Apostila Geologia 6

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Laboratório de Geociências Geologia II 
 
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LABORATÓRIO DE GEOCIÊNCIAS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
GEOLOGIA II 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Profª . Drª Maria Judite Garcia 
Profª MSc. Elza de Fátima Bedani 
 
 
 
 
 
 
 Laboratório de Geociências Geologia II 
 
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I - GENERALIDADES 
 
1- Definição: 
 
 A Geologia (Geo = terra; logia = estudo) é a ciência que estuda a terra, desde sua formação, constituição, 
assim como as alterações endógenas e exógenas que a modelam. 
 
2- O Universo: 
 
O surgimento do Universo se deu através de uma grande explosão conhecida como o Big Bang (Big = 
grande; Bang = explosão). 
A teoria do Big Bang foi proposta pelos especialistas da Nasa que através de telescópios sofisticados (Huble) 
comprovaram que as galáxias estão se afastando da terra. 
As galáxias mais distantes afastam-se da terra numa velocidade de 90 milhões de milhas por hora. 
Através dessa comprovação e do satélite Cobe, os cientistas calcularam num processo de retrocesso o período 
em que essas galáxias encontravam-se unidas num núcleo extremamente compacto até o “Instante zero”, quando 
ocorreu a explosão, onde toda a matéria estava acumulada, criando um sistema de densidade infinita. A 
densidade média da matéria do universo era cerca de 2 vezes maior do que a atual onde ocorriam conduções de 
energia e de radiação. 
Provavelmente a condução dessas partículas elementares e da radiação, juntamente com a densidade 
tornaram este pequeno aglomerado de matéria uma “bomba”. 
Ocorreu então a grande explosão, “Big Bang”, originando as estrelas, galáxias, quasares, buracos negros, 
planetas enfim, todos os componentes do universo. A carga energética era tão intensa a ponto de fazer os limites 
do Cosmo se expandirem para o dobro da distância a cada bilionésimo de segundo. 
Como pode-se perceber, essas condições acarretaram na formação de elementos livres, a partir do hidrogênio 
(H) e hélio (He), os elementos químicos mais pesados devem ter se formado mais tarde no interior das diversas 
estrelas, como produtos resultantes da geração de energia. 
O Universo, atualmente, encontra-se em expansão, sugerindo que, deve ter sido bem menor no passado. No 
entanto, não se sabe se a velocidade da expansão aumenta com o passar do tempo, fornecendo uma idade maior 
ao Universo. 
 
O fato de o universo estar em expansão gerou três subdivisões teóricas: 
 
a - a teoria em que “a expansão irá continuar e não tenderá a parar, permanecendo a expansão”. 
 
b - a teoria em que “ao cessar a carga de energia que originou a explosão, cessará a expansão”. 
 
c - a teoria onde “a expansão executa uma trajetória elipsóide e que posteriormente as galáxias irão se 
juntar novamente numa massa única, quando então originará uma nova explosão, o Big Crunch”. 
 
3- A Terra e o Sistema Solar 
 
A terra é um pequeno corpo opaco, pertence ao grupo de planetas que giram em torno do sol. 
O conjunto do sol e planetas a ele ligados pela gravidade, constituem o Sistema Solar, que é um fragmento da 
galáxia a “Via Láctea”. 
O sistema solar encontra-se em um dos braços da espiral que compõem a Via Láctea e esta, possui um núcleo 
central formado por estrelas jovens. 
O nosso Sol é uma estrela de média grandeza, encontra-se formando He pela queima de H, há cerca de 4,6 
bilhões de anos, antes de evoluir para a fase de gigante vermelha, anã branca e finalmente tornar-se uma anã 
negra. 
Os planetas podem ser classificados em internos (ou terrestre ou ainda telúricos) e externos (ou jovianos). Os 
planetas internos possuem massa pequena e densidade média semelhante à da Terra, enquanto que os planetas 
externos possuem massa grande e densidade média próxima à do Sol; os incontáveis corpos de dimensões 
menores, que orbitam no cinturão de asteróides, apresentam características variáveis, porém mais assemelhadas 
àquelas dos planetas internos. Os planetas internos possuem poucos satélites e atmosferas finas e rarefeitas. Já os 
planetas externos possuem normalmente mais satélites e suas atmosferas são muito espessas e de composição 
muito parecida ã do Sol, com predominância de H e He. 
 
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A representação esquemática do sistema solar encontra-se ilustrado na figura 1. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1: Esquema do sistema solar. 
 
No passado os teólogos e os filósofos defendiam a Teoria do Geocentrismo, fundamentando-se na terra 
como um centro do Universo, onde os demais planetas e estrelas giravam em torno desta. Durante muitos anos 
prevaleceu esta teoria, até que surgiu a Teoria do Heliocentrismo, onde o sol era o centro do Universo e demais 
planetas giravam em torno dele. Atualmente sabemos que o Sol não é o centro do Universo, que somos apenas 
uma das galáxias que o constitui. 
Terra ou Gaia (“mãe – terra”, na mitologia grega) como foi formada? Ou melhor, como os demais planetas 
surgiram após a grande explosão? 
 Para melhor explicar se a formação do sistema solar surgiu várias hipóteses, as mais conhecidas são: 
 
· “Hipótese da Nebulosa Primitiva” 
· “Hipótese Dualista I” 
· “Hipótese Dualista II” ou “Teoria das Marés” 
· Retomada da Hipótese da Nebulosa Primitiva 
· Hipótese da Nebulosa Massiva 
· Hipótese da Nebulosa da Massa mínima 
 
3.1-Hipótese da Nebulosa Primitiva 
 
Propõe que uma gigantesca nebulosa primitiva em espiral (formada de gás e poeira interestrelar) que 
sob o efeito da atração gravitacional cada vez mais forte, impulsionou as partículas da nebulosa para o 
centro, condensando-a e diminuindo seu tamanho. Com isto provocou a aceleração da rotação, que atraiu 
um número maior de partículas, provocando a cristalização da nebulosa com elevada temperatura, 
denominando-se esta nebulosa de Proto-Sol. Este movimento favoreceu o desprendimento de anéis que por 
continuarem atraídos pelo movimento do Proto-Sol e da gravidade adquiriram o formato arredondado como 
são os planetas. 
Esta hipótese explica as órbitas circulares de todos os planetas, num mesmo sentido, embora o 
movimento de rotação tivesse que ser menor e em sentido contrário. 
 
