Dinâmica do Manto e Deformação Continental

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Dinâmica	do	Manto	e	Deformação	Continental
Book	·	September	2008
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270
1	author:
Sérgio	P.	Neves
Federal	University	of	Pernambuco
40	PUBLICATIONS			934	CITATIONS			
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Available	from:	Sérgio	P.	Neves
Retrieved	on:	19	April	2016
Projeto Gráfico: 
Autor 
Montagem e Impressão: 
Editora Universitária 
Revisão ortográfica: 
Ângela Santos 
 
 
 
 
 
Imagem da cobertura: 
5-Minute Gridded Global Relief Data Collection (ETOPO5). 
Globo terrestre mostrando o relevo continental e a batimetria do assoalho oceânico. As feições 
fisiográficas mais marcantes são: o sistema de cadeias de montanhas Himalaia-Tibete (centro); o 
rifte proto-oceânico entre a África e a Arábia (Golfo de Aden e Mar Vermelho; esquerda); os 
traços de hotspots Reunião e Ninetyeast, no oceano Índico (abaixo); e os arcos de ilhas e fossas 
oceânicas relacionados com subducção das placas do Pacífico e das Filipinas (direita). Este 
material não é sujeito à proteção de direitos autorais e pode ser acessado através do site 
www.ngdc.noaa.gov 
ii 
 
 
 
 
Dedicado à 
Jandira e Olga 
iii 
 
Sumário 
 
 
Prefácio .........................................................................................................................................ix 
 
1. Petrologia e Geoquímica: Revisão de Alguns Conceitos 
1.1. Introdução ...........................................................................................................................................1 
1.2. Elementos maiores e traço ..................................................................................................................1 
1.3. Fusão parcial, compatibilidade e incompatibilidade ..........................................................................1 
1.4. Empobrecimento e enriquecimento; fertilidade e infertilidade ..........................................................2 
1.5. Minerais e rochas ................................................................................................................................3 
1.6. Classificação de rochas ígneas e séries magmáticas ..........................................................................3 
1.7. Rochas e fácies metamórficas ............................................................................................................4 
Referências selecionadas ...........................................................................................................................5 
 
2. Geocronologia 
2.1. Introdução ...........................................................................................................................................7 
2.2. Conceitos básicos ...............................................................................................................................7 
2.3. Método Rb-Sr .....................................................................................................................................8 
2.4. Método Sm-Nd ...................................................................................................................................9 
2.5. Método U-Pb .................................................................................................................................... 11 
2.5.1. Generalidades ............................................................................................................................ 11 
2.5.2. Curva concórdia ........................................................................................................................ 11 
2.5.3. Métodos ..................................................................................................................................... 12 
2.5.4. Aplicações ................................................................................................................................. 13 
2.6. Termocronologia .............................................................................................................................. 14 
2.6.1. Método 40Ar – 39Ar .................................................................................................................... 14 
2.6.2. Datação por traços de fissão ...................................................................................................... 15 
2.6.3. Aplicações ................................................................................................................................. 15 
2.7. A escala do tempo geológico ............................................................................................................ 15 
Referências Selecionadas ........................................................................................................................ 16 
 
3. Estrutura e Composição do Interior da Terra 
3.1. Introdução ......................................................................................................................................... 17 
3.2. Ondas sísmicas ................................................................................................................................. 17 
3.3 Características sísmicas das camadas da Terra ................................................................................. 18 
3.4. Composição da crosta ....................................................................................................................... 20 
3.4.1. Crosta continental ...................................................................................................................... 20 
iv 
 
3.4.2. Crosta oceânica .......................................................................................................................... 21 
3.5. Tipos e províncias crustais ............................................................................................................... 21 
3.5.1. Tipos crustais ............................................................................................................................. 21 
3.5.2. Províncias crustais ..................................................................................................................... 23 
3.6. Composição do manto ...................................................................................................................... 24 
3.6.1. Manto superior .......................................................................................................................... 25 
3.6.2. Zona de baixa velocidade .......................................................................................................... 25 
3.6.3. Zona de transição e manto inferior ............................................................................................ 26 
3.6.4. Camada D’’ ............................................................................................................................... 27 
3.7. Composição do núcleo ..................................................................................................................... 27 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 28 
 
4. Convecção Mantélica e Tectônica de Placas 
4.1. Introdução ......................................................................................................................................... 31 
4.2. Características térmicas e mecânicas da litosfera ............................................................................. 31 
4.3. Tectônica de Placas .......................................................................................................................... 32 
4.4. Evidências indicando atuação da tectônica de placas .......................................................................34 
4.4.1. Distribuição de hipocentros de terremotos ................................................................................ 35 
4.4.2. Terremotos e mecanismos focais............................................................................................... 36 
4.4.3. Tomografia sísmica ................................................................................................................... 37 
4.4.4. Reversões do campo magnético e faixas de anomalias magnéticas no assoalho oceânico ....... 40 
4.4.5. Idades do assoalho oceânico ...................................................................................................... 44 
4.4.6. Paleomagnetismo ....................................................................................................................... 44 
4.4.7. Sedimentos oceânicos, fluxo térmico e batimetria do assoalho oceânico ................................. 45 
4.4.8. Movimento de placas no presente ............................................................................................. 46 
4.5. Descrevendo o movimento das placas tectônicas ............................................................................. 46 
4.6. Forças responsáveis pela tectônica de placas ................................................................................... 48 
4.7. Simulações numéricas ...................................................................................................................... 49 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 50 
 
5. Convecção Mantélica, Plumas e Hotspots 
5.1. Introdução ......................................................................................................................................... 53 
5.2. Evidências indicando a existência de plumas ................................................................................... 54 
5.2.1. Tomografia sísmica ................................................................................................................... 54 
5.2.2. Anisotropia sísmica ................................................................................................................... 55 
5.2.3. Superdomos e anomalias do geóide .......................................................................................... 55 
5.2.4. Argumentos petrológicos .......................................................................................................... 56 
5.2.5. Argumentos geoquímicos .......................................................................................................... 58 
5.2.6. Argumentos isotópicos .............................................................................................................. 58 
v 
 
5.3. Hotspots sem relação com plumas ................................................................................................... 59 
5.4. Traços de hotspots e velocidades absolutas de placas ...................................................................... 60 
5.5. Plumas e tectônica de placas ............................................................................................................ 60 
5.6. Uma visão global da dinâmica e evolução do manto ....................................................................... 62 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 63 
 
6. Ambientes Tectônicos: Estrutura e Associações Petrotectônicas 
Características 
6.1. Introdução ......................................................................................................................................... 65 
6.2. Riftes continentais ............................................................................................................................ 65 
6.2.1. Características gerais e mecanismos de formação ..................................................................... 65 
6.2.2. Controles na formação e evolução de riftes continentais .......................................................... 67 
6.2.3. Associações petrotectônicas ...................................................................................................... 68 
6.3. Margens passivas e assoalho oceânico ............................................................................................. 68 
6.4. Dorsais oceânicas ............................................................................................................................. 69 
6.4.1. Classificação e morfologia ........................................................................................................ 69 
6.4.2. Magmatismo .............................................................................................................................. 70 
6.4.3. Petrologia e geoquímica ............................................................................................................ 71 
6.4.4. Hidrotermalismo e metamorfismo ............................................................................................. 72 
6.5. Margens ativas e arcos de ilhas ........................................................................................................ 73 
6.5.1. Características gerais ................................................................................................................. 73 
6.5.2. Início do processo de subducção ............................................................................................... 74 
6.5.3. Vulcanismo ................................................................................................................................ 75 
6.5.4. Petrologia e geoquímica ............................................................................................................ 76 
6.5.5. Deformação e metamorfismo .................................................................................................... 77 
6.5.6. Associações petrotectônicas em arcos: síntese .......................................................................... 78 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 78 
 
7. Orogênese 
7.1. Introdução ......................................................................................................................................... 81 
7.2. Tipos de orógenos ............................................................................................................................ 82 
7.3. Ofiolitos ............................................................................................................................................ 83 
7.4. Orógenos relacionados a zonas de subducção .................................................................................. 84 
7.4.1. Orógenos acrescionários ............................................................................................................ 84 
7.4.2. Orógenos do tipo Andino .......................................................................................................... 85 
7.4.3. Orógenos do tipo Laramide ....................................................................................................... 85 
7.4.4. Orógenos extensionais-contracionais ........................................................................................ 86 
7.4.5. Convergência oblíqua e transpressão ........................................................................................ 86 
7.5. Orógenos colisionais ........................................................................................................................ 87 
vi 
 
