parte do livro "Para entender a Terra"

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ECV5149 – Geologia de Engenharia 
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Capítulo 1 
 
PLANETA TERRA 
 
1 – Introdução 
 
A explicação científica mais aceita para a origem do nosso universo é de que toda a energia e matéria estavam 
concentradas em um único ponto que deu origem a uma grande explosão (Big Bang) entre 13 a 14 bilhões de 
anos atrás. 
 
A partir do Big Bang o universo expandiu e dilui-se para formar galáxias e estrelas. Novas descobertas levaram 
os astrônomos a consideraram as idéias divulgadas em 1755, pelo filósofo alemão Immanuel Kant (hipótese da 
nebulosa), onde o sistema solar teria se formado a partir de uma nuvem de gás e poeira fina conforme a figura 
abaixo. 
 
 
Evolução do Sistema Solar (Livro Para Entender a Terra) 
 
 
A Terra não se manteve por muito como um agregado de planetesimais sofrendo um processo de diferenciação 
em camadas devido a um gigantesco impacto onde 30 a 65% de seu volume se fundiu formando uma camada 
externa de quilômetros de espessura denominada de “oceano de lava”. 
 
O aquecimento do seu interior permitiu o livre movimento de componentes mais pesados para o seu centro e 
emersão do material mais leve que carreou consigo o calor interno que permitiu o resfriamento e solidificação de 
grande parte de seu volume. Este processo, iniciado com um grande impacto fez com que o Planeta Terra possua 
três camadas: um núcleo central e uma crosta externa separada pelo manto. 
 
 
 
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Ilustração de uma simulação computadorizada da origem da lua por meio de um impacto de uma corpo do 
tamanho de Marte. (Solid Earth Sciences and Society. National Research Council, 1993) 
 
Já no século XIX os cientistas especulavam sobre a constituição interna da terra. Darwin, ao testemunhar 
erupções vulcânicas e terremotos nos Andes, propôs, na primeira metade do século XIX, que a terra era composta 
por uma fina crosta ao redor de uma massa fundida. 
 
O furo de sondagem mais profundo atingiu a profundidade de apenas 13 km (raio da terra 6370 km), de forma 
que, devido às limitações tecnológicas (altas pressões e temperaturas), as regiões mais profundas da terra só 
pode ser estudada de maneira indireta. 
 
2 – Estrutura interna da Terra 
 
Os terremotos foram utilizados como ferramenta para o estudo da estrutura interna da terra. 
 
O que são sismos ou terremotos? 
 
R: Com o lento movimento das placas litosféricas, da ordem de alguns centímetros por ano, tensões vão se 
acumulando em vários pontos, principalmente perto de suas bordas. O acúmulo de tensões distensivas ou 
compressivas são liberadas quando se atinge o limite de resistência das rochas. Esta energia pode ser liberada no 
encontro de placas tectônicas ou no interior das mesmas. O movimento repentino entre os blocos de cada lado da 
ruptura gera vibrações que se propagam em todas as direções. 
 
O ponto onde se inicia a ruptura e liberação das tensões acumuladas é chamada de hipocentro ou foco. Sua 
projeção na superfície é o epicentro, e a distância do foco a superfície é a profundidade focal. 
 
As ondas sísmicas propagam-se a partir do hipocentro carregando informações sobre o material atravessado. A 
velocidade de propagação destas ondas sísmicas depende das propriedades do material, sendo maior nos 
materiais mais rígidos. 
 
 
Geração de um sismo por acúmulo e liberação de 
esforços em uma ruptura. A crosta terrestre está sujeita 
a tensões (a) compressivas que se acumulam (b); 
quando o limite de resistência das rochas é atingido, 
ocorre ruptura abrupta, gerando vibrações (c). O 
deslocamento (ruptura) se dá em apenas uma parte de 
uma fratura maior pré-existente (falha geológica). 
 
 
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Os sismos geram ondas P e ondas S. Os sismologistas utilizam estas ondas para localizar os sismos e 
caracterizar a estrutura interna da terra. 
 
Ondas P: As partículas do meio vibram paralelamente à direção de propagação da onda. São ondas longitudinais 
de compressão e dilatação das partículas do meio. 
 
 
 
Ondas S: Ondas transversais, mais lentas que a onda P. As partículas vibram transversalmente à direção de 
propagação das ondas. 
 
 
Numa interface separando dois meios diferentes, há também a conversão de ondas P em onda S e vice-versa. 
 
 As velocidades de propagação das ondas P e S dependem essencialmente do meio por onde elas 
passam. Em geral quanto maior a densidade de uma rocha, maior a velocidade das ondas sísmicas. 
 Numa onda sísmica há transmissão não apenas de vibrações de partículas do meio, mas também de 
deformação do meio. As ondas P correspondem a deformações de dilatação/compressão e as ondas S 
correspondem a deformações tangenciais (também chamadas de cisalhamento). 
 As ondas S não se propagam em meios líquidos ou gasosos, apenas nos meios sólidos. 
 
Lei de Snell 
 
Como qualquer outro fenômeno ondulatório a direção de propagação das ondas sísmicas muda ao passar de um 
meio com velocidade V1 para outro meio com velocidade de propagação diferente. Em um meio constituído de 
várias camadas horizontais a lei de snell define a variação da direção do raio sísmico, da seguinte forma: 
 
 
Propagação de ondas sísmicas em meios diferentes: Parte da onda se reflete e parte se refrata ou se transmite 
para o segundo meio 
 
;
2
2
1
1
v
i
v
i SenSen 
 Lei de Snell-Descartes 
 
Onde: i1- ângulo da onda incidente 
i2 – ângulo da onda refratada ou transmitida 
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Refração total – Significa que, ao incidir sobre um meio diferente, o raio sísmico percorre a interface entre os dois 
meios com a velocidade de propagação do segundo meio. 
 
A refração total ou crítica vai ocorrer quando a onda atingir uma interface com o meio de maior velocidade cujo 
raio sísmico faça um ângulo de incidência tal que não consiga mais se propagar para o outro meio. Este ângulo è 
denominado de ângulo crítico (ic). 
 