3.2- Hipótese Dualista I - Buffon (1749) 
 
Um cometa teria passado perto do Sol arrastando de sua superfície uma série de materiais, que se 
condensaram nos planetas. 
 
 
 
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3.3- Hipótese Dualista II - “Marés” 
 
Em 1900, Moulton e o Geólogo Chamberlain, retomaram a hipótese de substituírem o cometa por uma 
estrela. 
Assim uma estrela passou próximo ao Sol e produziu na superfície do sol e da estrela uma atração 
gravitacional levando à formação de jorros de gás ou flechas; algumas dessas flechas escaparam originando 
os planetésimos, que depois se uniram formando os planetas. 
Essa hipótese tem novo fundamento, onde Jeans e Jeffreys sugeriram que não saíram jorros de gás e 
sim de uma erupção de matéria, que após o resfriamento separou-se em planetas. 
Invalidada: pelo fato dos planetas apresentarem uma grande distância entre eles. 
 
3.4- Retomada da Nebulosa Primitiva ou Turbulência (1944) 
 
Von Weizäacker e Teer Haar retomaram a hipótese Nebulosa Primitiva, o sol já existia e uma nuvem 
de poeira interestrelar instalou-se próximo a ele e começou a mover-se como um disco que se estendia até a 
órbita de Plutão. No interior as partículasgiravam segundo órbitas elíptica que por diferença de velocidade 
formam-se os torvelinhos. Esses torvelinhos começaram a rodar em órbitas concêntricas, no interior dos 
contratorvelinhos (torvelinhos com sentido contrário) se condensam até originar os diversos planetas. 
 
3.5- Hipótese da Nebulosa Massiva 
 
Esta nebulosa teria densidade maior que a anterior, sofrendo a ação do mecanismo solar e num 
processo de freamento arremessaria partes desta nebulosa a distâncias grandes formando os planetas. 
 
3.6- Hipótese da Nebulosa da Massa Mínima 
 
Alguns autores supõem que a massa da nebulosa era mínima, seriam alguns centésimos da massa 
solar. Que através do movimento de rotação do sol atrairia várias nebulosas formando os planetésimos e os 
planetas. 
 
 
II - A HISTÓRIA PRÉ - GEOLÓGICA DA TERRA 
 
 
 Mesmo que o mecanismo de individualização inicial do planeta Terra seja hipotético, existem fatores 
importantes que se encontram na raiz de toda a sua história e de sua dinâmica posterior, como no caso da 
quantidade de massa que se encontra acumulada e que criou o campo gravitacional condicionando a pressão 
interna. A natureza e a composição desta massa e o calor interno que em sua maior parte procede da evolução da 
energia que é libertada na desintegração de isótopos radioativos que não desapareceram desde a formação do 
planeta. 
 Esta quantidade e qualidade da massa do planeta condicionaram e seguem condicionando todos os 
fenômenos geológicos. As idades mais altas das rochas terrestres encontradas na superfície e estão em torno de 
4,6 bilhões de anos (4,6 G.a.) e não são representantes dos materiais formados durante os primeiros milhões de 
anos da história do planeta. 
 Provavelmente os materiais mais antigos tenham desaparecido, servindo como matérias primas para a 
formação das rochas conhecidas atualmente como mais antigas, levando em conta a reconstrução a que estão 
submetidos os materiais terrestres durante os processos geológicos, a probabilidade de encontrar materiais muito 
antigos é tanto menor quanto maior a sua idade. 
 De qualquer forma os primeiros 1 - 1,5 bilhões de anos = G.a. da história Pré - Geológica são uma 
incógnita, por ser impossível de desvendar. 
 No entanto tem-se calculado que o calor gerado pelos impactos iniciais das partículas seria suficiente 
para aquecer o planeta à temperaturas da ordem de 20.000 ºC, mais que o suficiente para transformá-lo em uma 
massa totalmente fundida. Logicamente, grande parte desse calor se dissipou no espaço por irradiação. 
 Mesmo existindo todas estas dúvidas, geralmente se admite que na primeira fase da formação do 
planeta, a temperatura deve ter sido muito maior que a atual, não só pelo calor originado nos choques das 
partículas como também pelo gerado na desintegração de elementos radioativos de vida curta, que hoje 
desapareceram, e pelos de longa vida, que existiam em maior quantidade que atualmente, assim como pela 
fricção de matéria originada pelo transporte gravitacional no interior do planeta. 
 
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 As temperaturas eram maiores que as existentes atualmente, os materiais que constituíam o planeta 
poderiam recristalizar e fundir-se parcialmente ou totalmente, facilitando em qualquer caso o transporte de 
matéria no interior, por diminuição de viscosidade dos materiais a alguns milhares de graus. 
 Provavelmente no início deste período Pré-Geológico, produziu-se uma diferenciação geral do material 
terrestre, acumulando-se os elementos químicos, ou seus compostos estáveis, para cada condição específica de 
pressão e de temperatura em zonas concêntricas, onde os materiais mais densos ocupariam as zonas mais 
profundas do planeta e os mais leves as zonas mais externas. 
 