7.5.1. Fatores que tornam complexo o fenômeno da colisão continental ............................................87 
7.5.2. Subducção continental, metamorfismo de pressão alta e ultra-alta e slab break-off ................. 88 
7.5.3. Domínios em um orógeno colisional maduro ........................................................................... 89 
7.5.4. Platôs orogênicos, fluxo canalizado e extrusão ......................................................................... 90 
7.5.5. Escape lateral ............................................................................................................................. 91 
7.6. Orógenos intracontinentais ............................................................................................................... 92 
7.7. Extensão sin- a pós-orogênica .......................................................................................................... 93 
7.7.1. Colapso orogênico ..................................................................................................................... 93 
7.7.2. Complexos de núcleo metamórfico ........................................................................................... 94 
7.7.3. Domos gnaissicos ...................................................................................................................... 95 
7.7.4. Vulcanismo ................................................................................................................................ 95 
7.8. Plutonismo sinorogênico .................................................................................................................. 96 
7.9. Metamorfismo regional .................................................................................................................... 97 
7.9.1. Tipos de metamorfismo e ambientes tectônicos ........................................................................ 97 
7.9.2. Trajetórias P-T-t ........................................................................................................................ 98 
7.10. Distinção entre os diferentes tipos de orógenos: síntese ................................................................ 98 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 99 
 
8. Origem e Diferenciação da Terra 
8.1. Introdução ....................................................................................................................................... 103 
8.2 Meteoritos e a formação do sistema Solar ....................................................................................... 103 
8.2.1. Tipos de meteoritos ................................................................................................................. 103 
8.2.2. Formação do Sistema Solar ..................................................................................................... 104 
8.3. Diferenciação primária da Terra ..................................................................................................... 105 
8.4. Formação do Sistema Terra-Lua .................................................................................................... 106 
8.5. Formação da atmosfera e hidrosfera ............................................................................................... 106 
8.5.1. Origem da atmosfera ............................................................................................................... 106 
8.5.2. Origem da hidrosfera ............................................................................................................... 108 
8.5.3. Atmosfera rica em oxigênio .................................................................................................... 108 
8.6. Formação e crescimento da crosta continental ............................................................................... 109 
8.6.1. A crosta e o manto primitivos ................................................................................................. 109 
8.6.2. Crescimento da crosta continental ........................................................................................... 111 
8.7. Os primeiros 700 Ma: síntese ......................................................................................................... 112 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 113 
 
9. O Arqueano: Geologia e Regimes Tectônicos 
9.1. Introdução ....................................................................................................................................... 115 
9.2. Distribuição dos terrenos arqueanos ............................................................................................... 116 
9.3. Geologia dos terrenos arqueanos .................................................................................................... 117 
vii 
 
9.3.1. Terrenos de alto grau ............................................................................................................... 117 
9.3.2. Terrenos granito-greenstone .................................................................................................... 118 
9.4. Regimes tectônicos arqueanos ........................................................................................................ 119 
9.4.1. Evolução térmica do manto ..................................................................................................... 119 
9.4.2. Tectônica de placas no Arqueano? .......................................................................................... 119 
9.4.3. Ausência de tectônica de placas no Arqueano? ....................................................................... 120 
9.4.4. Regimes mistos, avalanches no manto, crescimento continental episódico ............................ 121 
9.5. TTGs e greenstone belts: ambientes tectônicos .............................................................................. 122 
9.5.1. TTGs ........................................................................................................................................ 122 
9.5.2. Greenstones ............................................................................................................................. 122 
9.5.3. Associações TTG/greenstone .................................................................................................. 123 
9.6. Cratonização ................................................................................................................................... 123 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 124 
 
10. Cinturões Orogênicos Proterozóicos, Supercontinentes e Superplumas 
10.1. Introdução ..................................................................................................................................... 127 
10.2. A transição Arqueano-Proterozóico e os primeiros continentes .................................................. 127 
10.3. Distribuição e geologia de províncias orogênicas proterozóicas .................................................. 128 
10.4. Eventos orogênicos proterozóicos ................................................................................................ 129 
10.4.1. Paleoproterozóico .................................................................................................................. 130 
10.4.2. Mesoproterozóico .................................................................................................................. 132 
10.4.3. Neoproterozóico .................................................................................................................... 132 
10.5. Reconstituições paleogeográficas .................................................................................................133 
10.6. Magmatismo anorogênico ............................................................................................................ 135 
10.7. Superplumas e supercontinentes................................................................................................... 136 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 137 
 
11. Cinturões Orogênicos Fanerozóicos e o Supercontinente Pangéia 
11.1. Introdução ..................................................................................................................................... 139 
11.2. Reconstruções paleogeográficas para o Paleozóico ..................................................................... 139 
11.3. Cinturões orogênicos paleozóicos ................................................................................................ 141 
11.3.1. Orógenos colisionais ............................................................................................................. 141 
11.3.2. Orógenos relacionados a zonas de subducção ....................................................................... 143 
11.3.3. Orógenos intracontinentais .................................................................................................... 143 
11.4. Reconstruções paleogeográficas para o Meso-Cenozóico ............................................................ 144 
11.5. Cinturões orogênicos mesozóicos ................................................................................................ 144 
11.5.1. Orógenos colisionais ............................................................................................................. 144 
11.5.2. Orógenos relacionados a zonas de subducção ....................................................................... 144 
11.5.3. Orógenos intracontinentais .................................................................................................... 147 
viii 
 
11.6. Cinturões orogênicos cenozóicos ................................................................................................. 147 
11.6.1. Orógenos colisionais ............................................................................................................. 147 
11.6.2. Orógenos relacionados a zonas de subducção ....................................................................... 150 
11.6.3. Orógenos intracontinentais .................................................................................................... 152 
11.7. O futuro ........................................................................................................................................ 152 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 153 
 
Fontes das Figuras .................................................................................................................................... 157 
Índice remissivo ..........................................................................................................................163 
 
ix 
 
Prefácio 
 
 
O rápido esgotamento da primeira edição deste livro tornou patente o anseio da 
comunidade geológica pela publicação de textos didáticos de Geologia. Embora a 
estruturação geral da edição original tenha sido mantida, de certa forma este é outro 
livro: o texto foi totalmente reescrito, a maioria das figuras substituída ou redesenhada e 
outras figuras e tabelas adicionadas. Como é inevitável, isto resultou em um volume 
com um número maior de páginas que o original. De qualquer maneira, acredita-se que 
os assuntos abordados possam ser cobertos numa disciplina normal de graduação com 
45 ou 60 horas de aula. O livro foi escrito tendo em mente o estudante de graduação, 
embora possa servir como introdução para cursos mais avançados. Para tornar a leitura 
o mais simples possível, optou-se pela não citação de referências bibliográficas no texto, 
como é usual em livros mais avançados ou artigos em periódicos científicos. Ao invés 
disto, ao final de cada capítulo, uma série de artigos ou livros é listada. As referências 
selecionadas obedeceram a dois critérios: (1) livros, capítulos de livros ou artigos de 
revisão foram escolhidos para proporcionar uma visão mais abrangente dos tópicos 
tratados no capítulo e/ou fornecerem um histórico da evolução das idéias que levaram 
ao desenvolvimento dos modelos mais aceitos atualmente; (2) artigos recentes (a 
maioria publicados nos últimos dez anos) foram selecionados para ilustrar o estado da 
arte de um tema particular. A partir dessas fontes, o estudante poderá complementar ou 
avançar no estudo de tópicos específicos. 
O livro tem como objetivo apresentar, de maneira sucinta, as idéias atuais sobre a 
dinâmica interna da Terra, correlacionando a formação de cinturões orogênicos com o 
mecanismo mais geral de convecção mantélica, do qual o movimento relativo das placas 
tectônicas é apenas a expressão superficial. Ele está dividido em onze capítulos. Os dois 
primeiros apresentam uma revisão breve de alguns conceitos de Geoquímica e 
Petrologia (Capítulo 1) e dos principais métodos de datação geocronológicos (Capítulo 
2), conhecimento prévio requerido para a compreensão dos capítulos subseqüentes. As 
informações contidas nos capítulos 3 a 5 refletem o conhecimento atual sobre a 
estrutura (Capítulo 3) e a dinâmica da Terra, enfocando a tectônica de placas (Capítulo 
4) e a formação de plumas mantélicas (Capítulo 5) no contexto da atuação de convecção 
no manto. Os dois capítulos seguintes são devotados à dinâmica da litosfera. O Capítulo 
6 descreve as principais características dos diferentes ambientes relacionados com a 
tectônica de placas e o Capítulo 7 é dedicado à descrição e discussão dos processos que 
levam à formação de cadeias de montanhas orogênicas. 
A formação da Terra, sua diferenciação primária em manto e núcleo, a origem da 
hidrosfera e da atmosfera, e o debate sobre a existência ou não de continentes no 
período pré-Arqueano constituem o objeto do Capítulo 8. Os capítulos finais são 
dedicados à evolução dos continentes no decorrer do tempo. No Capítulo 8, são 
descritas as principais características geológicas dos terrenos arqueanos. Com base 
nestes dados e em modelos teóricos e numéricos, são discutidos os possíveis regimes 
tectônicos vigentes no Arqueano e a questão da formação e preservação da crosta 
continental. O Capítulo 10 começa apresentando os principais fatores que diferenciam o 
Arqueano do Proterozóico e prossegue com a descrição dos principais eventos 
orogênicos proterozóicos. No final do capítulo, são discutidas a existência de 
supercontinentes proterozóicos, suas possíveis configurações e as causas do 
magmatismo anorogênico que caracteriza o Mesoproterozóico. O leitor deve ter em 
mente, ao ler os capítulos 8-10, a ausência de registro geológico para os primeiros 500 
x 
 
milhões de anos da Terra e as incertezas quanto à interpretação de eventos 
precambrianos. Estes fatores fazem com que modelos para a evolução dos continentes 
ou de orógenos individuais contenham uma boa dose de especulação. Assim, modelos 
consensuais ou quase consensuais no presente podem vir a ser descartados no futuro. 
Finalmente, o Capítulo 11 apresenta e discute, com base em reconstituições 
paleogeográficas, os eventos orogênicos paleozóicos que resultaram na formação do 
supercontinente Pangéia, a fragmentação do supercontinente e a formação de cinturões 
orogênicos meso/cenozóicos. 
 