 
Refração total de um raio sísmico que incidiu em uma interface com ângulo crítico 
 
Na refração total as partículas da interface vão gerar novas frentes de ondas, cujos raios vão retornar à superfície 
formando ângulo crítico ic. 
 
 
Refração total 
 
Esta implícita na lei de Snell que quando a onda passa de um meio de menor velocidade para outro de maior 
velocidade o raio da onda se afasta da normal à interface. Caso a onda passe para um meio com velocidade 
menor, ela se aproxima da normal a interface. 
 
Desta forma, a trajetória curva dos raios sísmicos explica-se pelo aumento de velocidade das ondas com a 
profundidade. 
Quando uma onda P ou S se reflete ou se transmite numa descontinuidade, ela pode converter-se em S ou P. 
Aparecem assim vários nomes com que se designa os vários tipos de onda que aparecem nos sismogramas (P, 
PP, PcP ,e etc.). 
 
 
 
Na Figura abaixo estão as trajetórias de alguns tipos de onda no interior da Terra. Pode-se observar que o trecho 
do percurso da onda P no núcleo externo é denominado K. Assim a onda PKP é aquela que atravessa o manto 
como onda P, depois o núcleo externo e volta pelo manto como onda P novamente. O percurso no núcleo interno 
é chamado “I” para onda P. Letras minúsculas designam reflexões: “c” é reflexão do núcleo externo e “i” do núcleo 
interno. 
 
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Trajetórias de alguns tipos de onda no interior da Terra 
 
A análise de milhares de terremotos, durante muitas décadas permitiu definir o perfil das velocidades 
sísmicas em função da densidade no interior da terra e desta forma deduzir a sua estrutura interna e as 
suas propriedades. 
 
a) Perfil de velocidade sísmica (Vp e VS) e densidade no interior da terra. b) Perfil de velocidade da onda P na 
crosta e manto superior, numa região continental. 
 
Da Figura acimapode ser constatado que: 
 
 A grande diferença entre as velocidades sísmicas da crosta e do manto indica uma mudança de 
composição química das rochas. Esta descontinuidade (crosta/manto) é chamada de Moho em 
homenagem a Mohorovicic que a descobriu em 1910. A camada da terra acima desta descontinuidade é 
chamada de crostra. Sabe-se hoje que o Moho não está a profundidade constante por toda a terra mas a 
cerca de 5 a 10 km nas áreas oceânicas e a 30 a 80 km nos continentes, variando com o relevo. 
 Abaixo da crosta, estudos mais detalhados em muitas regiões mostram que há uma ligeira diminuição nas 
velocidades sísmicas do manto ao redor de 100 km de profundidade, especialmente sobre os oceanos. A 
composição química das rochas do manto varia relativamente pouco quando comparada com a da crosta. 
Esta zona de baixa velocidade, abaixo dos 100 km, é causada pelo fato de uma pequena fração das 
rochas estarem fundidas (fusão parcial), diminuindo bastante a rigidez do material nesta profundidade. 
 A crosta juntamente com uma parte do manto acima da região de baixa velocidade, forma uma camada 
mais densa e rígida chamada litosfera. 
 Na zona de baixa velocidade as rochas são mais maleáveis (plásticas), sendo conhecida como 
astenosfera. 
 O limite litosfera/astenosfera é mais gradual e indica mudanças de propriedades físicas (aumento de 
temperatura, fusão parcial). 
 
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“A VERDADEIRA CASCA DA TERRA É A LITOSFERA” 
 
 No núcleo externo, não há propagação de ondas S, o que indica que ele deve estar em estado líquido, o 
que reduz também a velocidade da onda P que passa a ser bem menor quando comparada com a 
velocidade do manto que é sólido. Esta descontinuidade, situada a 2900 km de profundidade, é 
denominada Gutemberg-Wiechert e separa o núcleo externo liquido do manto sólido. 
 Parte das ondas P, que penetram no núcleo fundido apresenta um gradativo aumento de velocidade entre 
5000 e 5200 km de profundidade, indicando a passagem do manto externo líquido para o interno sólido. 
 
 
Modelo clássico da estrutura interna da terra obtido a partir da velocidade de ondas sísmicas 
 
 
Crosta continental – Espessura muito variável 30 a 40 km nas regiões sismicamente estáveis mais antigas (os 
crátons) até 60 a 80 km nas cadeias de montanhas (Cordilheiras dos Andes e Himalais). A crosta continental é 
formada por rochas graníticas caracterizadas pelos elementos Si e Al, por isto esta camada é conhecida com Sial. 
Apresenta densidade de 2,7 g/cm
3
 e Vp=6,5 km/s. 
 
Crosta oceânica – Possui constituição basáltica com predominância de Si e Mg, sendo chamada de Sima. 
Apresenta densidade de 3,0 g/cm
3
, Vp=6,5 km/s. 
 
Manto superior – Situado abaixo da descontinuidade de Mohorovicic até a primeira descontinuidade mantélica 
abrupta, que se manifesta a uma profundidade de cerca de 400 km, o manto superior apresenta densidade que 
varia desde 3,2 g/cm
3
 no topo até em torno de 3,6 a 3,7 g/cm
3
 a 400 km. Apresenta rochas ultramáficas ricas em 
olivina magnesiana (Mg2SiO4) e os piroxênios (MgSiO3 e CaMgSi2O6). 
As rochas presentes são com maior probabilidade o peridotito (olivina+pirxênio) ou o eclogito (granada+piroxênio). 
No manto superior esta localizada a zona de baixa velocidade denominada de astenosfera. 
 
Núcleo – Os aumentos de densidade da velocidade Vp, ao atravessarem a descontinuidade de Gutenberg (≈2900 
km) são muito grandes e não podem ser gerados por alterações do material que compõe o manto inferior. As 
densidades calculadas para o núcleo terrestre deixam poucas dúvidas de que seja composto predominantemente 
por uma liga metálica de ferro e níquel. A densidade do núcleo externo e interno são respectivamente iguais a 10 
g/cm
3
 e 11,5 g/cm
3
. 
 