 
 
III - A TERRA 
 
 
1- Considerações Gerais 
 
a- Forma 
 
A terra é um elipsóide de rotação, achatada nos pólos e dilatada no equador, este achatamento 
deve-se ao movimento de rotação terrestre. A ciência que estuda a forma e as medidas da terra é a 
Geodésia, que faz parte da Geofísica. 
 
b- Diâmetros 
 
Equatorial = 12.756 Km 
Polar = 12.712 Km 
 
 
c-Volume 
 
O volume corresponde a aproximadamente 1,08 bilhão de Km3, com uma área equivalente de 510 
milhões de Km2. 
 
 
d- Massa 
 
Corresponde à quantidade de matéria de um corpo, é de aproximadamente 6 sextilhões de toneladas. 
M = 5,98 x 1024 Kg 
 
e- Densidade 
 
A densidade global do planeta é de 5,5 g/cm3 
 
 
f- Gravidade 
 
É a força com que a terra atrai qualquer massa situada em seu campo gravitacional. A aceleração da 
gravidade é mínima no equador, aumentando em direção aos pólos. A aceleração da gravidade na terra = 
9,8 m/s2. 
 
 
 
2- Curiosidades 
 
a - A distância entre a Terra e a Lua varia entre 384.000 e 384.401 km. 
b - A distância entre o Sol e a Terra é de 150 milhões de Km. 
c - Galáxia corresponde a aglomerações de estrelas. 
d - Via Láctea é o nome dado a nossa Galáxia, devido a aparência de mancha leitosa com trilhões de 
estrelas. 
e - A luz do sol chega a Terra com 8 minutos de atraso. 
 
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Figura 2: Esquema representativo do Planeta Terra e suas divisões. 
 
 
IV – GEODINÂMICA 
 
1- Conceitos 
 
 
1.1- GEODINÂMICA 
É o ramo das Ciências da Terra, que estuda os processos evolutivos que afetam o planeta, tentando 
determinar-lhes as causas. 
 
1.2- GEODINÂMICA INTERNA 
Estuda os processos endógenos, cujas causas provém do interior do planeta, tais como a orogênese, 
deriva continental, vulcanismo, sismologia, etc. 
 
1.3- GEODINÂMICA EXTERNA 
Estuda os processos exógenos, que ocorrem na superfície terrestre, tais como a erosão, transporte, 
sedimentação, etc. 
 
 
 
2- Geodinâmica Interna 
 
2.1 - A Estrutura do Interior do Globo Terrestre 
 
a- Consideração Gerais 
As investigações geofísicas sobre a estrutura e a constituição interna do planeta envolvem estudos 
sismológicos e de meteoritos, que de forma indireta evidenciam mudanças físicas e químicas da 
matéria, permitindo estabelecer para o planeta uma estrutura das camadas concêntricas. 
 
 b- Ondas Sísmicas 
Originam-se no interior do planeta perturbações que atingem a superfície terrestre através de ondas 
sísmicas provocando os terremotos. 
A velocidade das ondas sísmicas varia diretamente com a rigidez e inversamente com a densidade 
das rochas. Deslocam - se devido à eletricidade das rochas que vibram da mesma forma que o ar. 
 
o ONDAS P OU PRIMAE 
São ondas longitudinais, rápidas e chegam em primeiro lugar. 
 
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A densidade da Terra aumenta com a profundidade provocando um aumento acentuado de 
velocidade na propagação destas ondas, mas quando penetram em meios fluidos sua velocidade 
é reduzida abruptamente, sofrendo reflexão e refração. 
Seu deslocamento corresponde a ações de puxe-empure e sua velocidade varia de 5.6 - 14,00 
Km/s. 
 
 
o ONDAS S OU SECUNDAE 
São ondas transversais, com menor velocidade que as ondas p e chegam em segundo lugar. 
Deslocam-se através do material e não ao longo dele, numa zona de dois materiais diferentes, 
caracterizam-se ainda, por não se propagarem em meios fluidos. 
Seu deslocamento corresponde a ações de abanar, e sua velocidade varia de 3.3 - 7.3 Km/s. 
 
 
o ONDAS L OU LONGAE 
São ondas superficiais, originam-se a partir das ondas P e S na interfaseterra-água ou terra - 
ar, são de grande amplitude e transversais. 
Deslocam-se com velocidade relativamente constante e homogênea de 3.5 - 4.4 Km/s. São 
mais rápidas nos pisos oceânicos que nos continentes e ocasionam as maiores destruições na 
superfície terrestre. 
 
 - Ondas Rayleigh: São as que provocam ondulações no solo (semelhantes às ondas do mar). 
 
 - Ondas Love: Encontra-se em cada partícula terrestre que se movimenta horizontalmente na 
direção normal ao raio sísmico. 
 
c- Núcleo e o Magnetismo Terrestre 
De acordo com a teoria do dínamo, o movimento de rotação da Terra provoca um tipo de 
movimento convectivo no fluido do núcleo externo, no qual se encontram associadas correntes 
elétricas fracas. 
A interação das correntes elétricas e da geração mecânica do fluido produz um campo magnético 
auto sustentável. O movimento contínuo do fluxo condutor elétrico através do campo magnético 
mantém o fluxo das correntes elétricas e assim sucessivamente: o dínamo se mantém em operação. 
As variações de duração longa do campo magnético terrestre, parecem ser razoavelmente 
compatíveis com os movimentos convectivos, num núcleo exterior fluido, mas incompatíveis com 
correntes elétricas percorrendo toda a parte sólida do interior do planeta. 
 
d- Produção de Calor Pela Radioatividade 
A quantidade de calor produzida pelos diferentes elementos é controlada pelas suas abundâncias, e 
pelas velocidades de desintegração. 
Através da radioatividade é possível determinar o tempo gasto para ocorrer a transformação de um 
elemento em outro, isso acontece devido a mudança do número atômico,com perda de elétrons, mais 
partículas do próprio núcleo do átomo e energia, na forma da radiação, alguns elementos se 
transformam em segundos, há outros que levam milhares de anos, conforme já foi apresentado 
anteriormente. 
 
e- Estrutura Geral do Globo Terrestre 
O Planeta Terra divide-se em 3 camadas principais (Crosta, Manto e Núcleo), que estão subdivididas 
conforme as figuras 3 e 4.. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 3: Estrutura geral do globo terrestre. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4: Estrutura interna da Terra. 
 
