo magnético da Terra já teve sua polaridade invertida pelo menos 170 vezes 
nos últimos 100 milhões de anos, a última inversão ocorreu há cerca de 700 mil 
anos. 
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Em 1960 foi postulado por Harry Hess da Universidade de Princeton (EUA) 
o conceito de expansão do assoalho oceânico. Ele propôs que na astenosfera há 
correntes quentes de material fundido, devido à radioatividade natural do interior do 
planeta. Quando estas correntes ascendem, pois se tornam menos densas devido à 
temperatura, e atingem a litosfera deslocam-se até resfriarem-se e retornar ao 
interior da Terra, este movimento é chamado de “correntes ou células de 
convecção”. A teoria estava completa, agora se conhecia de onde vem a força que 
move as grandes massas continentais. Em determinadas ocasiões o magma que 
ascende atravessa a crosta oceânica e é expelido ao invés de retornar ao centro da 
Terra, formando montanhas e vulcões submarinos. Quando não é expelido o 
material empurra lateralmente a crosta para fora das fendas, desta forma ocorre a 
expansão do assoalho oceânico, na forma de crosta oceânica basáltica. Este 
processo ocorre nos chamados limites divergentes, que estão localizados nas 
cordilheiras mesoceânicas (Figura 3). Portanto os continentes viajariam como 
passageiros, fixos em uma placa, como se estivessem em uma esteira rolante. 
Desta forma a América do Norte e Europa gradualmente se separaram dando lugar 
ao fundo submarino do Atlântico Norte e de modo similar o mesmo processo 
aconteceria em todos os oceanos. 
 
 
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Figura 3: Representação do processo de expansão do fundo oceânico que ocorre nas 
cordilheiras meso-oceânicas. Idades em milhões de anos (mya). Fonte: KENNET, J. 1982. 
 
 
Surge então uma nova questão: como uma nova crosta é continuamente 
produzida e o tamanho do planeta não se altera? Bem a explicação para este fato é 
que existem regiões onde as antigas crostas são destruídas, nos chamados limites 
convergentes (zonas de subducção), localizados nas fossas submarinas. Nestas 
regiões a crosta oceânica mais densa mergulha para o interior da Terra, até sofrer 
as condições de pressão e temperatura suficientes para sofrer fusão e ser 
incorporada novamente ao manto (Figura 4). 
 
 
 
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Figura 4: Representação das correntes de convecção, assim como a região de formação da 
crosta oceânica (zona de divergência) e de destruição (zona de subducção). Fonte: 
http://www.geocities.com/swain_pt/vulcoes.htm. 
 
4.1 Placas tectônicas 
 
A litosfera é composta por sete grandes placas: do Pacífico, Euro-Ásia, 
Africana, Indo-australiana, Norte e Sul Americana e Antártica. Além destas possui 
placas menores, como a de Cocos, Caribenha e de Nazca. São três os tipos de 
limites entre as placas tectônicas: (a) limites divergentes: marcados pelas dorsais 
meso-oceânicas, onde as placas tectônicas afastam-se umas das outras, com a 
formação de nova crosta oceânica; (b) limites convergentes: onde as placas 
tectônicas colidem, com a mais densa mergulhando sob a outra, gerando uma zona 
de intenso magmatismo a partir de processos de fusão parcial da crosta que 
mergulhou, nesses limites ocorrem fossas e províncias vulcânicas; (c) limites 
conservativos: onde as placas tectônicas deslizam lateralmente uma em relação à 
outra, sem destruição ou geração de crostas, ao longo de fraturas denominadas 
Falhas Transformantes. A Figura 5 apresenta a distribuição geográfica das placas 
tectônicas da Terra. 
 
 
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Figura 5: Placas tectônicas. Fonte: http://www.escolavesper.com.br/placas_tectonicas.htm 
 
 
Cada uma destas placas tectônicas move-se em diferentes direções e, 
assim, as fronteiras das placas são locais de atividades tectônicas, onde ocorrem 
terremotos, vulcanismo e crescimento de montanhas. 
 
5 Morfologia dos oceanos 
 
Os oceanos podem ser didaticamente divididos em cinco: Oceano Atlântico, 
Oceano Pacífico, Oceano Índico, Oceano Glacial Ártico e Oceano Glacial Antártico. 
Estima-se que os oceanos recobrem aproximadamente 71% da superfície terrestre, 
sendo que o Oceano Pacífico constitui o maior corpo aquoso, com área aproximada 
de 180 milhões de km2, ou seja, 53 % da área oceânica, seguido pelo Oceano Índico 
(24% em área) e o Atlântico, com cerca de 23% da área total. O relevo dos oceanos 
pode ser dividido em três províncias fisiográficas principais: (1) margens 
continentais; (2) bacias oceânicas; (3) cordilheiras mesoceânicas. 
 