 
 
 
 
 
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As características físicas da Terra são dadas por: 
 
 Raio médio=6371 km 
 Raio polar=6356,8 km 
 Raio equatorial=6378,2 km 
 Massa=5,98 x 10
24
 kg 
 Densidade Média=5,52 g/cm
3
 
 Aceleração da gravidade no pólo norte=93,864 m/s
2
 
 Aceleração da gravidade no equador=97,982 m/s
2
 
 
 
3. – Tectônica Global 
 
“É a chave para a compreensão da história geológica da terra e de como será o futuro do planeta em que 
vivemos”. 
 
No início do século XX, Alfred Wegener observando o mapa-mundí verificou que as linhas da costa atlântica atuais 
da América do sul e áfrica se encaixavam como um quebra-cabeças gigante de de que todos os continentes 
poderiam se aglutinar formando um único megacontinente. 
Sua idéia revolucionária era a de que todos os continentes poderiam ter estado juntos e posteriormente teriam 
sido separados. Wegener denominou este super continente de Pangea (Pan→todo, Gea→terra), ]tendo o início de 
sua separação ocorrido a cerca de 220 milhões de anos. Segundo as suas idéias o Pangea teria iniciado a sua 
fragmentação dividindo-se em dois continentes, Laurásia e Gondwana. 
 
 
Pangea e sua divisão em dois continentes, Laurásia a norte e Gondwana ao sul. 
 
Outros pesquisadores em sua época também consideravam a hipótese de movimentos horizontais entre os 
continentes. No entanto, Wegener se dedicou mais intensamente na busca de evidências científicas para a 
comprovação de suas idéias, apresentando algumas evidências na tentativa de comprovar as suas idéias: 
 
 Cadeia de montanha da Serra do Cabo (áfrica do Sul) será a continuação da Serra da Ventana que 
ocorre com mesma direção na Argentina. 
 Planalto na Costa do Marfim (África) que teria continuidade no Brasil. 
 Presença da semelhança de fósseis em regiões da África e do Brasil 
 Evidências de glaciação, a aproximadamente 300 Ma na região sudeste do Brasil, Sul da África, Índia, 
oeste da Austrália e Antártica. 
 
Em 1915, Wegener reuniu as evidências que encontrou para justificar a teoria da deriva continental no livro “ A 
origem dos continentes e oceanos”. Este livro não foi considerado sério pela grande maioria do mundo científico 
por não explicar como e quais forças seriam capazes de mover os inúmeros blocos continentais. Como uma crosta 
rígida continental se deslizaria sobre uma crosta rígida oceânica sem que fosse quebrada pelo atrito? Com a 
morte de Wegener em 1930, a teoria da deriva continental começou a ficar esquecida. 
 
“ A chave para explicar a deriva continental não estava nas rochas continentais, mas no fundo do 
oceano”. 
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Em 1940 ( Segunda guerra mundial) as necessidades militares da localização de submarinos no fundo dos 
mares promoveu o desenvolvimento de sonares, que permitiram traçar mapas detalhados do relevo do fundo 
oceânico. O fundo do oceano atlântico foi mapeado no final dos anos 40, utilizando-se novos equipamentos e 
coletando-se amostras de rochas. 
 
Estes estudos permitiram cartografar uma enorme cadeia de montanha submarina denominada de dorsal meso-
oceânica. 
 
Dorsal ou cadeia meso-oceânica apresenta as seguintes características: 
 
 Sistema contínuo ao longo de toda a terra estendendo-se por 84000 km e apresentando largura da ordem 
de 1000 km. No eixo destas montanhas constatou-se a presença de vales de 1 a 3 km associados a um 
sistema de riftes. 
 Zona de forte atividade sísmica e vulcânica 
 Divide a crosta submarina em duas partes, podendo apresentar a ruptura ou a cicatriz produzida durante a 
separação dos continentes. 
 
No final dos anos 50 surgiu geocronologia que permitiu a obtenção de importantes informações sobre a idade 
das rochas dos fundo oceânico. Ao contrário do que se pensava, as rochas da crosta oceânica apresentava idade 
bastante jovem e inferiores a 200 milhões de anos. Faixas de rochas de mesma idade se situavam 
simultaneamente dos dois lados da dorsal meso–oceânica com asmais jovens próximas da dorsal e as mais 
velhas próximas do continente. 
 
 
Distribuição das idades geocronológicas do fundo oceânico do Atlântico Norte, onde se observam as idades (em 
Ma) mais jovens próximas à dorsal meso-oceânica. 
 
Todas estas novas evidências fizeram com que se passasse novamente a ser novamente considerada a deriva 
dos continentes. 
 
3.1 – Deriva continental e principais eventos associados 
 
Como foi visto o planeta terra está reologicamente dividido em domínios concêntricos sendo o superior a litosfera. 
 
Litosfera = Crosta (5 a 10 km no oceano e 30 a 80 km no continente)+ porção rígida do manto superior. 
 
A litosfera tem espessura variada com uma média próxima a 100 km sendo compartimentada por falhas e fraturas 
profundas formando as placas tectônicas. 
 
O limite inferior da litosfera é chamado de astenosfera que conforme visto anteriormente trata-se de uma zona de 
baixa velocidade de propagação de ondas sísmicas. 
 
O estado mais plástico desta zona permite que a litosfera deslize sobre a astenosfera tornando possível o 
deslocamento lateral das placas tectônicas. 
 
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Distribuição geográfica das placas tectônicas da terra. os números representam as velocidades em cm/ano entre 
as placas, e as setas, os sentidos do movimento. 
 
As placas tectônicas podem ser oceânicas ou mais comumente compostas de porções de crosta continental e 
oceânica. Estas crostas continental e oceânica são muito distintas no que diz respeito à composição litológica e 
química, morfológica, estruturais, idade, espessura e dinâmica. 
 