 
 
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V - ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO E DATAÇÃO 
 
1- Generalidades 
 
As rochas constituintes da crosta terrestre sempre foram objeto de estudos, visando o estabelecimento de suas 
ordens originais de seqüências. 
 
2- Datação 
 
Em Estratigrafia, corresponde ao estabelecimento de idade de uma rocha que constitui o objeto da 
Geocronologia. Neste aspecto, distinguem-se duas modalidades de datações: relativa e absoluta. 
A primeira estabelece idades apenas em termos posicionais (posição relativa); a segunda, em termos 
quantitativos (centenas, milhões ou bilhões de anos). 
 
3- Tempo Geológico 
 
Consta do tempo decorrido desde o final da fase formativa da Terra até os nossos dias. 
Antes da descoberta dos métodos de datação absoluta (radiometria), o tempo geológico foi dividido em 
intervalos diversos, os quais em ordem decrescente de importância hierárquica recebem a qualificação 
de éon, era, períodos, épocas e idades. Tais subdivisões ainda se mantêm, só que agora se conhece a 
amplitude cronológica absoluta das mesmas, constituindo as unidades geocronológicas. 
Dá-se o nome de escala do tempo geológico, ao arranjo das unidades geocronológicas por ordem de 
idade. 
Compreende-se a importância do parâmetro tempo nas Geociências, pois sem ele seria impossível situar 
as rochas em níveis de referência, permitindo dessa forma a reconstituição da história geológica de uma 
determinada área. 
 
4- Datação Relativa 
 
a- Princípio da Superposição 
 
Postula este princípio que, em qualquer seqüência de camadas, a camadas de cima são mais jovens que 
as de baixo. 
As camadas, via de regra, se dispõem horizontalmente, podendo sofrer deformações tectônicas pós-
deposicionais (ex.: dobras), que invalidam o princípio da superposição, quando provocam posições 
inversas das camadas. 
Tem-se, também, a datação com base na posição relativa, com referência à coluna estratigráfica. Por 
exemplo: a unidade B situa-se acima da C e abaixo da A; logo B será mais jovem que C e mais antiga 
que A. Se as idades de A e C forem conhecidas, a de B será intermediária. (Figura 5) 
 
 
 A 
 
 
 
B 
 
 
 
 
 C 
 
 
 
 
Figura 5: Modelo mostrando o Princípio da Superposição das Camadas 
 
 
 
b- Relações de Interseção 
Segundo esse princípio, uma rocha ígnea intrusiva, uma falha ou uma discordância que secciona uma 
rocha qualquer é sempre mais jovem que ela. 
 
 
 
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c- Métodos Biocronológicos 
Trata-se da datação relativa com base em elementos paleontológicos, sou seja, nos fósseis. Estes são 
encontrados nas rochas sedimentares e em alguns tipos de rochas metamórficas (as derivadas das 
sedimentares), que sofreram metamorfismo pouco intenso. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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5- Datação Absoluta 
 
Baseia-se, este método, na radioatividade, ou seja, na propriedade que possuem os minerais radioativos de se 
desintegrarem periodicamente através da emissão de partículas e/ou radiações. 
Na natureza, existem elementos que se transformam em outros em frações de segundo; outros, entretanto, 
levam milhares de anos para se transformar. São estes que interessam à Geocronologia. 
 
a- Idade Radiométrica 
O nuclídio radioativo original (nuclídio-pai) quando se desintegra transforma-se em um nuclídio-filho, 
referido como radiogênico. 
Para calcular a idade de formação de uma rocha (idade radiométrica), é necessário conhecer a 
quantidade de átomos persistentes do nuclídio radioativo (P), a quantidade de átomos do nuclídio 
radiogênico (F) e a constante de desintegração. Esta última é específica para cada processo radioativo, é 
inversamente proporcional à meia - vida do nuclídio-pai. 
 
b- Meia-Vida 
É o tempo de desintegração da metade do átomo “pai” radioativo em um sistema A, onde metade será 
igual a massa original e a outra metade transforma-se em outra. Cada nuclídeo possui uma meia-vida 
única. 
O tempo de vida de um átomo “pai” radioativo em um dado sistema não pode ser especificado, em 
teoria é infinito. 
A meia-vida do Urânio é de 4,6 x 109 anos. 
 
 Desintegração 
 
 
 
 
 
 
 
 U 238 0,5 g 0,43 g 0,07 g 
 1 grama Urânio 238 Chumbo Hélio 
 
A medição das quantidades de átomos em F e P, em minerais ou rochas, exige o recurso de 
equipamento de grande precisão, como os espectômetros de massa, tendo-se em conta sua ocorrência 
em reduzidíssimas quantidades. Pressupõe-se, também, que o mineral ou rocha analisados corresponde 
a sistemas fechados, isto é, que não tenham sofrido alterações químicas tanto do elemento radioativo 
como doradiogênico. 
Em Geocronologia, os radionuclídios mais comumente usados são os seguintes: 
 
K - Ar = Potássio - Argônio 
Rb - Sr = Rubídio - Estrôncio 
U - Pb = Urânio - Chumbo 
 
Exemplos de datações: 
Poços de Caldas: 60 e 80 Ma. 
Itatiaia: 65 Ma. 
Fernando de Noronha: 12 Ma. 
Depósitos de Ferro de Minas Gerais: 2.700 Ma. 
 