O autor é grato aos colegas Gorki Mariano, José Maurício Rangel da Silva, Otaciel de 
Oliveira Melo, Ignez de Pinho Guimarães, Adejardo Francisco da Silva Filho e 
Hermanilton Azevedo Gomes por sugestões ao manuscrito original, pela leitura critica 
departes do texto atual e/ou pelo constante encorajamento. Agradecimentos são 
também devidos ao CNPq porque, ao rejeitar sistematicamente todos os projetos de 
pesquisa submetidos nos últimos dez anos, permitiu que parte do tempo e energia 
requerida para a execução dos mesmos fosse canalizada para esta obra. 
1. Petrologia e Geoquímica: Revisão de Alguns Conceitos 
 
 
 
1.1. Introdução 
 Os deslocamentos e deformações 
sofridos pela crosta e pela porção mais 
superior do manto terrestre, bem como 
fenômenos superficiais (vulcanismo, 
terremotos, formação de cadeias de 
montanhas, etc.), estão relacionados com 
processos que ocorrem em profundidade. Um 
conhecimento sobre a estrutura, o estado 
físico e a composição do interior da Terra é 
fundamental para a compreensão dos 
mecanismos responsáveis por esses 
processos. Para tanto, uma abordagem 
multidisciplinar se faz necessária, 
combinando-se as ferramentas das disciplinas 
clássicas da Geologia (Sedimentologia, 
Estratigrafia, Geologia Estrutural, Tectônica, 
Petrologia) com o uso de métodos geofísicos 
(particularmente sismológicos), geodésicos, 
geoquímicos e da física dos minerais. 
Igualmente importante é quantificar as 
diferentes escalas de tempo nas quais os 
processos geológicos ocorrem, o que é 
possível através dos diversos métodos 
geocronológicos atualmente disponíveis. 
Adicionalmente, modelos analógicos e 
simulações em computador (Geodinâmica) 
permitem a investigação dos processos 
dinâmicos em atuação no interior da Terra. 
Este capítulo introduz alguns termos e 
conceitos de Petrologia e Geoquímica que 
serão necessários para a compreensão dos 
capítulos subseqüentes. As técnicas de 
datação mais comuns são descritas no 
capítulo 2. Métodos geofísicos, modelos 
geodinâmicos e experimentos sob condições 
elevadas de pressão e temperatura são 
abordados nos capítulos 3, 4 e 5. 
 
1.2. Elementos maiores e traço 
 Elementos maiores são aqueles que 
constituem os principais minerais formadores 
de rochas. Os demais elementos (chamados 
de traço) têm de se ajustar à estrutura desses 
minerais ou formar minerais acessórios. 
Elementos maiores são medidos em 
percentagem enquanto os elementos-traço 
normalmente são expressos em partes por 
milhão (ppm). Os elementos maiores são O, 
Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na e K, embora este 
último seja um elemento traço no manto. 
Como o oxigênio é o elemento mais 
abundante na crosta e no manto, a 
composição química das rochas normalmente 
é expressa em forma de óxidos de elementos 
maiores (SiO2, Al2O3, FeO, MgO, etc.). Uma 
maneira usual de representar graficamente a 
composição química de um grupo de rochas é 
através dos diagramas de Harker, nos quais a 
porcentagem dos óxidos dos elementos 
maiores e a concentração dos elementos-
traço são projetadas versus o teor de sílica 
(Fig. 1.1). 
 
1.3. Fusão parcial, compatibilidade e 
incompatibilidade 
 Uma vez que a maioria dos minerais 
formadores de rocha são soluções sólidas, a 
fusão de uma rocha se dá em um intervalo de 
temperatura. Isto significa que rochas no 
interior da Terra sofrem apenas fusão parcial, 
já que a temperatura exigida para fusão total 
é muito elevada para ser atingida durante 
processos geológicos normais. A temperatura 
necessária para que uma rocha comece a 
sofrer fusão parcial depende da pressão. O 
solidus de uma rocha é a curva, em um 
diagrama pressão-temperatura, unindo todos 
os pontos que marcam o inicio da fusão 
parcial (Fig. 1.2). Da mesma maneira, outra 
curva (chamada de liquidus) marca o inicio 
da cristalização de um magma. 
Fusão parcial pode resultar de três 
mecanismos (Fig. 1.2): (a) diminuição de 
pressão (descompressão), (b) elevação de 
temperatura, e (c) rebaixamento do solidus (o 
que pode ser causado pela adição de fluidos). 
Processos geológicos que podem acarretar 
uma (ou mais de uma) dessas situações são 
discutidos no Capítulo 6. 
2 
 
 
Um elemento traço é incompatível se 
sua tendência é entrar na fase líquida durante 
eventos de fusão parcial, enquanto que os 
elementos compatíveis tendem a permanecer 
no resíduo da fusão. A partição de um 
elemento entre as fases sólida e líquida 
depende de seu grau de ajustamento à 
estrutura cristalina dos minerais, o que, em 
boa parte, é condicionado pelo raio e carga 
iônica do elemento. Elementos com raio 
iônico grande são incompatíveis. Eles são 
chamados de elementos litófilos de raio 
iônico grande (ou LILE, da sigla em inglês 
para large ion lithophile element). Estes 
incluem Cs, Rb, Th, U e os elementos terras 
raras leves. Elementos compatíveis que têm 
afinidade com o ferro são chamados 
siderófilos (p.ex., Ni, Co, Au). 
 
 
1.4. Empobrecimento e enriquecimento; 
fertilidade e infertilidade 
 Uma rocha é dita empobrecida 
quando apresenta uma pequena concentração 
de elementos incompatíveis. Isto pode ser 
devido à extração desses elementos durante 
processos de fusão parcial ou migração de 
uma fase fluida. Uma rocha enriquecida é 
obviamente o contrário. 
O empobrecimento ou 
enriquecimento é expresso relativamente a 
um padrão e representado em diagramas 
chamados aranhagramas (spiderdiagrams, 
em inglês). Nestes diagramas os elementos-
traço são colocados na abscissa em ordem 
decrescente de incompatibilidade (da 
esquerda para a direita) e suas concentrações 
normalizadas na ordenada (Fig. 1.3). Um 
caso particular é o dos elementos terras raras 
(Fig. 1.4). Padrões comumente utilizados são 
o condrito (um tipo de meteorito pétreo; ver 
Capítulo 8), o manto primitivo (manto 
superior+crosta continental; ver Capítulo 6) e 
basaltos oceânicos (N-MORB na figura 1.3; 
ver Capitulo 6). 
 
 
 
Figura 1.2. Solidus e liquidus. O solidus é a curva 
que marca o início da fusão parcial de uma rocha, 
enquanto o liquidus corresponde a uma fusão 
completa. No caso de um magma, o liquidus 
representa o início da cristalização e o solidus 
uma cristalização completa. Para que haja fusão 
parcial, uma rocha situada a uma determinada 
profundidade deve ser levada a uma profundidade 
menor, ter sua temperatura elevada, ou ter seu 
solidus rebaixado (linha tracejada). 
 
 
 
Figura 1.1. Diagramas de Harker para rochas 
graníticas (círculos) e dioríticas (quadrados) do 
batólito Caruaru-Arcoverde, Pernambuco. 
3 
 
 
 
A fertilidade de uma rocha é sua 
capacidade de produzir magmas por fusão 
parcial e depende dos elementos maiores. 
Uma rocha pode ser empobrecida e fértil ao 
mesmo tempo. Uma pequena percentagem de 
fusão parcial pode deixar um resíduo 
bastante empobrecido em elementos 
incompatíveis, mas esta rocha mantém sua 
capacidade de produzir magmas se for sujeita 
a uma temperatura suficientemente alta em 
um evento futuro. Por outro lado, rochas que 
passaram por episódios de fusão parcial 
elevadas podem ser posteriormente 
enriquecidas em elementos incompatíveis 
pela percolação de fluidos. Casos específicos 
onde estas situações podem ocorrer são 
discutidos no Capítulo 6. 
 