Crosta continental 
 
 Composição litológica muito variada formada por rochas de caráter ácido até ultramáfico. Composição 
média análoga às das rochas granodiorítica a diorítca. 
 Pode ser dividida em superior e inferior. A crosta superior é composta por rochas sedimentares, ígneas e 
metamórficas de baixo e médio grau. A crosta inferior é formada por rochas metamórficas de alto grau e 
de natureza básica a intermediária. 
 Apresenta uma estrutura complexa produzida por diversos eventos geológicos que afetaram a rocha após 
a sua formação. 
 Espessura de 30 a 80 km, adelgaçando-se à medida que se aproxima das dorsais meso-oceânica. 
 
Crosta oceânica 
 
 Composição litológica muito mais homogênea constituída de rochas ígneas básicas (basaltos) coberta 
tem várias partes por uma camada de material sedimentar 
 Em geral apresentam espessura da ordem de 5 a 10 km, adelgaçando-se à medida que se aproxima 
das dorsais meso-oceânica. 
 Mais densa e mais jovem que a crosta continental. 
 
 
O conceito de expansão do assoalho oceânico 
 
Um dos principais objeções da teoria da deriva continental era que Wegener não conseguia explicar as forças que 
moveriam os continentes. Sabe-se hoje que a litosfera possui uma energia cinética cuja fonte é o fluxo térmico 
interno da terra, e que este calor chega à superfície através das correntes de conveção do manto superior. 
 
Em 1960 o pesquisador Harry Hess (Universidade de Princeton – EUA) postulou o conceito de expansão do 
assoalho oceânico utilizando como ferramenta dados geológicos e geofísicos que permitiram o levantamento das 
seguintes hipóteses: 
 
 A estrutura do fundo oceânico esta relacionada ao processo de convecção no interior da terra. 
 O fluxo de calor emanado na dorsal meso-oceânica provocaria a ascensão do material do manto que fica 
menos denso. Ao atingir a superfície se movimenta lateralmente e o fundo oceânico se afastaria da dorsal. 
O material que sai pela fenda existente na crista da dorsal forma a nova crosta oceânica. 
 
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Esquema de correntes de convecção atuantes na dorsal meso-oceânica 
 
A deriva continental e a expansão do fundo dos oceanos seriam assim uma conseqüência das correntes 
de convecção. 
 
 
Mapa Geomorfológico do Atlântico Sul, ilustrando principais feições tectônicas 
Evidentemente em um outro local deve haver consumo ou destruição destas crostas senão a terra se expandiria. 
A destruição da crosta mais antiga ocorreria nas chamadas zonas de subducção. 
 
Zonas de subducção – Locais onde a crosta oceânica mais densa mergulharia para o interior da terra até 
sofrerem fusão e serem incorporadas novamente ao manto. 
 
Muitos cientistas acreditam que as correntes de convecção não seriam suficientes para movimentar as placas 
litosféricas, mas constituiria um dentre muitos fatores. 
 
 Estes outros fatores passariam a atuar a partir do momento em que se inicia o processo de subducção. São eles: 
 
 Pressão sobre a placa provocada pela criação de nova litosfera das zonas dorsais meso-oceânicas, 
empurrando as placas tectônicas para os lados. 
 Mergulho da placa mais antiga e mais densa puxaria parte da placa litosférica para baixo. 
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 A placa litosférica torna-se mais fria e mais espessa à medida em que se afasta da dorsal meso-oceânica. 
Sendo assim o seu limite com a atenosfera é uma superfície inclinada. O próprio peso da placa poderá 
provocar o movimento de alguns centímetros por ano. 
 
Movimentação das placas tectônicas 
 
Velocidade de deslocamento das placas tectônicas 
 
 Velocidade média de 2 a 3 cm/ano. 
 As diferenças de velocidade estão relacionadas à proporção de crosta continental presente na placa. 
Quanto maior for esta proporção menor será a velocidade. 
 Embora todas as placas litosféricas possam se mover, não são todas que atualmente estão em 
movimento. 
 
Limite entre as placas 
 
Os limites entre as placas podem ser de três tipos: 
 
 Limites divergentes – Marcado pela a dorsla meso-oceânica onde as placas tectônicas se afastam uma da 
outra. 
 Limites convergentes – As placas tectônicas colidem, com a mais densa mergulhando sob a outra, 
gerando uma zona de intenso magmatismo a partir de processos de fusão parcial da crosta que 
mergulhou. Nestes limites ocorrem fossas e províncias vulcânicas (ex.: placa do pacífico). 
 Limites conservativos –Placas tectônicas deslizam lateralmente uma em relação a outra, sem destruição 
ou geração de crosta (falhas transcorrente). Exemp´los deste tipo é a falha de San Andréas na América do 
Norte. 
 
Como conseqüência dos deslocamentos das placas tectônicas ocorre a formação das margens oceânicas, 
relacionadas ao afastamento entre as placas tectônicas, e formação das grandes cordilheiras e arquipélagos, 
relacionadas às colisões entre as placas tectônicas. 
 
Formação das margens oceânicas 
 
As placas tectônicas divergentes originam as margens continentais passivas que se caracterizam por 
apresentarem rifteamento. Os rifteamentos são movimentos distensivos na crosta, que produz falhas subverticais 
e abatimento de blocos. 
 
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Fragmentação de uma massa continental e desenvolvimento de margens continentais passivas. 
 
Evolução de um rift 
 
 O esquema evolutivo de um rifit inicia-se com o aumento pontual do fluxo térmico no manto, que irá causar 
o soerguimento e abaulamento da crosta continental. 
 Este soerguimento provoca o fraturamento e extrusão de rochas máficas com instalação de correntes de 
convecção no manto sujacente a esta região. 
 Inicia-se um processso distensivo que gera falhamentos normais e o desenvolvimento de estruturas do 
tipo rift valley. 
 Com a continuidade do movimento distensivo, ocorre o adelgamento da crosta continental até que 
finalmente ocorra a ruptura e o desenvolvimento de uma crosta basáltica incipiente. 
 Ao longo das margens adelgaçadas dos continentes ocorre a movimentação tectônica de blocos, 
caracterizadas principalmente por um sistema de falhas subverticais. Ex.: Costa leste da América do Sul e 
oeste da África. 
 
 
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Um limite de placa divergente, aflora acima do nível do mar na Islândia (Gdmundur E. Sigvaldason, Nordic 
Volcanological Institute – Livro: Para Entender a Terra). 
 