c- Datação Radiométrica 
 
Consta da datação de rochas e minerais, utilizando métodos radioativos. 
 
d- Datação do Passado Geológico Antigo 
 
a - Método do U - Pb (Urânio - Chumbo) 
b - Método do K - Ar (Potássio - Argônio) 
c - Método do Rb - Sr (Rubídio - Estrôncio) 
 Átomo 
“Pai” 
 
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e- Datação do Passado Geológico Recente 
 
 
r Método do Carbono 14 (C14): É um Isótopo Radioativo raro que ocorre naturalmente na atmosfera 
em plantas e animais. 
É criado na atmosfera (16 Km acima da superfície terrestre), como um co-produto de 
bombardeamento de raios cósmicos. Na reação, um átomo de Nitrogênio 14 absorve um nêutron, 
emite um próton e se transforma em Carbono 14, que é rapidamente incorporado ao dióxido de 
carbono sendo assimilado no ciclo do carbono. 
- A meia vida é de 5.730 anos 
- Data somente até 30.000 anos 
- Tem sido utilizada na datação do recuo das últimas capas de gelo continental mudança na 
circulação ocêanica, elevação pós-glacial do mar, ascensão da civilização humana, madeira, turfa, 
carvão, ossos, folhas, manuscritos, roupagem de múmia e sambaquis. 
 
r Tório 230: É utilizado na datação de sedimentos marinhos profundos até várias centenas de 
milhares de anos de idade. 
 
r Tório 230 / Protactínio 231: É utilizado na datação de sedimentos marinhos profundos. Data até 
150.000 anos. 
 
6- Calor no Interior do Planeta 
 
A temperatura do interior do planeta aumenta com a profundidade, de 10 a 30 metros é influenciada pela 
média anual da superfície terrestre. 
 
 
6.1- Grau Geotérmico 
 
a - Definição: É o número de metros necessários descer em profundidade, para que ocorra o 
aumento de 1ºC. O valor normal é de 30 metros. 
 
b - Cálculo do grau geotérmico: A mina de Morro Velho, com aproximadamente 2500 metros de 
profundidade, possui uma temperatura de 64 ºC (desconsiderando a refrigeração artificial da mina). A 
temperatura média anual da superfície é de 18 ºC. Qual o grau geotérmico da mina? 
 
 
 Superfície T = 18 ºC 
 
 64 ºC - 18 ºC = 46 ºC 
 2500 m ÷ 46 ºC = 
 
 64 ºC 
 2500 m 
 
Resposta: A cada 54,3 m a temperatura aumenta 1 ºC. 
 
6.2- Considerações Gerais 
 
a- Em regiões afetadas por vulcanismo recente, devido à maior proximidade com o magma, o grau 
geotérmico é menor, uma vez que não haverá muita diferença entre as temperaturas. 
b- Em áreas estáveis, tectonicamente inativas, o grau geotérmico é maior. 
 Ex.: Regiões com rochas antigas (Complexo Brasileiro) 
 
c- A superfície terrestre tem uma perda anual de calor de ± 75 cal / cm2, que é obtido pelo grau 
geotérmico e pela condutibilidade térmica das rochas. 
 
d- A terra já estaria completamente consolidada e fria, se à reserva térmica inicial não fosse sempre 
adicionado o calor proveniente de outras fontes, como por exemplo, a desintegração radioativa, com 
 54,3 m / 
ºC 
 
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base no teor de elementos radioativos das rochas (Urânio, Tório e Potássio), assim existe uma 
compensação da perda térmica. 
 
 
VI - NOÇÕES DE MOVIMENTOS TECTÔNICOS 
 
1 – Introdução 
 
As forças exógenas, que atuam diretamente sobre a crosta terrestre, de um modo geral, tendem a destruir a 
superfície dos continentes, transportando os detritos que vão lenta e continuamente preenchendo as 
depressões marinhas e continentais. Por este processo, realizado desde os primórdios da Terra, a tendência 
seria de um aplanamento de toda a superfície do globo terrestre. Porém o que se observa é exatamente o 
contrário, como a presença de, por exemplo, grandes cadeias de montanhas. 
A explicação para tal fato, é que as forças endógenas, isto é, do interior da Terra, agem em sentido contrário 
da erosão, impulsionando rumo à superfície, rochas novas e tensões que irão mudar a configuração dos mares 
e continentes. A dinâmica interna é estudada sob dois aspectos, o magmático e o tectônico. 
O tectônico, estuda as conseqüências dos diversos tipos de esforços internos que se traduzem em várias 
feições reconhecíveis nas rochas hoje expostas à superfície e que constituem a crosta terrestre. 
Admite-se que o globo terrestre seja constituído de camadas concêntricas, de constituição química e física 
diferente. 
A crosta terrestre é dividida em duas grandes porções: a crosta superior, também chamada de crosta 
continental, é formada de rochas de composição granítica, caracterizada pelos elementos Si e Al, por isto 
chamada Sial; a crosta inferior também chamada de crosta oceânica, possui uma composição basáltica, com 
predomínio dos elementos Si e Mg, chamada por isto de Sima. As espessuras destas são, respectivamente, de 
30 – 50 Km e 6 Km. 
Não existe o Sial nos oceanos, salvo a poucas distâncias dos blocos continentais, pois as ilhas oceânicas são 
de natureza basáltica. 
A crosta é a sede dos fenômenos geológicos relacionados à dinâmica interna, como movimentos tectônicos, 
sísmicos, magmáticos e metamórficos. 
A zona inferior da crosta passa para outra camada denominada manto, dividida em três porções: externa, 
média e interna (ou superior, média e inferior). A crosta mais o manto superior irão compor a litosfera 
(placas rígidas de espessura variável entre 50 e 200 Km). A região inferior da placa, de menor rigidez, 
denomina-se astenosfera. (Figura 6) 
 
2- Isostasia 
 
Dá-se o nome de isostasia, ao equilíbrio dos blocos continentais (SIAL) e oceânicos (SIMA) que flutuam 
num substrato mais denso, astenosfera, obedecendo ao princípio de Arquimedes. O plano de ajustamento dá-
se à cerca de 50 Km de profundidade. 
 