 
 
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5.1 Margens continentais 
 
As margens continentais representam a zona de transição entre os 
continentes e as bacias oceânicas, são consideradas como constituintes dos 
continentes, muito embora se situem abaixo do nível do mar. Estas feições 
representam 20% da área total ocupada pelos oceanos. As margens continentais 
são agrupadas em dois tipos principais: (1) margens passivas (tipo Atlântico) e; (2) 
margens ativas (tipo Pacífica). 
 
5.1.1 Margens passivas 
 
As margens continentais passivas sãomais largas, típicas de regiões 
tectonicamente menos ativas, que se formaram quando os continentes se separaram 
(“rifteamento”) formando o novo assoalho oceânico. As margens leste da América do 
Norte e da América do Sul, assim como leste e oeste da África, são exemplos típicos 
de margens passivas. As margens passivas apresentam três províncias fisiográficas 
distintas, definidas principalmente por variações de profundidade (gradiente 
batimétrico): (a) plataforma continental; (b) talude continental; (c) sopé ou elevação 
continental. 
 
a) Plataforma continental: representa uma extensão submersa dos continentes, 
com gradientes suaves, em média de 1:1. 000 (ou seja, a cada 1.000 metros 
horizontais a profundidade aumenta 1 metro). A plataforma continental estende-se 
da linha de costa até a região denominada de “quebra da plataforma continental” 
localizada em média à profundidades de 130 metros, onde a declividade aumenta 
substancialmente. A área das plataformas continentais representa 7,5% do total da 
área oceânica, apresentam larguras variáveis, sendo a média de 78 km. 
No Brasil, a maior largura da plataforma continental ocorre na foz do rio 
Amazonas (AM), com cerca de 330 km. Já em Salvador (Ba), a plataforma 
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continental possui apenas 8 km de extensão. A localização da quebra da plataforma 
continental (ou borda da plataforma) varia sua profundidade entre 40 metros na 
região de Natal (RN), atingindo 180 metros ao sul da cidade de Santos (SP) e 
próximo à cidade de Tramandaí (SC). 
As plataformas continentais são ambientes muito produtivos, principalmente 
pela baixa profundidade e por estarem localizadas próximas aos continentes 
recebem o aporte das drenagens continentais. Para se ter idéia da importância 
destes ambientes, 90% da produção pesqueira mundial é de organismos capturados 
neste ambiente. 
 
b) Talude continental: o talude continental inicia a partir da quebra da plataforma 
continental marcada pela abrupta alteração da declividade, que passa de 1.1000 m 
(plataforma) para 1,40 m, até profundidades da ordem de 3.000 m. Os taludes 
correspondem a 5,6% da superfície da Terra, com larguras de 10 km até 200 km. 
Apresentam as maiores espessuras sedimentares, podendo ultrapassar 10 km de 
sedimentos. Com sedimentos mais finos que os da plataforma, compostos 
principalmente por materiais finos (lamas). 
As superfícies dos taludes não são planas e regulares como as da 
plataforma, e freqüentemente são cobertos por depressões e promontórios. São os 
locais de maior instabilidade do fundo devido aos gradientes íngremes. Os cânions 
submarinos são importantes feições que ocorrem nestes ambientes, e são 
caracterizados como vales profundos em forma de “V” ou “U” com paredes muito 
inclinadas, podendo atingir mais de 370 km de comprimento. A origem destas 
feições é associada a antigas drenagens continentais, que atualmente têm papel 
importante no transporte de sedimentos das regiões costeiras para as áreas 
profundas dos oceanos. O transporte de sedimento pode ocorrer através de 
diferentes mecanismos: correntes de turbidez ou de densidade, deslizamentos e 
desmoronamentos. Outras feições fisiográficas que são comuns nestes ambientes 
são platôs e terraços marginais. 
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No Brasil há grande abundância de cânions submarinos, embora 
geralmente pequenos, principalmente nas regiões nordeste e norte. Como exemplos 
de alguns cânios, podem ser citados: do Amazonas, do Gurupi e do Pará (região 
norte); de Natal, Oceânico de Alagoas, de São Francisco, de Salvador (região 
nordeste); de Cabo Frio, de Macaé, São Sebastião e São Paulo (região sudeste-sul). 
 
c) Sopé ou elevação continental: ocorrem na base dos taludes continentais, 
estende-se de profundidades entre 3.000-5.000 metros e apresenta declividades 
intermediárias entre as observadas nas plataformas e talude continental. É formado 
pelos sedimentos depositados na base do talude. 
No Brasil a maior largura do sopé continental ocorre na altura do banco de 
Abrolhos (ES) com 850 km. 
 