1.5. Minerais e rochas 
 Os principais minerais formadores de 
rocha são silicatos (olivina, piroxênios, 
anfibólios, feldspatos, quartzo). Minerais 
máficos ou ferromagnesianos são escuros. 
Eles são os principais constituintes das 
rochas máficas (gabros, anortositos, etc.) e 
ultramáficas (dunito, peridotito, etc.). Rochas 
félsicas (granitos, granodioritos, etc.), por 
outro lado, são formadas dominantemente 
por minerais claros (quartzo, feldspatos). 
 Rochas formadas próximas à 
superfície da Terra (sedimentares, vulcânicas 
e subvulcânicas) são chamadas de 
supracrustais. Este termo é empregado 
mesmo no caso de elas terem sido 
metamorfizadas. Rochas supracrutais 
compostas por argilas são chamadas de 
pelitos e por quartzo e/ou feldspatos de 
psamitos. Os termos metapelito e 
metapsamito são empregadospara os 
equivalentes metamórficos. Rochas 
paraderivadas e ortoderivadas são aquelas 
resultantes do metamorfismo de rochas 
sedimentares e ígneas, respectivamente 
(p.ex., paragnaisse, ortoanfibolito). 
 
1.6. Classificação de rochas ígneas e séries 
magmáticas 
 Rochas ígneas podem ser 
classificadas de acordo com sua mineralogia 
ou composição química. Esta última 
abordagem é particularmente útil no caso de 
rochas vulcânicas. Como todos os minerais 
formadores de rocha são silicatos (com raras 
exceções, como em carbonatitos) o principal 
componente destas rochas é SiO2. Assim, 
uma primeira classificação é baseada no teor 
de sílica. Rochas ácidas, intermediárias, 
básicas e ultrabásicas têm teores de SiO2, 
respectivamente: acima de 66%; entre 52% e 
66%; entre 45% e 52%; e abaixo de 45%. 
Exemplos de cada uma destas categorias são 
riolito, andesito, basalto e komatiito. 
Basaltos constituem o tipo de lava 
mais abundante na Terra e são subdivididos 
 
 
 
Figura 1.4. Padrão de elementos terras raras para 
dioritos do batólito Caruaru-Arcoverde, Estado de 
Pernambuco. 
 
 
 
Figura 1.3. Aranhagrama ilustrando a variação 
composicional de granitóides do batólito Caruaru-
Arcoverde, Estado de Pernambuco. 
4 
 
em quartzo toleítos, olivina toleítos e álcali-
olivina basaltos de acordo com seus minerais 
normativos. A composição normativa de uma 
rocha (ou norma CIPW, acrônimo formado 
pelas iniciais do sobrenome dos petrólogos 
que propuseram o procedimento de cálculo) é 
derivada a partir da composição química. Ela 
fornece os minerais que a rocha teria caso 
tivesse sido completamente cristalizada sob 
condições anidras. Quartzo toleítos, olivina 
toleítos e álcali-olivina basaltos têm como 
minerais normativos, respectivamente: 
quartzo+hiperstênio; olivina+hiperstênio; e 
nefelina. 
 Na maioria das rochas, o óxido mais 
abundante, depois de SiO2, é Al2O3. Uma 
classificação muito empregada, 
principalmente para rochas graníticas, utiliza 
as razões Al2O3/(Na2O+K2O+CaO), chamado 
índice de saturação em alumina, e 
Al2O3/(Na2O+K2O): 
Rochas peraluminosas 
Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)>1 
Rochas metaluminosas 
Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)<1<Al2O3/(Na2O+
K2O) 
Rochas peralcalinas 
Al2O3/( Na2O+K2O)<1 
Nestas razões, as percentagens em 
peso de cada óxido são convertidas em massa 
molecular dividindo-se pelo seu peso 
molecular. 
 Outro modelo de classificação 
considera os teores de Na2O+K2O em uma 
suíte de rochas (Fig. 1.5a). Rochas ricas em 
álcalis são chamadas de alcalinas e 
caracterizadas petrograficamente pela 
presença de feldspatóides, anfibólio sódico 
e/ou piroxênio sódico (p.ex., nefelinito, 
fonolito, sodalita sienito, riebeckita granito). 
Rochas subalcalinas são bem mais comuns 
que rochas alcalinas e subdivididas nas suítes 
toleítica, cálcio-alcalina e shoshonítica (Fig. 
1.5b). A suíte cálcio-alcalina para rochas 
vulcânicas inclui basaltos, andesitos, dacitos 
+/- riolitos, sendo andesito a rocha 
característica. A suíte cálcio-alcalina pode 
ainda ser subdividida de acordo com o teor 
de K2O numa série de médio-K e numa série 
de alto-K. Rochas básicas a intermediárias 
com valores elevados de K2O são incluídas 
na série shoshonítica. A suíte toleítica 
geralmente apresenta uma variação 
composicional mais restrita em comparação 
com a suíte cálcio-alcalina. 
 
 
1.7. Rochas e fácies metamórficas 
 Fácies metamórficas são campos de 
pressão e temperatura caracterizados por 
associações minerais típicas (Fig. 1.6). As 
principais fácies do metamorfismo regional 
 
(a) 
 
 
(b) 
 
 
Figura 1.5. (a) Diagrama (Na2O+K2O)-sílica 
mostrando os campos das suítes alcalinas e 
subalcalinas. (b) Diagrama K2O-sílica mostrando a 
subdivisão da suite subalcalina. Triângulos e 
quadrados correspondem, respectivamente, a 
amostras de rochas dioríticas e graníticas do 
batólito Caruaru-Arcoverde, Pernambuco. 
5 
 
para condições de temperatura e pressão de 
moderadas a altas (>300ºC e >200 MPa) são 
xisto-verde, anfibolito e granulito. As fácies 
xisto-azul (ou glaucofana-lawsonita) e 
eclogito são típicas de pressão elevada (>1 
GPa). Rochas máficas metamorfizadas sob 
condições das fácies anfibolito e eclogito 
consistem, dominantemente, de anfibólio e 
plagioclásio, no primeiro caso, e de 
clinopiroxênio e granada, no segundo. Estas 
rochas recebem a mesma denominação das 
fácies que elas caracterizam, isto é, anfibolito 
e eclogito, respectivamente. A rocha 
metamórfica da fácies granulito também 
recebe este nome, podendo ser paraderivada 
ou ortoderivada, máfica ou félsica. A 
associação característica é ortopiroxênio, 
clinopiroxênio, plagioclásio ± granada. 
 
 Rochas formadas a pressões ou 
temperaturas extremamente elevadas têm 
sido descritas com cada vez mais freqüência 
e estendem o campo do metamorfismo para 
pressões superiores a 2 GPa e temperaturas 
de até 1150ºC. Rochas de pressão ultra-alta 
são caracterizadas pela presença de coesita 
e/ou diamante. As associações minerais em 
granulitos de temperatura ultra-alta incluem 
ortopiroxênio aluminoso-sillimanita-quartzo, 
safirina-quartzo e espinélio-quartzo. 
 
Referências selecionadas 
Best, M.G., 2003. Igneous and Metamorphic 
Petrology, Blackwell Publishing, 2ª Ed. 
Philpotts, A.R., 1990. Principles of Igneus and 
Metamorphic Petrology, Prentice-Hall. 
Winter, J.D., 2001. An Introduction to Igneus and 
Metamorphic Petrology. Prentice-Hall. 
(disponível gratuitamente on-line na página do 
autor: http://people.whitman.edu/~winterj/). 
 
 
Figura 1.6. Diagrama P-T esquemático mostrando as 
principais fácies do metamorfismo regional, 
ressaltando em sombreado os campos para 
metamorfismo de pressão e temperatura ultra-altas. 
Linhas tracejadas correspondem a condições não-
metamórficas (esquerda) e ao início de fusão parcial 
em sistemas graníticos na presença de água (direita). 
Também são mostradas as curvas de reação quartzo-
coesita e grafita-diamante. 
 
6 
 
7 
 
2. Geocronologia 
 
 
 
2.1. Introdução 
 O princípio da datação de rochas por 
métodos geocronológicos reside no fato de 
alguns elementos possuírem um ou mais 
isótopos instáveis. Estes isótopos, chamados 
de radioativos, sofrem desintegração para 
gerar isótopos radiogênicos pela emissão de 
partículas α, β ou γ. A taxa de desintegração 
radioativa (λ) é característica para cada 
isótopo e, geralmente, expressa em termos de 
sua meia-vida (t1/2), definida como o tempo 
necessário para que o número de átomos do 
isótopo radioativo originalmente presente 
seja reduzido à metade. 
Os métodos de datação 
geocronológicos podem ser utilizados para: 
(a) determinar idades de cristalização de 
minerais e rochas; (b) estudar a história 
térmica de rochas (métodos 
termocronológicos); (c) estabelecer a idade 
de exposição de superfícies; (d) determinar a 
idade de morte de organismos. 
No primeiro grupo, incluem-se os 
métodos Rb-Sr, Sm-Nd e U-Pb. 
Conhecendo-se o tempo de meia-vida e as 
concentrações dos isótopos radiogênico e 
radioativo em uma rocha ou mineral é 
teoricamente possível calcular a idade de sua 
formação. Quando a idade obtida 
corresponde à idade de cristalização de 
rochas ou minerais a partir de um magma, 
esta é uma idade ígnea. Quando os minerais 
em uma rocha são produtos de cristalização 
ou recristalização no estado sólido, obtém-se 
uma idade metamórfica. 
Os métodos termocronológicos 
baseiam-se no fato de que, a temperaturas 
elevadas, o sistema pode ser aberto com 
respeito ao isótopo radiogênico. Nestas 
situações, a idade obtida corresponde ao 
tempo decorrido após os minerais ou rochas 
terem resfriado até uma temperatura 
suficientemente baixa para permitir a 
retenção do isótopo radiogênico na estrutura 
cristalina dos minerais. Neste grupo incluem-se os métodos Ar-Ar e de traços de fissão em 
apatita. 
Os dois últimos grupos diferem dos 
dois primeiros porque resultam da produção 
de isótopos radioativos pela interação de 
raios cósmicos com a atmosfera ou a 
superfície da Terra (sendo, por isso, 
igualmente referidos como métodos de 
datação por nuclídeos cosmogênicos). A 
idade de exposição de superfícies a raios 
cósmicos pode ser estimada pela quantidade 
dos isótopos cosmogênicos 26Al, 10Be e 36Cl 
produzidos in situ. Um exemplo do quarto 
caso é a colisão de raios cósmicos com 
núcleos de nitrogênio para produzir carbono 
através de uma reação (n, p), onde n é um 
nêutron e p é um próton: 
 