3- Epirogênese – Eustasia 
 
 
Caracteriza-se por movimentos no sentido vertical de vastas áreas continentais, sem perturbar localmente a 
disposição e a estrutura geológica das formações que compõem os blocos afetados por estes movimentos. 
Em geral, na epirogênese pode-se observar, simultaneamente, o levantamento de certas partes dos continentes 
acompanhados de abaixamentos de outras partes, porém sempre à custa de movimentação vertical. 
Na realidade, a definição original de epirogênese tem sido aos poucos modificada, pois nas elevações 
continentais, estruturas do tipo arqueamentos e rupturas são verificadas, principalmente no passado 
geológico. 
Apesar da grande lentidão dos movimentos epirogenéticos, estes podem ser observados em muitos lugares do 
globo. Nesta observação é importante assumir o nível do mar como sendo fixo e invariável (nível de base). 
O fenômeno de levantamento ou rebaixamento do nível marinho chama-se eustasia. A retenção de água sob 
forma de extensas geleiras continentais resulta, evidentemente, num abaixamento no nível do mar. Por outro 
lado, a libertação da água pelo degelo a partir das geleiras produz uma sensível alteração do nível do mar. 
Assim quando ocorre a glaciação o nível do mar baixo e se afasta do continente (regressão marinha), já no 
desgelo, o nível do mar se eleva e avança sobre o continente (transgressão marinha). 
O movimento epirogenético é consideradopositivo quando o bloco continental se levanta, determinando o 
recuo do mar. Inversamente, o movimento epirogenético é tido como negativo, quando se verifica o 
 
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movimento contrário, ou seja, quando o continente se abaixa, o que ocasiona o avanço do mar, que transgride 
por sobre o continente. 
As melhores provas de movimentos epirogenéticos atuais consistem em medidas geodésicas que mostram a 
existência de mudanças altimétricas. 
 
Ex.: Naturalmente, é ainda muito pequeno o lapso de tempo decorrido desde as primeiras observações 
até os dias de hoje. Por exemplo, na Holanda (Países Baixos) verifica-se um abaixamento de 30 cm por 
século, em Estocolmo há um levantamento de 19 cm a cada 50 anos, na Escandinávia a linha de praia 
tem regredido continuamente (1 metro por século). 
 
As causas para se tentar explicar a epirogênese têm sido variadas: isostasia, rotação da terra, diferentes tipos 
de relações químicas na base da crosta, erosão e deposição de sedimentos e tectonismo. 
 
4- Perturbações das Rochas (Estruturas) 
 
 
Uma vez formada uma rocha, qualquer que seja, com as suas características de textura e estrutura próprias do 
ambiente em que se formou, podem ocorrer mudanças nas condições iniciais. Estas mudanças vão imprimir 
novos caracteres que poderão mascarar ou mesmo destruir os preexistentes. Trataremos das estruturas 
perturbadoras, cuja origem está vinculada a movimentos tectônicos. Estes, por sua vez, são os deslocamentos 
de massas rochosas impostos por forças originadas no interior da terra. 
O termo estrutura é utilizado para se referir ao arranjo espacial dos constituintes de um todo. Na Geologia, o 
todo é a Terra e os constituintes podem ser os átomos, íons, os minerais, as rochas, um conjunto de rochas ou 
camadas da Terra, de modo que podem ser reconhecidas estruturas da escala atômica até a global. 
Toda estrutura está sujeita a mudanças, passando de um estado inicial para um final. Esta passagem constitui 
a que se chama de deformação. Os fatores que influem na deformação e comportamento dos materiais 
naturais são: homogeneidade / heterogeneidade, isotropia/ anisotropia, descontinuidade / presença de fluidos, 
temperatura, pressão e tempo de atuação dos esforços. 
Genericamente, o comportamento das rochas perante aos esforços pode ser classificado com rúptil, elástico, 
friável ou quebradiço, quando prevalecem processos de fragmentação; dúctil ou plástico, quando 
prevalecer o fluxo plástico. 
Exemplos do primeiro tipo são as inclinações (basculamentos), diaclases ou juntas e as falhas. 
As diaclases são trincas ou planos que tendem a separar em duas partes (ou até mais) um bloco de rocha 
primitivamente único, ao longo do qual não se deu nenhum deslocamento das partes separadas. Já as falhas 
são fraturas nas quais ocorre um deslocamento perceptível das partes, o que se dá ao longo do plano de 
fratura. A amplitude deste deslocamento pode ser de milímetro até muitas centenas de metros. 
As dobras, por sua vez são os melhores exemplos de deformação plástica (feições dúcteis). Normalmente, 
afetam as rochas que oferecem pouca resistência aos esforços aplicados. A ação mecânica deve atuar lenta e 
demoradamente, pois, caso contrário dar-se-ia a ruptura ao invés da torção. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7: Falhas em depósitos quaternários em direção aos Vales Nevados – Próximo a Santiago (Chile). 
 
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 Figura 8: Dobras em depósitos sedimentares associadas a Falhas – Santa Figura 9: Dobras na Formação Itararé – São 
 Joana (Chile). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 10: Dobras em depósitos Jurássicos – Bajada Del Agrio (AR) Figura 11: Dobras em depostos Jurássicos – Chos Malal 
– (AR). 
 