 
O fotógrafo e outros mergulhadores desceram cerca de 24 metros na fenda entre as placas, para fotografar vales, 
vulcões e fontes termais criadas pela falha geológica. Mas alguns cânions, como o Silfra (foto) chegam a ter 60 
metros de profundidade 
 
 
O fotógrafo britânico Alexander Mustard registrou um mergulho que ele e outros colegas fizeram na região entre 
as placas tectônicas da América do Norte e da Eurásia. Na imagem, o Nes Canyon, um dos cânions formados 
entre as duas placas 
 
 
 
 
 
Formação de cordilheiras e arquipélagos 
 
Os choques entre as placas litosféricas podem envolver crosta oceânica com crosta oceânica, crosta continental 
com crosta oceânica e crosta continental com crosta continental.. 
 
 Crosta oceânica com crosta oceânica – A placa mais densa, mais antiga, mais fria e mais espessa 
mergulha sob a outra placa, em direção ao manto carregando consigo parte dos sedimentos acumulados 
sobre ela. Formam-se os arquipélagos atrás de zona de subducção. Ex.: Ilhas do Japão. 
 
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 Crosta continental com crosta oceânica – Ocorre a subducção da crosta oceânica sob a placa 
continental formando as grandes cordilheiras de montanhas continentais. Ex.: Andes na América do Sul. 
 
 
 
 Colisão entre placas continentais – Não gera vulcanismo expressivo como nos outros dois processos, 
mas produz intenso metamorfismo de rochas continentais pré-existentes e leva a fusão parcial de porções 
da crosta continental gerando magmatismo granítico. Ex.: Cordilheiras dos Alpes e Himalaias, esta última 
gerada a partir da colisão entre as placas da índia e a Asiática, processo iniciado a 70 milhões de anos 
atrás. 
 
 
 
“A colisão entre placas tectônicas formam as margens continentais ativas onde se desenvolvem atividades 
tectônicas importantes” 
 
3.2. - Atividades sísmicas 
 
A atividade sísmica mundial, através da concentração de epicentros, delimita a superfície terrestre como se fosse 
formada de peças de um quebra-cabeça. Em torno de 75% da energia liberada com terremotos ocorre ao longo de 
estruturas marginais do oceano pacífico, conhecido como cinturão de fogo. 
 
 
 
 
 
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Sismicidade mundial. Mapa de epicentros do período 1964 a 1995 de sismos com magnitude superior a 5. 
As projeções dos epicentros na superfície da terra definem linhas ou faixas. 
 
 Padrão em linha – è característico das dorsais oceânicas, que dão origem às margens continentais 
passivas. EX.: oceano atlântico e índico. Este padrão se relaciona aos limites das placas oceânicas com 
regime de esforço tracionais. Os sismos são rasos, com profundidade de poucos quilômetros. 
 Padrão em faixas – Caracteriza o cinturão Circum-Pacífico, assim como a atividade sísmica na Europa e 
Ásia. Este padrão sísmico se associa a regimes compressionais, em especial a limites convergentes de 
placas. Nesta faixa os sismos são principalmente rasos (profundidade focal menor que 50 km), mas 
podem atingir profundiades de até 670 km. As profundidades dos sismos aumentam em diração ao 
continente. Em perfil se observa que os sismos se alinham em uma zona inclinada, geralmente com 30 a 
60
o
 de inclinação. Estas faixas sísmicas mais largas, incluindo sismos profundos, marcam regiões da terra 
de convergência de placas litosféricas. Os grandes terremotos ocorrem nestas regiões. 
 
 
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Sismicidade da América do Sul (1964 a 1995), mag.>4,7). Circulo vermelho, quadrado amarelo e triângulo branco 
indicam epicentros de sismos rasos (menor que 60 km), intermediários e profundos (maior que 350 km). Nos perfis 
AA’ e BB’, mostram-se a topografia (linha grossa) e a projeção dos hipocentros ( pontos) dos sismos até 300 km 
de cada lado do perfil. Na região do Peru (perfil AA’), os hipocentros se alinham horizontalmente, antes de 
mergulhar sob o Acre. 
 
3.3 - A dança dos continentes 
 
As informações geológicas disponíveis demonstram que a aglutinação e fragmentação de massas continentais 
ocorreram diversas vezes no passado geológico e que o Pangea foi apenas a última aglutinação importante dos 
continentes. 
A abertura e o fechamento das bacias oceânicas é conhecida como “ciclo de Wilson”. Este ciclo, conforme 
visto anteriormente, inicia-se com a ruptura de uma massa continental, através do desenvolvimento de fraturas e 
de sistemas de rifts. Posteriormente o ciclo se inverte, iniciando-se uma subducção de crosta oceânica em uma ou 
em ambas as margens continentais que passam de passivas para ativas podendo ocorrer o fechamento total ou 
parcial das bacias oceânicas. O ciclo de Wilson ocorreu várias vezes na história da terra, o que produziu uma 
movimentação contínua dos continentes em diferentes direções, ora se aglutinando ora se fragmentando. 
Na Figura abaixo está a reconstituição da aglutinação de blocos continentais para os últimos 2 bilhões de anos 
da história geológica da terra. Observa-se que no início as massas continentais estavam reunidas em três micro-
continentes, Ártica, Atlântica e Ur com parte do que seria a América do Sul na Atlântica. Entre 2 e 1 bilhão de anos 
atrás, estes micro-continentes se fragmentaram, através de processos de rifteamentos, com os fragmentos 
colidindo entre si para gerar novas configurações continentais maiores. Entre 1,3 a 1 bilhão de anos atrás, os 
principais blocos de crosta continental se juntaram originando o primeiro super-continente denominado de Rodínia 
(significa mãe-pátria) rodeado pelo oceano Miróvia (significa paz). 
A América do sul faria parte dos blocos Amazônia, Rio da Prata e São Francisco. Entre 1000 e 800 milhões de 
anos atrás, o continente de Rodínia teria se fragmentado e entre 800 Ma e 500 Ma os fragmentos de crosta 
continental teriam tornado a colidir entre si formando um novo super continente a Gondwana, que inclui a América 
do Sul, Laurentia-Báltica e Sibéria. A 550 Ma, estes três supercontinentes estiveram juntos por um pequeno 
intervalo de tempo geológico, formando a Panótia (significa tudo no sul). 
A aproximadamente 340 Ma todas as massas continentais começaram novamente a se juntar formando a 230 
Ma a Pangea. Há 200 Ma a Pangea vem se fragmentando, e a América do Sul iniciou a sua separação da África 
há 180 Ma. Nesta mesma época a Austrália e a Antártica também se separaram do Pangea, e a Índia iniciou a sua 
viagem até o hemisfério norte, colidindo com a Ásia, formando a Cordilheira do Himalaia. 
 