14N + n → 14C + p 
 
 O 14C produzido decai para o 14N com 
uma meia vida de cerca de 5700 anos. A 
quantidade de 14C na atmosfera é o resultado 
de um equilíbrio entre produção cosmogênica 
e decaimento radioativo. Cada organismo 
mantém um equilíbrio com a atmosfera ou o 
oceano enquanto vivo, mas após sua morte 
esta troca cessa e o 14C começa a diminuir. 
Assim, a idade da morte pode ser 
determinada pela quantidade de 14C 
remanescente. 
Os isótopos com tempos de meia vida 
longos, representados pelos dois primeiros 
grupos, são os de maior utilidade em estudos 
tectônicos e de evolução crustal. Os isótopos 
mais comuns empregados, com suas 
respectivas constantes de decaimento e 
tempos de meia-vida, são mostrados na 
Tabela 2.1. 
 
2.2. Conceitos básicos 
 A taxa de desintegração de um 
elemento radioativo é dada por: 
dN/dt = -λN → dN/N = -λdt 
 
8 
 
onde N é o número de átomos do elemento 
radioativo no tempo t. Por integração, 
obtém-se: 
 
lnN = - λt + c 
 
Para t = 0, c = lnN0, onde N0 é o número de 
átomos do isótopo radioativo originalmente 
presente. Substituindo-se c por lnN0 na 
equação acima, tem-se: 
 
lnN-lnN0 = -λt → lnN/N0 = -λt → N0 = 
Neλt 
 
Se, depois de decorrido um tempo t, 
o número de átomos do isótopo radiogênico 
produzido é F, o número de átomos do 
isótopo radioativo restante é N = N0 – F. 
Logo: 
 
F = N0 – N → F = Neλt – N, ou 
F = N (eλt – 1) 
 
A equação acima é a fórmula geral 
que permite a datação de rochas e/ou 
minerais. A partir dela, pode-se ver que o 
tempo de meia vida (isto é, quando F = N) é 
dado por: 
 
1 = (eλt1/2 – 1) → eλt1/2 = 2 → t1/2 = ln2/λ 
 
 
2.3. Método Rb-Sr 
 No caso do decaimento de 87Rb para 
87Sr, a equação fundamental da 
geocronologia se torna: 
 
87Sr = 87Rb (eλt – 1) 
 
87Sr ocorre naturalmente em rochas 
independentemente do Rb. Portanto, o 
número de átomos de 87Sr inicialmente 
presente [(87Sr)o] tem de ser adicionado ao 
número de isótopos produzidos por 
decaimento radioativo. Assim, o número 
total de átomos de 87Sr é dado por: 
 
87Sr = (87Sr)o + 87Rb (eλt – 1) 
 
Esta equação pode ser modificada 
dividindo-se cada termo pelo número de 
átomos de 86Sr, o qual é constante, uma vez 
que este isótopo é estável e não resulta do 
decaimento de isótopos de outros elementos. 
A razão deste procedimento é que a 
determinação das razões isotópicas de 
elementos por espectrometria de massa é 
mais precisa que suas concentrações 
absolutas. Fazendo-se isto, obtém-se: 
 
87Sr/ 86Sr = (87Sr/ 86Sr)o + 87Rb/ 86Sr (eλt – 1) 
 
 A equação acima constitui a base da 
determinação de idades pelo método Rb-Sr. 
Ela é uma equação da linha reta da forma Y 
= Ro + mX, onde m (o declive da reta ) é 
igual a (eλt – 1). Esta reta é chamada de 
isócrona e o valor de Ro de razão inicial 
(Fig. 2.1). 
Considere um grupo de rochas ígneas 
cogenéticas ou minerais comagmáticos (1, 2 
e 3 na Fig. 2.1). Na época de formação, a 
razão 87Sr/ 86Sr deveria ser a mesma para 
todas as rochas (ou minerais) porque a 
cristalização de um magma não fraciona os 
isótopos de Sr, já que a diferença de massa 
entre eles é muito pequena. As razões Rb/Sr 
(e, portanto 87Rb/86Sr), por outro lado, 
podem variar devido à diferença de 
Tabela 2.1. Sistemas de decaimentos radioativos mais comuns usados na datação de rochas e minerais. 
Isótopo radioativo Isótopo radiogênico λ (a-1) Meia vida 
87Rb 87Sr 1,42 X 10-11 48,8 Ga 
238U 206Pb 1,55 X 10-10 4,47 Ga 
235U 207Pb 9,85 X 10-10 0,70 Ga 
232Th 208Pb 4,95 X 10-11 14,0 Ga 
147Sm 143Nd 6,54 X 10-12 106 Ga 
40K 40Ar 5,81 X 10-11 11,93 Ga 
 
 
9 
 
comportamento geoquímico entre o Rb e o 
Sr. Como o Rb é mais incompatível que o 
Sr, devido ao seu maior raio iônico, 
amostras mais ácidas normalmente têm 
valores mais elevados da razão 87Rb/86Sr. 
Igualmente, a razão Rb/Sr é diferente em 
diferentes minerais (por exemplo, é bem 
mais baixa em plagioclásio que em 
ortoclásio). Após a cristalização e 
resfriamento do magma, a razão 87Rb/86Sr 
nas amostras ou minerais começa a diminuir 
enquanto a razão 87Sr/86Sr aumenta na 
mesma proporção (Fig. 2.1). Assim, se as 
razões 87Sr/86Sr e 87Rb/ 86Sr forem 
projetadas umas contra as outras, o tempo t e 
a razão inicial podem ser determinados pelo 
declive da reta de melhor ajuste aos pontos e 
pela interseção com o eixo das ordenadas, 
respectivamente. Um exemplo de datação 
por rocha total é mostrado na Figura 2.2. 
 A razão inicial é um indicador da 
derivação crustal ou mantélica de uma 
rocha. Rb é extraído preferencialmente do 
manto e incorporado na crosta durante 
episódios de fusão parcial. Assim, razões 
iniciais elevadas refletem protólitos crustais. 
Por exemplo, enquanto muitos basaltos 
recentes têm razões iniciais no intervalo 
0,702-0,705, granitos crustais podem 
apresentar valores superiores a 0,710-0,720. 
 
 O 87Sr resultante do decaimento de 
87Rb ocupa posições instáveis na rede 
cristalina de minerais ricos em Rb, como 
ortoclásio e biotita, e tende a ser expulso 
desses minerais durante eventos térmicos. 
Por esta razão, eventos metamórficos podem 
perturbar o sistema Rb-Sr e, assim, este 
método é cada vez menos empregado para 
obter idades de cristalização. No entanto, em 
circunstâncias favoráveis, o sistema pode ser 
aberto na escala do mineral, mas fechado na 
escala de amostra de mão. Nestes casos, o Sr 
liberado pelas fases ricas em Rb será 
incorporado nas fases minerais vizinhas 
ricas em Sr, como plagioclásio e apatita. 
Uma isócrona construída com minerais 
pobres e ricos em Rb pode, portanto, 
fornecer a idade do metamorfismo. Nos 
casos mais favoráveis, tanto a idade de 
cristalização quanto a do metamorfismo 
podem ser determinadas. 
 
2.4. Método Sm-Nd 
 
 
 
Figura 2.1. Ilustração do princípio de aplicação do 
método Rb-Sr usando a mesma escala para os eixos 
x e y. Amostras cogenéticas ou minerais 
comagmáticos (1, 2, 3) movem-se ao longo de 
linhas retas com declividade -1. A idade de 
cristalização será tanto mais antiga quanto maior o 
declive da isócrona. Na prática, como o decaimento 
do Rb87 é muito lento, o eixo y é expandido para 
poder mostrar o declive da isócrona num formato 
adequado. 
 
 
 
Figura 2.2. Isócrona Rb-Sr (rocha total) para o 
plúton Queimadas (Estado da Paraíba). Notar que a 
escala vertical é expandida em relação à escala 
horizontal. Sem este exagero, a isócrona seria 
quase horizontal. MSWD (mean squared weighted 
deviates) representa a dispersão dos pontos com 
respeito à linha de regressão calculada pela técnica 
dos mínimos quadrados. Em princípio, quanto 
menor este valor mais confiável é a idade obtida. 
 