 
5- Orogênese 
 
A orogênese é um movimento que se caracteriza sobretudo por resultar em formação de montanhas. Os 
movimentos orogenéticos são relativamente mais rápidos que os epirogenéticos e, quando se manifestam, 
geralmente deformam as camadas de rochas, na forma de grandes falhamentos e/ou dobramentos. 
Outros fatores, tais como vulcanismo e erosão também podem proporcionar o aparecimento de montanhas. 
 
 
VII - TECTÔNICA DE PLACAS E DERIVA CONTINENTAL 
 
 
1 – Deriva Continental 
 
 
 Ao longo do Tempo Geológico, os continentes foram se formando, juntando e novamente se 
fragmentando (ciclo de Wilson). 
 As primeiras áreas continentais originaram o continente UR, durante o período Arqueano. No período 
Proterozóico inferior formaram-se algumas áreas continentais denominadas de Ártica, Báltica e Atlântica. 
 No período Proterozóico médio uniram-se a Ártica e a Báltica formando o continente Nena que por sua 
vez, no Proterozóico superior, se uniu à Atlântica e ao UR formando o supercontinente Rodínia. 
 
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 Ainda neste período o Rodínia se fragmentou em três continentes: E - Gondwana, W - 
Gondwana (Atlântica e outras placas da África) e Laurásia (Kazakistão, N - China, S - China e outras 
placas que formavam a Ásia). 
No Início do Paleozóico, período Cambriano, uniram-se E - Gondwana e W - Gondwana formando o 
continente Gondwana. 
 No período Carbonífero os continentes Gondwana e Laurásia uniram-se e formaram o segundo 
Supercontinente, o Pangea, rodeado pelo mar Pantalassa. 
 No final do período Permiano, este Supercontinente iniciou nova fragmentação que se concretizou no 
período Triássico, resultando novamente em dois continentes: o Gondwana e a Laurásia e entre eles o mar 
de Thethys. Ainda neste período o Gondwana se dividiu em 4 continentes, África-América do Sul, 
Austrália-Antártida, Índia e Madagascar. 
 Durante o período Jurássico o continente Laurásia se dividiu e originou dois outros continentes: 
América do Norte e Eurásia (Europa e Ásia), e entre estes se instalou o Atlântico Norte. No final deste 
período a América do Sul e a África começaram a se fragmentar e separam-se definitivamente no período 
Cretáceo. 
 No período Terciário separou-se a Antártida da Austrália, a Índia chocou-se com a Ásia, formando a 
Cordilheira do Himalaia e a América do Sul ligou-se à América do Norte pelo Istmo do Panamá.(fig. 10) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 12: Esquema da Deriva Continental 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 13: Deriva continental desde o Permiano até os dias atuais. 
 
2- Concepções Iniciais 
 
a -Francis Bacon (Filósofo inglês), século XVII, formulou a hipótese de que, os continentes com seus 
contornos, se encaixavam como peças de um quebra-cabeça e estariam se afastando uns dos outros. 
 
b -Alfred Wegener (Meteorologista alemão), formulou a hipótese de que toda a superfície da Terra já 
constituíra um só supercontinente PANGEA, que se rompeu, formado a configuração atual dos 
continentes. 
 
c - P. M. S. Blackett ; E. Bullard ; B. Hospero & S. K. Runcorn, demonstraram que as diferentes direções 
de magnetização das rochas antigas, poderiam-se reunir em um modelo estável, supondo-se que os 
continentester-se-iam movido em relação aos polos magnéticos. 
 
d - R. S, Dietz denominou “expansão dos pisos oceânicos” à movimentação dos continentes. 
 
e - R. Ewing & B. C. Heazen, sugeriram que um sistema de cordilheiras centro-oceânicas se estendiam 
através de todos os oceânos do mundo. 
 
f - P. M. Hurley, determinou a idade de muitas rochas Pré-Cambrianas na África e na América do Sul, 
notando semelhança ao longo das costas destes continentes. 
 
 
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g - E. Suess, notou também uma correspondência íntima entre as formações geológicas das terras do 
Hemisfério Sul, que os uniu dentro de um único continente que denominou de Gondwana, e para o 
Hemisfério Norte Laurásia. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 14: Limites das placas tectônicas 
 
 
VIII - A TECTÔNICA DE PLACAS 
 
1- Conceitos 
 
A litosfera (crosta mais manto superior) é constituída por fragmentos rígidos denominados placas. Existem 
placas formadas somente por oceanos, outras somente por continentes, e outras ainda continente-oceano. 
 
 
r Prováveis Placas 
 
Africana, Norte-Americana, Euro-asiática, Indo-Australiana, Pacífico, Antártida, Caribe, Cocos, Nazca, 
Filipinas, Juan de Fuca, Arábica, Scotia, Carolina e Bismarck. 
A espessura das placas é de aproximadamente 100 m. 
 
 
2- Localização 
 
As placas, movem-se sobre a Astenosfera, de naturezas menos rígidas, formadas por materiais plásticos, que 
descansa sobre uma região de rígida consistência, a Mesosfera. 
 