5.1.2 Margens ativas 
 
As margens ativas ou do tipo Pacífico, localizam-se nas regiões de 
convergência das placas tectônicas, onde ocorre a subducção de uma placa sobre a 
outra gerando a formação de uma fossa oceânica. São margens normalmente mais 
estreitas, raramente ultrapassando 50 km, com menor cobertura sedimentar. Nestas 
regiões concentram-se as principais atividades vulcânicas e sísmicas da Terra. A 
Figura 6 apresenta a localização dos epicentros de terremotos na Terra, é possível 
perceber que a grande ocorrência de terremotos está localizada sobre os limites 
convergentes das placas. 
 
 
 
 
 
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Este material deve ser utilizado apenas como parâmetro de estudo deste Programa. Os créditos deste conteúdo são dados a seus respectivos 
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Figura 6: Localização dos epicentros de Terremotos na Terra (pontos pretos). Fonte: NASA. 
 
 
Nas margens ativas não ocorre o sopé ou elevação continental. As feições 
fisiográficas que ocorrem são: plataforma continental, talude continental e fossas 
oceânicas. O talude continental, assim como a plataforma, também é estrito com 
gradientes que podem chegar a 1:20 nas fossas oceânicas. As margens ativas 
ocorrem em duas situações: (a) encontro de duas placas oceânicas, onde uma 
mergulha sob a outra; (b) encontro de uma placa continental com uma placa 
oceânica, onde a placa oceânica (mais densa) mergulha sob a continental. 
As fossas oceânicas são as feições mais profundas da Terra, com largura 
média de 100 km e estão associadas às margens ativas. As fossas mais profundas 
localizam-se no Pacífico Oeste, como a fossa das Marianas (10.915 m), fossa de 
Tonga (10.800 m), fossa das Fipilinas (10.055 m). No Pacífico Leste devido ao 
aporte sedimentar as fossas são menos profundas, como a fossa Peru-Chile (8.100 
m) e a fossa da América Central (6.700 m). 
 
ATENÇÃO: No Brasil não ocorrem fossas oceânicas, pois se trata de uma margem 
passiva. 
 
 
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5.2 Bacias oceânicas 
 
As bacias oceânicas correspondem à porção do assoalho marinho que se 
estende do sopé continental até a cordilheira meso-oceânica. Nestas regiões 
ocorrem as planícies abissais, que são áreas extensas, de relevo relativamente 
plano, que ocorrem em profundidades entre 3.000 e 6.000 metros. As planícies 
abissais mais planas ocorrem no Atlântico e no Índico, devido ao maior aporte 
sedimentar. Já no Pacífico os sedimentos ficam retidos nas diversas fossas e não 
atinge as planícies abissais, resultando em um fundo mais irregular, com a presença 
de colinas e montes submarinos. Diversas feições ocorrem nas planícies abissais 
como: platôs submarinos, montes submarinos (ex: Havaí), elevações (Elevação de 
Rio Grande-RS), guyots, atóis. As partes emersas das irregularidades do relevo das 
planícies abissais constituem as ilhas oceânicas. 
 
5.2.1 Cordilheira Meso-oceânica ou Dorsal Oceânica 
 
As Cordilheiras Oceânicas são feições longas e contínuas, fraturadas, com 
escarpamentos ladeados pelas planícies abissais. Esse sistema ocorre em todos os 
oceanos com uma extensão total superiora 70.000 km, em profundidades médias de 
2.500 m, representando 33% da superfície dos oceanos. Normalmente as 
cordilheiras localizam-se na porção central dos oceanos com exceção da cordilheira 
do Pacífico Leste. As porções centrais das cordilheiras apresentam as porções de 
maior atividade tectônica dos fundos oceânicos atuais. Apresentam relevo 
extremamente irregular, a crista da cordilheira pode atingir até 3.000 metros acima 
do assoalho oceânico. No Oceano Atlântico a Cordilheira é denominada de Meso-
Atlântica, e localiza-se na porção central (Figura 7). 
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Figura 7: Representação da estrutura interna da Terra. (Fonte: LEINZ & AMARAL, 1975). 
 