10 
 
 A equação para o cálculo de idades 
pelo método Sm-Nd é similar à empregada 
para o método Rb-Sr, utilizando-se o isótopo 
estável 144Nd como isótopo de referência: 
 
143Nd/144Nd = 
(143Nd/144Nd)o + 147Sm/144Nd (eλt – 1) 
 
 Ao contrário do Rb e Sr, que exibem 
comportamento geoquímico contrastantes, 
Sm e Nd têm propriedades químicas 
similares. Isto torna difícil a obtenção de 
amostras de rocha total comvariações 
significativas na razão Sm/Nd, 
impossibilitando uma aplicação ampla do 
método. No entanto, ele é muito útil para 
rochas que têm baixas concentrações de Rb 
e/ou não contêm zircão, não podendo ser 
datadas pelos métodos Rb-Sr ou U-Pb. Este 
é o caso de algumas classes de meteoritos e 
de rochas máficas. Além disso, Sm e Nd são 
imóveis durante eventos metamórficos que 
podem perturbar mesmo o sistema U-Pb. 
Nesses casos, o método Sm-Nd pode ser o 
único a fornecer a idade de cristalização de 
rochas metamorfizadas em alto grau. Um 
exemplo é mostrado na Figura 2.3. 
 
Como no caso do método Rb-Sr, a 
razão inicial 143Nd/144Nd também indica a 
origem crustal ou mantélica de uma rocha. 
Porém, como a variação desta razão é muito 
pequena em rochas terrestres, o parâmetro 
epsilon Nd (εNd) é mais utilizado para 
comparar rochas com diferentes razões 
iniciais. Esta notação é definida 
matematicamente como: 
 
εNd = {[(143Nd/144Nd)0/(143Nd/144Nd)CHUR] - 
1} x 104 
 
onde (143Nd/144Nd)CHUR corresponde ao 
valor da razão 143Nd/144Nd em meteoritos 
condríticos para a idade considerada (CHUR 
= chondritic uniform reservoir). 
Como se assume que a Terra foi 
formada por material semelhante ao de 
meteoritos condríticos, rochas com valores 
εNd próximos a zero teriam sido derivadas do 
manto primitivo. No entanto, como a crosta 
continental cresceu à custa do manto (ver 
Cap. 8) e o Nd é mais incompatível que o 
Sm, por ter raio iônico um pouco maior, 
com o decorrer do tempo o manto adquire 
razões Sm/Nd maiores que o CHUR (Fig. 
2.4). Este manto é chamado empobrecido 
devido à perda de elementos litófilos. 
Razões Sm/Nd (e, portanto, 143Nd/144Nd) 
mais elevadas que o CHUR implicam 
valores εNd positivos. Assim, rochas com εNd 
positivo são interpretadas como derivadas 
do manto empobrecido. A crosta 
continental, por outro lado, tem valores 
Sm/Nd menores que o CHUR e, assim, 
magmas formados por sua fusão parcial têm 
valores negativos de εNd. 
 A idade modelo de uma rocha (TDM, 
DM = depleted mantle) corresponde ao 
tempo no qual seu εNd era igual ao do manto 
empobrecido. Por exemplo, a Fig. 2.4 
mostra que as rochas do Complexo Itapetim 
e do Batólito Fazenda Nova têm idades-
modelo, respectivamente, em torno de 1,4 
Ga e entre 1,8 e 2,0 Ga. Estas idades são 
consideravelmente mais velhas que as 
idades de cristalização dos plútons (em torno 
de 0,6 Ga). 
Apenas rochas crustais derivadas do 
manto (ou de protólitos derivados do manto) 
têm idades-modelo idênticas à sua idade de 
cristalização (esta última normalmente 
 
0,5133
0,5131
0,5129
0,5127
0,5125
0,5123
147 144Sm/ Nd
143 144Nd/ Nd
Idade = 782 +/- 100 Ma
MSWD = 5,2
0,10 0,14 0,18 0,22 0,24
 
 
Figura 2.3. Isócrona Sm-Nd (rocha total) para 
anfibolitos da seqüência metavulcanossedimentar 
Mara Rosa, Goiás. 
 
11 
 
obtida pelo método U-Pb em zircão). Estas 
rochas são chamadas de juvenis e suas 
idades correspondem a eventos de formação 
crustal. 
 
 
Rochas derivadas de fontes 
exclusivamente crustais ou de fontes 
híbridas têm idades-modelo sempre mais 
antigas que sua idade de formação, podendo, 
ou não, ter um componente juvenil. Isto é 
ilustrado na Figura 2.5. Granitóides 
arqueanos e proterozóicos, derivados direta 
ou indiretamente do manto, têm valores εNd 
positivos e idades-modelo idênticas à idade 
de cristalização. Como essas rochas têm 
razões Sm/Nd menores que o CHUR, com o 
passar do tempo, elas adquirem εNd negativo. 
Fusão parcial dessas rochas, num evento 
posterior, vai gerar granitos com valores εNd 
negativos e TDM arqueano ou proterozóico. 
Se o magma gerado contiver um 
componente juvenil por mistura com 
magmas máficos (caso a), os valores εNd 
podem ser positivos ou negativos e o TDM 
será intermediário entre a idade de 
cristalização da rocha e a idade do protólito 
granítico. Se houver mistura com magmas 
de origem crustal (caso b), o εNd será 
negativo. 
 
2.5. Método U-Pb 
2.5.1. Generalidades 
 Para o decaimento do 238U para 206Pb 
e do 235U para 207Pb, tem-se as seguintes 
equações: 
 
206Pb = 206Pb0 + 238U (eλt – 1) 
207Pb = 207Pb0 + 235U (eλt – 1) 
 
Em princípio, essas equações podem 
ser utilizadas para construir isócronas U-Pb, 
como nos métodos Rb-Sr e Sm-Nd, 
utilizando-se 204Pb como isótopo de 
referência. Esta abordagem tem sido 
empregada no caso de carbonatos marinhos, 
os quais são de difícil datação por outros 
métodos. No entanto, como urânio é um 
elemento extremamente móvel, isócronas 
construídas com amostra de rocha total são 
pouco confiáveis. 
Minerais acessórios que contenham 
U, mas não Pb, na sua estrutura (como é o 
caso de zircão, monazita e titanita) são 
ideais para datação pelo método U-Pb. 
Nestes casos, a razão inicial é igual a zero e 
as equações acima são simplificadas para: 
 
206Pb = 238U (eλt – 1) 
207Pb = 235U (eλt – 1) 
 
2.5.2. Curva concórdia 
 
 
 
Figura 2.5. Diagrama ilustrando como idades 
modelo podem não corresponder a eventos de 
formação crustal. Granitos arqueanos e 
proterozóicos têm TDM igual à idade de 
cristalização, mas granitos de fontes híbridas 
(crosta+manto; caso a) ou inteiramente crustais 
(caso b) têm TDM mais antigo que a idade de 
cristalização. 
 
 
 
 
Figura 2.4. Diagrama de evolução isotópica de Nd 
para amostras do Complexo Itapetim (IG) e do 
Batólito Fazenda Nova (FN) (Província Borborema, 
NE Brasil). 
12 
 
A vantagem do método U-Pb sobre 
os demais métodos de datação reside no fato 
de o urânio possuir dois isótopos 
radioativos, o que permite o cálculo de 
idades pelas duas expressões seguintes: 
 
t = 1/λ238 ln (206Pb/238U + 1) 
t = 1/λ235 ln (207Pb/235U + 1) 
 
Projetando-se as razões 206Pb/238U 
versus 207Pb/235U para diferentes valores de 
t, obtém-se uma curva chamada concórdia 
(Fig. 2.6). Minerais que se comportam como 
um sistema fechado para U e Pb desde a sua 
formação devem fornecer idades 238U-206Pb 
e 235U-207Pb idênticas e, portanto, cair sobre 
a concórdia. Estas idades são chamadas de 
concordantes. 
 
Em alguns casos, análises isotópicas 
de zircões derivados de uma mesma amostra 
definem uma linha, ao invés de se 
projetarem sobre a concórdia. Esta linha é 
chamada de discórdia e as idades obtidas de 
discordantes. Apesar disso, os interceptos 
superior e inferior da discórdia com a 
concórdia podem fornecer informações 
geológicas importantes. 
 
2.5.3. Métodos 
 O método mais comum para 
determinação de idades U-Pb em minerais 
acessórios (usualmente chamado método 
convencional) envolve a dissolução de grãos 
de zircão por métodos químicos. A 
determinação das abundâncias isotópicas de 
urânio e chumbo é feita por ionização 
térmica em um espectrômetro de massa. O 
acrônimo TIMS (das iniciais em inglês para 
espectrometria de massa por ionização 
térmica) também é frequentemente 
empregado para descrever este método. 
Atualmente, é possível obter idades pela 
dissolução de apenas um ou de uns poucos 
grãos de zircão. 
Datação in situ de domínios no 
interior de grãos individuais de zircão pode 
ser realizada com o uso de microssonda 
iônica, cujo instrumento mais sensível é 
denominado SHRIMP (de Sensitive High 
Resolution Ion Microprobe), e por 
espectrometria de massa com plasma 
indutivamente acoplado com ablasão a laser 
(LA-ICP-MS, das iniciais de laser ablation 
inductively coupled plasma mass 
spectrometry). Com estes dois 
equipamentos, em combinação com imagens 
obtidas por microscopia eletrônica de 
varredura ou catoluminescência, é possível 
determinar a idade de domínios no interior 
de grãos complexos. Nestes casos, idades 
diferentes podem estar presentes (Fig. 2.7) e 
datação pelo método convencional 
forneceria uma média das idades. 
 