 
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3- Mecanismo das Placas 
 
O choque entre uma placa continental Margem Divergente “A” (América do Sul) e uma placa Oceânica 
Margem Convergente “B” (Oceano Pacífico), resultou numa destruição nas bordas de ambas as placas, e a 
reabsorção de materiais pesados, que constituem o piso oceânico, para a Astenosfera “C”. O local de 
reabsorção denomina-se Zona de Subdução “D”. 
O resultado do choque é a formação de uma bacia profunda “E”, onde futuramente, devido ao material 
erodido no continente que é depositado nesta bacia, atividades plutônicas, vulcânicas e sísmicas com 
dobramentos e falhamentos ocorre a formação de montanhas, ex.: Andes. 
Na Zona de Benioff “F”, o piso oceânico mergulha na Astenosfera sendo reincorporado ao material 
magmático e provocando a saída de material magmático pelas Fossas Tectônicas “G”, originando as 
Cadeias Mesoceânicas “H”. Parte desse material é expelido e o restante, devido a um resfriamento rápido, se 
acumula na própria fossa tectônica. Como freqüentemente há a necessidade de saída de material magmático, 
este pressiona as paredes da fossa provocando uma força expansiva e conseqüentemente o afastamento das 
placas ao longo das Cadeias Mesoceânicas. 
O movimento do material magmático é caracterizado por diferenças de temperatura e pressão entre a 
Mesosfera, que é mais quente e tem uma pressão maior em relação a Astenosfera, originando assim 
movimentos de convecção da Mesosfera (mais quente) para a Astenosfera (menos quente) Correntes de 
Convecção “I”. Tal convecção é auxiliada pelo movimento de rotação terrestre e colabora com o movimento 
de afastamento, empurrando as placas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 15 – Mecanismo das placas tectônicas (Modificado de WYLLIE , 1976). 
 
 
4- Cadeias Mesoceânicas ou Médio Dorsais 
São alinhamentos de relevos submarinos desdobrados como se fossem cordilheiras submersas. 
A primeira dorsal descoberta foi a Dorsal Meso-Atlântica, que se estende desde a Islândia até ao Sul do 
Oceano Atlântico, dividindo-o em duas metades simétricas. 
Esta dorsal prolonga-se pelo sul da África e junta-se à dorsal índica, que está estritamente relacionada com o 
sistema de fossas tectônicas (Rifts Valleys) da África oriental, que são Zonas de Expansão da crosta 
terrestre. A dorsal do Oceano Índico prossegue pelo sul da Austrália e liga-se à dorsal do Oceano Pacífico. 
Uma dorsal típica, é formada por dois alinhamentos montanhosos de várias centenas de quilômetros de 
largura, separados por uma fossa tectônica denominada de Rift Médio-Oceânico, longitudinalmente as 
dorsais são formadas por segmentos retilíneos, deslocados uns em relação aos outros e separados por falhas 
 
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de transformação (de direção perpendicular à dorsal), provocando o deslocamento dos blocos que delimita. 
É a causa principal dos numerosos movimentos sísmicos, cujos focos se localizam nas dorsais. 
As falhas de transformação lembram as falhas-transcorrentes, são semelhantes apenas no movimento 
horizontal. 
As dorsais oceânicas emergem em diversos pontos e dão lugar a arquipélagos e ilhas de natureza vulcânica, 
por exemplo, a dorsal do Atlântico é suporte de vários arquipélagos como a Islândia e Açores. 
O estudo das características magnéticas e paleomagnética das rochas de zonas próximas às cadeias 
mesoceânicas, permitiu descobrir importantes anomalias magnéticas de difícil explicação. O magnetismo das 
rochas, conforme perfis submarinos, perpendiculares ao eixo de uma dorsal, detecta anomalias magnéticas 
caracterizadas por uma alternância em seu sinal. Estas, anomalias magnéticas são confirmadas por estudos 
paleomagnéticos, sugerindo no decorrer das idades geológicas, inversões freqüentes de polaridade no campo 
magnético do planeta. É o que se denomina de “padrão zebrado de anomalias magnéticas”. 
As dorsais oceânicas são zonas de ascensão de materiais do manto que se derrama de ambos os lados das 
mesmas e dão lugar à crosta oceânica. Devido a este processo, os oceanos alargam-se e os continentes 
separam-se paulatinamente de ambos os lados das dorsais. 
 
5- Correntes de Convecção 
Os movimentos verticais e horizontais da litosfera são originados por correntes e deslocamentos de massas, 
que se substituem mutuamente nas profundidades situadas abaixo da crosta terrestre. O ciclo das correntes de 
convecção, inicia-se nas profundezas do manto, em regiões irregularmente aquecidas em relação às partes 
circunvizinhas. 
Estabelece-se um desequilíbrio físico entre a parte profunda mais aquecida, com a parte superior menos 
aquecida, e assim, as massas quentes tendem a subir para a zona externa. Quando o calor transportado pelas 
massas atinge a parte superior, graças ao transporte de convecção, verifica-se o movimento da circulação no 
sentido horizontal, formando assim as correntes laterais junto à base dos blocos flutuantes do Sial. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 16: Esquema do funcionamento das correntes de convexão. 
 
 
6- Fatos que Comprovam A Teoria 
 
a- Encontra-se uma seqüência similar das camadas de idades Triássica na África, América do Sul, Índia e 
 outros continentes do Hemisfério Sul; sustentando a idéia de que o Hemisfério Sul era um só 
continente: O Gondwana. 
 
b- Somente na África e na América do Sul, ocorre um réptil do Permiano, “Mesosaurus”, que vivia em lagos 
 de influência marinha. 
 
c - Homologia Geográfica: comparação dos contornos dos continentes. 
 
 
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d - Fisiografia dos fundos oceânicos, as rochas mais velhas das cadeias mesoceânicas estão muito afastadas 
da fossa tectônica, enquanto que as mais jovens encontram-se mais próximas.e - As cadeias mesoceânicas acompanham as sinuosidades dos continentes. 
 
f - A datação de rochas na costa da África e América do Sul, indicam a mesma idade. 
 
g -Comparação das margens Leste (E) do Brasil com a Oeste (W) da África, incluindo tipos de rochas, 
fósseis, paleoclima, paleomagnetismo, glaciações e desertos. 
 
h - Associação da Assembléia Paleobiogeográfica do continente do Gondwana. 
 
7- Conseqüências do Deslocamento das Placas 
 
a - Expansão dos pisos oceânicos. 
 
b - Separação e/ou aproximação dos continentes.