6 Sedimentação marinha 
 
O fundo oceânico é coberto por uma camada de sedimentos que varia 
quanto à espessura desde poucos centímetros a até 4 km, dependendo da área ou 
das condições locais. As fontes dos sedimentos marinhos são diversas, mas podem 
ser agrupadas em duas amplas categorias: (a) sedimentos alóctones; (b) sedimentos 
autóctones. Os sedimentos alóctones, também chamados extra-baciais, provêem de 
áreas continentais adjacentes, que fornecem sedimentos de origem terrígena, nesta 
categoria estão incluídos os sedimentos cosmogênicos. Os sedimentos autóctones, 
também chamados intrabaciais, são originados na própria bacia de sedimentação, 
decorrentes de precipitações entre a água do mar e compostos químicos orgânicos e 
inorgânicos, envolvendo inclusive os sedimentos autígenos. 
 
a) Sedimentos alóctones 
São fragmentos ou partículas de distintos tamanhos, decorrentes de 
processos de intemperismo (desagregação mecânica e decomposição química) e 
erosão das rochas continentais. Estes fragmentos são transportados até o oceano 
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principalmente através de rios, e também pela ação eólica e glacial. Os sedimentos 
terrígenos podem ser orgânicos (remanescentes vegetais) ou inorgânicos 
(fragmentos de rochas, grãos minerais). Os constituintes mais comuns nos 
sedimentos terrígenos em geral são o quartzo e o feldspato, minerais mais comuns 
nas rochas terrestres. 
Os sedimentos terrígenos são depositados principalmente na margem 
continental, mas também formam boa parte do assoalho marinho. O tamanho dos 
grãos (granulometria) varia conforme a distância da fonte que o originou: próximo às 
regiões costeiras são mais grossos como areias, e quanto mais distantes mais finos 
como siltes e argilas, devido à competência do agente transportador. Os sedimentos 
podem ser transportados por tração (partículas maiores – grânulos e areia) ou por 
suspensão (partículas finas – silte e argila). A Tabela 5 apresenta as classes 
granulométricas da escala Wentworth. 
 
Tabela 5: Classes granulométricas segundo a escala Wentworth. 
 
Classe Diâmetro da partícula 
(milímetros) 
Matacão > 256 
Calhau 256-64 
Seixo 64-2 
Grânulo 4-2 
Areia 2-0, 062 
Silte 0,062-0,004 
Argila <0,004 
 
 
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Os sedimentos cosmogênicos também estão incluídos nesta classe de 
sedimentos alóctones. Estes sedimentos têm nos micro-fragmentos de meteoritos 
seus principais componentes. A maioria penetra na atmosfera terrestre sendo 
posteriormente depositada tanto na superfície continental como dos oceanos. Porém 
estes sedimentos constituem uma porção muito reduzida em comparação com as 
demais fontes. 
 
b) Sedimentos autóctones 
Os sedimentos autóctones predominam nos assoalhos das bacias 
oceânicas, onde a contribuição terrígena é muito reduzida. Em ambientes rasos 
estes sedimentos são constituídos principalmente por fragmentos esqueletais, 
carapaças, ossículos de vários organismos, entre os quais se destacam os 
foraminíferos, briozoários, algas, esponjas, ouriços do mar, entre outros. Nestes 
ambientes rasos, após a morte dos organismos seus detritos irão formar cascalhos e 
areias biodetríticas nas margens continentais. 
Em ambiente de mar profundo os sedimentos biogênicos se acumulam 
como vasas carbonáticas e silicosas, através do lento processo de assentamento ao 
longo da coluna de água, caracterizando a sedimentação pelágica. As vasas são 
definidas como sedimentos de origem pelágica, que contém pelo menos 30% de 
material de origem orgânica. As vasas calcárias são principalmente originadas de 
foraminíferos (protozoários herbívoros ou omnívoros de águas quentes), mas 
também de cocolitoforídeos (protozoários flagelados) e pterópodos (moluscos). As 
vasas silicosas são principalmente provenientes da carapaça de diatomáceas e 
radiolários (algas e protozoários planctônicos, respectivamente). 
Os sedimentos denominados autígenos são formados no mesmo ambiente 
onde são encontrados, portanto também pertencem ao grupo dos autóctones. 
Podem ser formados por grande variedade de elementos, geralmente precipitados 
diretamente da água do mar. Como exemplos de sedimentos autígenos podem ser 
citados os mais conhecidos, que são os nódulos polimetálicos e as fosforitas. Estes 
dois recursos minerais foram descobertas na viagem do Challenger, em 1873. 
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Atualmente, estes e outros recursos minerais de oceano profundo tem despertado o 
interesse econômico e estratégico de diversos países. 
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Figura 8 mostra a taxa de sedimentação nas bacias oceânicas, resultante em 
sua maioria da deposição de vazas. As maiores taxas observadas próximo às 
bordas continentais, na região das plataformas, deve-se ao suprimento sedimentar 
proveniente dos continentes. A maior parte do fundo oceânico é caracterizada por 
taxas de sedimentação inferiores 0,01 mm/ano, espessura correspondente a um 
grão de argila. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 8: Taxa de sedimentação nas bacias oceânicas. (Fonte: 
http://www.cpgg.ufba.br/%7Eglessa/geomar2/). 
 