 Uma técnica distintadas descritas 
acima é a chamada datação química de Pb. 
Assumindo-se que todo o chumbo presente 
em um mineral seja radiogênico, a 
concentração total do chumbo (CPb) é 
relacionada às concentrações de urânio (CU) 
e de tório (CTh). Essas concentrações podem 
 
 
 
Figura 2.6. Diagrama concórdia U-Pb mostrando 
a linha concórdia calibrada em milhões de anos. 
 
 
 
 
Figura 2.7. Idades U-Pb por LA-ICP-MS no 
interior de um grão de zircão de uma amostra de 
paragnaisse pelítico do Complexo Surubim, Estado 
de Pernambuco. 
 
13 
 
ser determinadas por microssonda eletrônica 
(em ppm) e utilizadas para a obtenção de 
uma idade aproximada pela equação: 
 
CPb ~ 0,897 CTh(eλ232t – 1) + 
0,006 CU(eλ235t – 1) + 0,589 CU(eλ238t – 1) 
 
onde λ232, λ235 e λ238 são as taxas de 
decaimento radioativo de 232Th, 235U e 238U, 
respectivamente. 
 
2.5.4. Aplicações 
Se um mineral é fechado com 
respeito à perda ou ganho dos isótopos 
radioativos e radiogênicos desde sua 
formação, as idades obtidas devem ser 
concordantes e correspondem a idades de 
cristalização. No caso de rochas ígneas, isto 
permite a datação de eventos magmáticos 
(Fig. 2.8). 
 
Em rochas metamórficas 
ortoderivadas, os zircões presentes 
comumente são zircões ígneos e fornecem a 
idade de cristalização do protólito. No 
entanto, zircões metamórficos também 
podem ser encontrados em rochas 
metamórficas (tanto paraderivadas como 
ortoderivadas) ou como sobrecrescimentos 
em torno de cristais ígneos. Zircões ígneos 
podem ser distinguidos de zircões 
metamórficos pela presença de faces 
cristalinas, zonação oscilatória (Fig. 2.7) e 
razão Th/U > 0,1. Monazita é mais comum 
como mineral metamórfico que zircão e está 
se tornando o mineral padrão para a 
determinação de idades de metamorfismo 
pela técnica de datação química de Pb. 
Idades discordantes, normalmente, 
resultam da perda de Pb durante eventos 
metamórficos. Neste caso, análises de 
zircões (ou outros minerais apropriados) 
derivados de uma mesma amostra caem 
sobre a discórdia. Os interceptos superior e 
inferior da discórdia são interpretados como 
as idades de cristalização e do evento 
metamórfico, respectivamente (Fig. 2.9). 
 
Discórdias também podem resultar 
da presença de zircões herdados da fonte ou 
de perda contínua de Pb. No primeiro caso, 
o intercepto inferior fornece a idade da 
rocha e o superior dá a indicação da idade de 
seu protólito (Fig. 2.10). No segundo caso, o 
intercepto superior corresponde à idade da 
rocha e o inferior é forçado para zero. 
 Um grande número de análises pode 
ser realizado em tempo relativamente curto 
por SHRIMP e LA-ICP-MS. Isto tem feito 
com que estes métodos sejam cada vez mais 
utilizados em estudos de proveniência de 
seqüências supracrustais, permitindo inferir 
as possíveis áreas fontes que forneceram 
 
 
 
Figura 2.9. Idades discordantes resultantes de 
perda de Pb durante a orogênese brasiliana em 
ortognaisse paleoproterozóico. Idades obtidas por 
LA-ICP-MS. 
 
 
 
 
Figura 2.8. Diagrama concórdia U-Pb para zircões 
do plúton Cachoeirinha, Estado de Pernambuco. 
Idades obtidas por LA-ICP-MS. 
 
14 
 
detritos para a bacia sedimentar (Fig. 2.11). 
Estes estudos também fornecem a idade 
máxima de deposição, que deve ser mais 
jovem que a do zircão mais novo analisado. 
 
 
 
2.6. Termocronologia 
2.6.1. Método 40Ar – 39Ar 
 Os três isótopos naturais do argônio 
são 36Ar, 38Ar e 40Ar. Este último é o mais 
abundante (99,6%) e resulta do decaimento 
do 40K: 
40Ar = 40K (eλt – 1) 
O 40K também produz 40Ca por decaimento 
radioativo e a equação acima deve ser 
corrigida para levar este fato em 
consideração. No entanto, sendo a meia vida 
do 40Ca muito menor que a do 40Ar, a 
equação é válida como uma primeira 
aproximação e constitui a base do cálculo de 
idades pelo método K-Ar. O problema com 
este método reside no fato do Ar ser um gás 
e, assim, facilmente perdido do sistema, 
fazendo com que as idades obtidas sejam, 
em geral, imprecisas. Atualmente, o método 
K-Ar só é empregado para rochas 
relativamente jovens e inalteradas, tendo 
sido suplantado pelo método Ar-Ar. 
 O método de datação Ar-Ar depende 
do bombardeamento de 39K por nêutrons em 
um reator nuclear para produzir 39Ar. A 
reação é: 
 
39K + n → 39Ar + p 
 
Onde n é um nêutron e p um próton. A 
proporção de 39Ar produzido é proporcional 
à quantidade de 39K presente na amostra 
antes da irradiação: 
 
39Ar = c39K 
 
Combinando-se esta equação com a primeira 
obtém-se: 
 
40Ar/39Ar = 40K/c39K (eλt – 1) = (eλt – 1)/D 
 
Se uma amostra de idade conhecida tS for 
irradiada juntamente com a amostra 
estudada, o termo D pode ser determinado: 
 
D = (eλts – 1) 39Ars/40Ars 
 
Logo: 
 
40Ar/39Ar = (eλt – 1)/(eλts – 1) 40Ars/39Ars 
 
 
 
 
Figura 2.10. Discórdia resultante da presença de 
grãos de zircão herdados da fonte no Granito 
Cabanas, Estado de Pernambuco. Idades obtidas 
por LA-ICP-MS. 
 
 
 
 
Figura 2.11. Diagrama mostrando a distribuição 
de idades concordantes de zircões (obtidas por 
LA-ICP-MS) de um paragnaisse pelítico do 
Complexo Surubim, Pernambuco. As análises 
mostram que o gnaisse foi derivado de fontes com 
idades paleoproterozóicas, mesoproterozóicas e 
neoproterozóicas e que a deposição da seqüência 
ocorreu após 665 Ma. 
 
15 
 
Uma idade t pode ser obtida a partir da 
equação acima para diferentes temperaturas. 
Para datar uma rocha ou mineral pelo 
método Ar-Ar, a amostra é aquecida passo a 
passo a diferentes temperaturas. A razão 
40Ar/39Ar do gás liberado em cada etapa é 
medido em um espectrômetro de massa. Os 
resultados são apresentados em um gráfico, 
onde as idades calculadas são projetadas 
contra a percentagem de gás liberado (Fig. 
2.12). Idealmente, as idades determinadas a 
cada temperatura deveriam ser idênticas, 
mas considera-se que o resultado é 
satisfatório se as idades forem coincidentes 
para três ou mais passos correspondendo a 
mais de 70% do gás liberado. Esta idade é 
chamada idade platô. Na técnica 40Ar/39Ar 
clássica é utilizada uma população de 
numerosos grãos de um mineral, os quais 
são aquecidos em um forno. O método 
40Ar/39Ar por sonda laser, introduzido mais 
recentemente, permite a datação de grãos 
individuais (Fig. 2.12) e mesmo de zonas 
locais no interior do grão. 
 
 O argônio não pode ser retido no 
interior de um mineral até que uma 
temperatura suficientemente baixa, chamada 
temperatura de fechamento, tenha sido 
atingida. A temperatura de fechamento 
depende de vários fatores, dentre os quais os 
mais importantes são a estrutura do mineral, 
a granulação e a taxa do resfriamento. As 
temperaturas de fechamento para 
hornblenda, muscovita e biotita (minerais 
mais comumente utilizados para datação 
pelo método Ar-Ar) são, respectivamente, 
da ordem de 530º, 380º e 300ºC. 
 
2.6.2. Datação por traços de fissão 
 A fissão espontânea do 238U produz 
nuclídeos que se movimentam em direções 
opostas. Isto causa um dano na estrutura 
cristalina do mineral, deixando um traço que 
pode ser observado ao microscópio. Se a 
temperatura é elevada, este traço é 
rapidamente cicatrizado. No caso da apatita, 
os traços de fissão têm cerce de 14 µm e 
podem ser, em boa parte, preservados para 
temperaturas abaixo de cerca de 100ºC. 
Assim, a densidade de traços de fissão em 
um cristal é proporcional ao tempo 
decorrido após a rocha ter atingido essa 
temperatura. 
 