 
ECV5149 – Geologia de Engenharia 
 17 
 
Reconstituição da posição dos continentes de 2 bilhões de anos até 100 milhões de anos atrás 
 
 
 
4 - Tensões Horizontais induzidas pelos movimentos das Placas tectônicas 
 
A rocha em profundidade está submetida a tensões resultantes do peso da rocha sobrejacente e de tensões 
tectônicas induzidas. O conhecimento deste estado de tensões é importante para se avaliar o comportamento do 
maciço rochoso durante a abertura de escavações. As escavações em rochas alteram o campo de tensões no 
entorno das escavações e estas tensões induzidas podem ser maior que a resistência apresentada pela rocha. As 
tensões verticais relacionadas ao peso da rocha sobrejacente é obtida pela seguinte relação: 
 
zv  
 
Onde: v – Tensão vertical; - Densidade da rocha sobrejacente; z – Profundidade abaixo da superfície 
 
Medidas das tensões verticais em várias obras de engenharia civil feitas em vários países confirma, apesar da 
dispersão das medidas, a validade da seguinte relação: 
 
zv 7,2
 
 
Obs.: Foi admitido um valor médio paraa densidade das rochas de 2,7 t/m
3 
 
ECV5149 – Geologia de Engenharia 
 18 
 
Dados das tensões verticais in situ obtidos em várias partes do mundo (Brown, 1980) 
 
 
A tensão horizontal que atua em um elemento de rocha localizado a uma profundidade z abaixo da superfície é 
muito difícil de ser estimada. Normalmente a razão entre a tensão horizontal e a tensão vertical é representada 
pela letra k; 
 
zkk vh  
 
 
Medidas das tensões horizontais em obras de engenharia civil em vários países indicam que o valor de k tende a 
ser alto próximo da superfície e decresce com a profunidade (Brown e hoek, 1978; Herget, 1988). 
 
 
As medidas das variações da tensão horizontal com a profundidade apresentam uma dispersão bem maior 
quando comparada com as variações das tensões verticais. Os valores experimentais de k ficaram dentro do 
seguinte intervalo: 
 
 
5,0
1500
3,0
100

z
k
z
 
 
 
Dentro do domínio das obras de engenharia, entre 0 e 500m, tem-se que em 92% dos casos estudados a 
magnitude das tensões horizontais excede o componente das tensões verticais. 
 
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 19 
 
Variação do valor de k em função da profunidade (Hoek e Brown, 1980) 
 
Nos locais onde estudos preliminares indicarem que as tensões in situ podem ter uma significante influência no 
comportamento de escavações subterrâneas é recomendado que as mesmas sejam medidas. 
 
4.1 – Mapa de tensões tectônicas 
 
O World Stress Map (WSM) é um repositório global para os dados de tensões tectônicas da crosta terreste. Foi 
originalmente compilado por um grupo de pesquisa liderado por Zoback como parte do International Lithosphere 
Programm (ILP). Hoje faz parte de um projeto de pesquisa da Heidelberg Academy of Sciences and humanities. 
No WSM estão indicadas as orientações das tensões tectônicas. 
 
 
www.world-stress-map.org/ 
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 20 
5 - Isostasia 
 
Entre 1735 e 1745 foi realizada uma expedição francesa para o Peru, liderada por P. Bouguer, com o objetivo de 
determinar o formato da terra. Nesta viagem Bouguer notou que as montanhas da cordilheira dos Andes exerciam 
uma força de atração gravitacional menor do que a esperada para o respectivo volume. Um século mais tarde G. 
Everest fez a mesma observação nos Himalaiais, sendo sugerido na época que as montanhas teriam menor 
massa do que as áreas adjacentes. 
A explicação viria em 1855, quando J.H.Prett e G. Airy propuseram, independentemente, hipóteses para 
explicar essas observações, e em 1889 o termo isostasia foi utilizado para denominar o mecanismo que explica o 
que foi observado por P. Bouguer e G. Everest. De acordo com o conceito de isostasia, há uma deficiência de 
massa abaixo das rochas da cordilheira aproximadamente igual à massa das pequenas montanhas. A isostasia 
baseia-se no princípio hidrostático de Arquimedes, na qual um corpo ao flutuar desloca uma massa de água 
equivalente à sua própria. 
A camada superficial da terra relativamente rígida flutua sobre um substrato mais denso. Sabe-se hoje que 
esta camada corresponde à crosta e parte do manto superior formando a litosfera. O substrato denso é a 
astenosfera, que comporta-se como um fluido viscoso, na qual ocorrem deformações plásticas na escala do tempo 
geológico. 
 
“Portanto isostasia vem a ser o estado de equilíbrio dos blocos continentais siálicos que flutuam no 
substrato mais denso do manto, obedecendo ao principio de Arquimedes” 
 
Na hipótese de G. Airy e J. H. Pratt, a superfície terrestre é considerada rígida, preservando as feições 
topográficas, e menos densa em relação ao substrato plástico. 
 
Modelo de G. Airy – As montanhas são mais altas por possuírem raízes profundas, da mesma forma que um 
imenso bloco de gelo flutuando no mar. Considerou a crosta constituída de blocos de mesma densidade e quanto 
mais alto for o bloco de Sial, maior será a sua raiz mergulhada np substrato constituído pelo Sima. 
 
Modelo da compensação isostática de Airy. 
 