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Tabela 6 apresenta, de forma geral, a porcentagem dos tipos sedimentares 
que recobrem as bacias oceânicas. 
 
 
 
 
Tabela 6: Distribuição geral (%) dos tipos sedimentares nas bacias oceânicas. 
 
 
Tipo sedimento O. Pacífico (%) O. Atlântico (%) O. Índico (%) 
Vasas foraminíferos 36 65 54 
Vasas diatomáceas 10 7 20 
Vasas radiolários 5 - 1 
Argilas continentais 49 26 25 
 
 
A seguir é feito um comparativo entre o Oceano Pacífico e o Oceano Atlântico: 
 
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O quadro a seguir ( 
Tabela 7) resume as categorias e as suas subdivisões conforme a 
classificação adotada pelo Projeto REMAC (Reconhecimento da Margem 
Continental Brasileira, 1979) para a região oceânica adjacente à Margem 
Continental Brasileira. 
 
 
Tabela 7: Categorias e subdivisões paraa região oceânica adjacente à Margem 
Continental Brasileira. (REMAC, 1979) 
 
 
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BIBLIOGRAFIA CONSULTADA: 
 
 
Dicas e links interessantes. 
 
 As informações dos textos acima foram principalmente baseadas nos 
seguintes livros: 
BATISTA NETO, J.A.; PONZI, V.R.A. E SICHEL, S.E. 2004. Introdução à Geologia 
Marinha. Editora Interciência, Rio de Janeiro, 279 p. 
 
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autores 
TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M. C. M.; FAIRCHILD, T. R. & TAIOLI, F. Decifrando a 
Terra. 2001. Oficina de Textos, São Paulo. 558 p. 
 
SCHMIEGELOW, J. M. M. 2004. O Planeta Azul - Uma introdução às ciências 
marinhas. Ed. Interciência, Rio de Janeiro, 202p. 
 
KENNET, J. 1982. Marine Geology. Prentice-Hall, INC., Englewood Cliffs, N.J. 
813p. 
 
LEINZ, V. & AMARAL, S. E., 1975. Geologia Geral. 6ª Ed. Companhia Editora 
Nacional, São Paulo. 360p. 
 
Informações mais detalhadas podem ser encontradas nos seguintes livros: 
 
SVERDRUP, H. U.; JOHNSON, M. W.; FLEMING, R. H. The Oceans (Cap. 20). 
 
SHEPARD, F. P. Submarine Geology (Caps.: 5, 8, 14, 16, 17). 
OTTMAN, F. Introduccion a la Geologia Marina y Litoral (Cap. 6). 
 
KUENEN, Ph. Marine Geology (Caps.: 4, 5, 6, 8). 
 
LISITZIN, A. Sedimentation in the World Ocean (todos os capítulos). 
 
KUKAL, Z. Geology of Recent Sediments (todos os capítulos). 
 
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autores 
Links Interessantes: 
 Um site (http://www.cpgg.ufba.br/%7Eglessa/geomar2/), criado pelo professor 
Guilherme Lessa da Universidade Federal da Bahia, traz informações interessantes. 
 Viagens virtuais à Cadeia Meso Oceânica, veja detalhes das fontes 
hidrotermais: 
(http://www.oceanexplorer.noaa.gov/explorations/02fire/logs/magicmountain/welcom
e.html). 
 Imagens coloridas do relevo submarino - NOAA- 
http://www.ngdc.noaa.gov/ngdc.html. 
 Interessado em viajar pelo fundo do mar sem sair de casa? Confira o site: 
http://www.pmel.noaa.gov/vents/nemo/index.html. 
 Um livro muito interessante, “This Dynamic Earth: the story of plate tectonics”, 
está disponível na internet (grátis!), confira no site: 
http://pubs.usgs.gov/gip/dynamic/dynamic.html. 
 O site (http://w3.ualg.pt/%7Ejdias/oceangeol/) da disciplina de Oceanografia 
Geológica, da Universidade do Algarve também trás informações adicionais. 
 
----------------FIM DO MÓDULO II-----------------