2.6.3. Aplicações 
O método Ar-Ar pode ser utilizado 
para obter idades de cristalização de rochas 
ígneas que tenham resfriado rapidamente ou 
de rochas metamórficas de baixo grau. No 
caso de rochas ígneas e metamórficas de alto 
grau que sofreram resfriamento lento, a 
idade (ou idades) 40Ar/39Arnão corresponde 
à idade de cristalização, mas sim ao tempo 
que a rocha foi resfriada abaixo da 
temperatura de fechamento do mineral 
analisado (note a diferença de idade entre 
grãos de anfibólio e biotita na Fig. 2.12). Em 
combinação com o método U-Pb e/ou de 
traços de fissão em apatita, isto permite que 
estimativas de taxas de resfriamento crustal 
sejam feitas, o que é muito importante em 
estudos metamórficos. O método de traços 
de fissão é ainda empregado em estudos de 
denudação e erosão. 
 
2.7. A escala do tempo geológico 
 Para o Fanerozóico, as subdivisões 
da escala do tempo geológico são baseadas 
em critérios paleontológicos e 
estratigráficos. Ela é numericamente 
 
 
 
Figura 2.12. Espectro de idades aparentes 
40Ar/39Ar para grãos de anfibólio e biotita de um 
ortognaisse diorítico na região de Taquaritinga do 
Norte, Estado de Pernambuco. P = idade platô. 
 
16 
 
calibrada pela datação de rochas apropriadas 
e tem sido continuamente refinada à medida 
que progressos nas técnicas geocronológicas 
permitem a obtenção de idades com precisão 
e exatidão cada vez maior. 
Para o Precambriano, a subdivisão do 
tempo geológico é puramente cronológica. 
O limite entre os éons Arqueano e 
Proterozóico é colocado a 2,5 Ga e eles 
correspondem, respectivamente, a mais de 
um terço e à quase metade da história 
geológica da Terra. O Arqueano é 
subdividido em Paleoarqueano, 
Mesoarqueano e Neoarqueano, e o 
Proterozóico, em Paleoproterozóico, 
Mesoproterozóico e Neoproterozóico. O éon 
pré-arqueano é conhecido como Hadeano. 
 
Uma divisão das eras do 
Proterozóico em períodos foi proposta pela 
União Internacional das Ciências Geológicas 
(International Union of Geological 
Sciences; IUGS), mas não tem sido 
amplamente empregada e não será utilizada 
neste livro. Quando necessário, termos 
informais como Paleoproterozóico inferior e 
Mesoproterozóico superior, por exemplo, 
serão utilizados e não os períodos 
equivalentes propostos pela IUGS 
(Sideriano, Esteniano). Uma escala do 
tempo geológico simplificada é mostrada na 
Figura 2.13. 
 
Referências Selecionadas 
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Ed., Cambridge University Press. 
Faure, G., 1986. Principles of Isotope Geology, 2ª 
Ed., Wiley. 
Foster, G., Parrish, R.R., Horstwood, M.S.A., 
Chenery, S., Pyle, J.Gibson, H.D., 2004. The 
generation of prograde P-T-t points and paths: a 
textural, compositional, and chronological study 
of metamorphic monazite. Earth and Planetary 
Science Letters 228, 125-142. 
Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O. (eds.), 2003. Zircon. 
Reviews in Mineralogy and Geochemistry 59, 
469-500. 
Hodges, K.V., 2005. Geochronology and 
thermochronology in orogenic systems. In: 
Rudnick, R.L. (ed.) The Crust. Treatise on 
Geochemistry 3, 263-292, Elsevier. 
Jackson, S.E., Pearson, N.J., Griffin, W.L., 
Belousova, E.A., 2004. The application of laser 
ablation-inductively coupled plasma-mass 
spectrometry to in situ U-Pb zircon 
geochronology. Chemical Geology 211, 47-69. 
Patchett, P.J., Samson, S.D., 2005. Ages and growth 
of the continental crust from radiogenic isotopes. 
In: Rudnick, R.L. (ed.) The Crust. Treatise on 
Geochemistry 3, 321-348, Elsevier. 
Silva, L.C., 2006. Geocronologia aplicada ao 
mapeamento regional, com ênfase na técnica U-
Pb SHRIMP e ilustrada com exemplos 
brasileiros. Publicações Especiais do Serviço 
Geológico do Brasil 1, 1-132. 
 
 
 
Figura 2.13. Esquema mostrando as principais 
subdivisões do tempo geológico. 
17 
 
3. Estrutura e Composição do Interior da Terra 
 
 
 
3.1. Introdução 
 O principal método para determinar a 
estrutura interna da Terra é o estudo da 
propagação de ondas elásticas através do seu 
interior. O ramo da geofísica que se ocupa 
desse estudo é chamado de Sismologia. A 
determinação da composição das diferentes 
camadas da terra revelada pela sismologia é 
feita por uma combinação de métodos. 
Dentre estes, destacam-se estudos 
geoquímicos e petrológicos de rochas 
presentes na superfície ou transportadas para 
a superfície durante eventos magmáticos ou 
tectônicos, e a determinação das 
propriedades físicas dos minerais em 
laboratório sob condições variáveis de 
pressão e temperatura. 
 
3.2. Ondas sísmicas 
 Uma rocha submetida a um esforço 
sofre, inicialmente, uma deformação elástica. 
Terremotos são gerados quando o esforço 
aplicado supera a resistência da rocha, 
levando à sua ruptura. Quando isto ocorre, a 
energia elástica armazenada é subitamente 
liberada e se propaga em todas as direções 
por meio de ondas sísmicas. Existem vários 
tipos de ondas sísmicas. As mais importantes 
para o estudo da estrutura do interior da 
Terra são as ondas P e S (Fig. 3.1). 
 As ondas P são chamadas primárias, 
porque sua velocidade de propagação é maior 
que a das ondas S (secundárias) e, assim, elas 
chegam mais rapidamente a uma estação de 
registro sismológico. A direção de 
propagação das ondas P é paralela à direção 
de vibração, como no caso das ondas 
sonoras. Por isso, elas são também 
conhecidas como ondas longitudinais ou 
compressionais (Fig. 3.1). Nas ondas S, a 
direção de vibração é perpendicular à direção 
de propagação, sendo elas, também, 
chamadas de transversais ou cisalhantes (Fig. 
3.1). 
 As ondas P podem se propagar em 
meios sólidos, líquidos ou gasosos. As ondas 
S só se propagam em meios sólidos porque 
líquidos não apresentam resistência se 
submetidos a esforços cisalhantes. Quando 
uma onda em propagação passa de um meio 
para outro com propriedades físicas 
diferentes, ela pode sofrer refração e/ou 
reflexão e aumentar ou diminuir a 
velocidade. São essas variações de direção e 
de velocidade que permitem a determinação 
da estrutura interna da Terra. Regiões 
caracterizadas por um aumento ou 
diminuição brusca na velocidade de 
propagação das ondas sísmicas são chamadas 
de descontinuidades sísmicas. 
Os estudos sismológicos podem 
utilizar ondas sísmicas produzidas por fontes 
passivas ou ativas. No primeiro caso, as 
ondas sísmicas são provenientes de 
terremotos naturais distantes e registradas em 
estações sismológicas. No segundo caso, as 
fontes de energia são geradas artificialmente 
e medidas em receptores espalhados ao longo 
de linhas sísmicas. Os tremores podem ser 
causados por explosões com tempo 
controlado ou por vibrações produzidas por 
caminhões especialmente equipados para este 
fim. 
 
 
 
 
Figura 3.1. Diagrama em duas dimensões 
ilustrando a diferença entre ondas P e S. 
 
18 
 
3.3 Características sísmicas das camadas 
da Terra 
A Figura 3.2 mostra um modelo da 
variação das velocidades sísmicas com o 
aumento da profundidade obtido a partir da 
análise de um grande número de medidas. A 
partir dela, infere-se que as principais 
divisões sismológicas da Terra são a crosta, o 
manto e o núcleo, sendo o manto subdividido 
em três camadas e o núcleo em duas (Fig. 
3.3). A crosta é separada do manto pela 
descontinuidade de Mohorovicic (ou 
simplesmente Moho), a qual se situa, 
tipicamente, entre 30 e 50 km de 
profundidade, em regiões continentais, e a 10 
km de profundidade, em regiões oceânicas. A 
espessura da crosta é tão pequena quando 
comparada com raio da Terra, que ela quase 
não é visível na Figura 3.2. O manto é 
separado do núcleo por uma descontinuidade 
que ocorre a 2890 km de profundidade, a 
qual é, às vezes, chamada descontinuidade de 
Gutenberg. Ondas S não se propagam através 
do núcleo externo, indicando que o mesmo é 
líquido. 
 A divisão da camada mais externa da 
Terra em crosta continental e crosta oceânica 
é baseada, primariamente, na profundidade 
da Moho, com a espessura da primeira 
variando de 14 a 80 km e, a da segunda, 
tipicamente de 6 a 8 km. Em algumas regiões 
continentais,