Modelo de J. H. Pratt – As montanhas são elevadas por serem compostas por rochas de menor densidade de 
que as existentes nas regiões vizinhas, havendo neste caso diferenças laterais de densidade. 
 
 
Modelo da compensação isostática de Pratt. 
 
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 21 
Sabe-se hoje que os dois modos de compensação isostática ocorrem na natureza. As montanhas são mais altas, 
pois se projetam para as partes mais profundas do manto, conforme informações obtidas da sismologia. Por outro 
lado os continentes situam-se acima do nível do mar devido à diferença de composição e densidade entre a crosta 
continental e oceânica. 
 
Os dois modelos de compensação isostática operam simultaneamente. As montanhas possuem raízes profundas, 
compostas por rochas com densidades relativamente baixas, fazendo com que a crosta e a litosfera sejam mais 
espessas nessas regiões, conforme previsto no modelo de Airy. A crosta oceânica situa-se em níveis topográficos 
mais baixos do que a crosta continental, devido à sua maior densidade, conforme previsto no modelo de Pratt. 
 
Mesmo após ter sofrido intemperismo e erosão intensa no decorrer do tempo geológico, a crosta continental 
situa-se acima do nível do mar devido a isostasia, pois a medida que a erosão remove as camadas superficiais, 
ocorre lento soerguimento. Portanto, rochas originadas em profundidade maiores acabam atingindo níveis 
superficiais. 
O desaparecimento das camadas de gelo no Canadá e Península Escandinávia há cerca de 6000 anos atrás, 
forçam ainda hoje deslocamentos verticais do continente e, desta forma, o nível relativo do mar (que neste caso 
esta descendo). Em locais onde as geleiras se estabeleceram, a litosfera sofreu um soerguimento (a taxas de até 
1 cm/ano) e o nível marinho relativo do local desceu mais de 300 m mesmo perante uma elevação eustática. 
Desta forma, é comum encontrar no Mar Báltico e na Baía de Hudson praias fósseis a centenas de metros de 
altura (terraços escalonados na figura abaixo), e portos antigos dezenas de metros acima do nível marinho atual e 
a milhares de metros para dentro do continente. 
 
Aspecto da zona costeira na Baía de Hudson, com uma série de plataformas elevadas (associadas a antigas 
posições da linha de costa) indicando a queda do nível relativo do mar. Datações radiométricas indicam que estas 
feições tem menos que 14.000 anos de idade (Tom Rothhamel Universidade de Montana). 
O que vem a ser grau geotérmico? 
 
R: Até a profundidade de 10 a 20 metros a temperatura da rocha é influenciada pelas variações externas. A 
profundidades maiores, há um aumento mais ou menos constante da temperatura. O grau geotérmico 
corresponde ao número de metros em profundidade na crosta terrestre necessário para que ocorra o aumento de 
1 
o
C. O valor médio é de 33 m, no entanto, existem grandes variações. No Brasil foi obtido o valor de 25 m na Ilha 
do Marajó/PA e de 54 m na Mina do Morro Velho/MG. Nas áreas afetadas por vulcanismo o grau geotérmico é 
menor. Na região nordeste da Alemanha foi determinado o valor de 11 metros. O máximo valor conhecido localiza-
se no sul da África que é de 125 metros. 
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 22 
6 – Tempo geológico 
Os principais métodos de estudo da moderna geologia são a estratigrafia, os paleontológicos e os 
geocronológicos. Todos estes métodos estão fundamentados em princípios de investigação para se determinar as 
idades das rochas e das seqüências das quais elas fazem parte. 
 
Estratigrafia 
 
È a ciência que estuda os estratos sedimentares, incluindo minerais e fósseis presentes, sua coordenação 
cronológica, distribuição geográfica e ambientes de sedimentação. Os estudos estratigráficos tomam como base 
os seguintes princípios: 
 
 Horizontalidade original – As formaçõessedimentares são depositadas originalmente na posição 
horizontal. Qualquer mergulho que apresentem é resultado de subseqüente dobramento. 
 Lei da superposição – Cada camada é mais jovem que aquelas localizadas abaixo dela e mais antiga que 
aquelas situadas acima. 
 Continuidade lateral original – Seqüências estratigráficas idênticas expostas em lados opostos de um vale 
devem ser interpretadas como resto de camada que já foram contínuas na área na qual o vale foi aberto. 
 Princípio das relações de interseção – Qualquer rocha que foi cortada por um corpo intrusivo ígneo ou por 
uma falha é mais antigo que o corpo ígneo ou falha. 
 
 
Aplicação prática dos Princípios de estratigrafia. a) Princípios da continuidade lateral e superposição, testemunhos 
de erosão da paisagem rochosa do deserto do Arizona. As camadas foram depositadas em estágios sucessivos, 
da base para o topo, uma sobre as outras; b) Princípios da superposição e das relações de intersecção: uma 
seqüência de camadas sofreu a intrusão de magma que levou à formação do conduto que originou o vulcão 1 e a 
lava A. O conduto foi posteriormente cortado por uma falha inversa. Mais tarde, novo conduto corta o anterior, 
tendo originado o vulcão 2 e a lava B. Uma falha normal é a última estrutura observada, pois corta as demais. 
 
Paleontologia 
 
É o estudo dos fósseis, ou seja, restos mineralizados de seres vivos ou vestígios de vida de organismos que 
existiram durante a história da vida da terra e que se encontram preservadas no registro geológico das rochas. 
A partir dos fósseis as rochas podem ser datadas e a evolução dos seres vivos fossilizados até aos atuais 
pode ser mais bem compreendida. A partir dos fósseis pode-se fazer a datação das rochas sedimentares e 
ECV5149 – Geologia de Engenharia 
 23 
correlações entre rochas de locais distantes, com o objetivo de correlacionar as camadas ou rochas com as 
subdivisões da escala do tempo geológico. 
A evolução é uma transformação contínua e irreversível dos organismos. Por isso, as espécies não se 
repetiram através do tempo geológico. Ai esta razão da utilidade dos fosseis na datação das camadas fossilíferas. 
Alei da sucessão faunística é uma simples decorrência deste fato. De acordo com ela, cada unidade estratigráfica 
baseada em fósseis apresenta um conteúdo paelontológico diverso. 
 
“Formações muito afastadas de outras poderiam ser consideradas como praticamente contemporâneas 
desde que contivessem grupos semelhantes de fósseis”. 
 
Geocronologia 
 
Estuda o tempo geológico, através de datações absolutas e relativas de diversos eventos geológicos (e.g. 
cristalização e re-cristalização de rochas e minerais, deposição de sedimentos, formação de depósitos minerais, 
etc). A descoberta da radioatividade permitiu o nascimento da geocronologia pela datação radiométrica, que é a 
medida da quantidade de tempo passado por meio de análises de minerais e rochas. A desintegração radioativa é 
o único processo que ocorre a uma taxa estatisticamente previsível e estável. 
Os isótopos instáveis que resultam dos processos de desintegração radioativa são particularmente 
interessantes para a datação do tempo geológico, pois podem ser aprisionados nos minerais. Sendo assim, pode-
se fazer datações radiométricas de rochas que contenham elementos radioativos e conseqüentemente isótopos 
instáveis. 
Os átomos podem se desintegrar de diferentes modos, transformando-se em formas de menor energia. Os 
elementos radioativos se desintegram espontaneamente formando átomos de outros elementos pela emissão de 
partículas que ocorre no núcleo dos átomos instáveis (átomos-pai). A taxa de desintegração não se altera 
quaisquer que sejam as condições físicas e químicas como pressão e temperatura. 
 
 
 
Os três tipos de decaimento radioativo. Na 
desintegração alfa (a) ocorre a perda, pelo 
núcleo do átomo-pai, de dois prótons e dois 
nêutrons; o número de massa decresce de 
quatro e o número atômico de dois. A 
desintegração beta consiste na emissão, pelo 
núcleo, de um elétron de alta velocidade, um 
de seus nêutrons se transforma em um próton 
e o número atômico aumenta de um. Na 
captura de elétrons, um próton do núcleo 
captura um elétron orbital e se transforma em 
um nêutron: o número atômico decresce de 
um. A desintegração beta e a captura de 
elétrons não mudam o número de massa. 
 
 
Conhecendo-se a constante desintegração do pai radioativo necessita-se apenas medir no sistema a proporção 
de isótopos-filho e isótopo-pai de modo a calcular o tempo em que o sistema se originou. A desintegração 
progressiva de átomos-pais radiativos produz átomos-filhos que ficam aprisionados em suas respectivas posições 
no retículo cristalino. 
A datação radiométrica de diferentes minerais e rochas é obtida com o uso dos isótopos-pai e filho específicos 
para casa caso, dependendo do material que se quer datar (rocha ou mineral), das características geológicas da 
região.Existem os métodos k/Ar, Rb/Sr, U/Pb, entre outros. 
 
Escala do tempo geológico 
 
A escala do tempo geológico foi estabelecida com base na sucessão biológica. As ocasiões de evolução explosiva 
de grupos de organismos de sua extinção em massa assinalaram momentos importantes na evolução da vida. 
Essas descontinuidades permitem estabelecer divisões na escala do tempo geológico. 
 
Nem sempre os cientistas concordam com os intervalos sugeridos, existindo divergências tanto de nomenclatura 
quantos de limites cronológicos. Como resultado destas divergências existem várias propostas de subdivisão para 
o tempo geológico,tais como: 
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 24 
 Cowie e Bassett (1989) 
 Gradstein e Ogg (1996) 
 Harland et al (1990) 
 Hoffman (1990) 
 Tarbuck e Lutgens (1996) 
 Gradzteins et al (2004) 
 
Os limites cronológicos seguem a seguinte hierarquia: 
 
ÉON → ERA → PERÍODO → ÉPOCA → ANDAR 
 
A subdivisão mais aceitável caracteriza três Éons: 
 
← PRÉ-CAMBRIANO → 
ÉON ARQUEANO →ÉON PROTEROZOICO→ÉON FANEROZOICO 
 
Éon Arqueano 
 
Do grego archaîos = antigo. Por vezes chamado Arqueozóico = vida antiga. 
 
Durou desde o início da Terra (4.560 milhões de anos) até 2.500 milhões de anos. A origem do Sistema Solar 
ainda é alvo de discussões, mas a hipótese mais aceita é que ele tenha surgido a partir da explosão de uma 
estrela, a aproximadamente 4.500 milhões de anos. Essa idade é corroborada por datações radiométricas das 
rochas da lua e de alguns meteoritos. 
 
Na Terra, o registro mais antigo de rocha é de um gnaisse encontrado no Canadá, com 3.960 milhões de anos 
(Bowring et al., 1989), e o mineral mais antigo, um zircão detrítico encontrado em Mount Narryer na Austrália, 
forneceu uma idade de 4.100 milhões de anos (Froude et al., 1983). Infelizmente, as rochas formadas nos 
primórdios da Terra foram recicladas por processos similares à Tectônica de Placas, dessa forma, aparentemente, 
não sobraram registros dos primeiros 500 milhões de anos do nosso planeta. Litologicamente, os continentes do 
Arqueano eram constituídos de granitos e gnaisses quartzofeldspáticos, rochas pouco densas, que "boiavam" no 
oceano de magma que estava se resfriando, formando uma fina crosta. 
 
Mesmo com essa atmosfera desfavorável, foi no Arqueano que se iniciou a vida na Terra. Os primeiros registros 
de microfósseis foram encontrados no "Apex chert", oeste da Austrália, e datam de 3.465 milhões de anos 
(Schopf, 1993). Esses indivíduos eram bactérias filamentosas, parecidas com as bactérias modernas. Outros 
registros de vida no Arqueano são os estromatólitos. Nesse caso não são fósseis, e sim estruturas formadas por 
colônias de algas, com registros no sul da África e oeste da Austrália. 
 
 
Impressão fóssil de alguns organismos de idade arqueana. (Schopf, 1993) 
 
O limite superior doArqueano foi arbitrado em 2.500 milhões de anos. Esse limite marca o final da estabilização 
das áreas cratônicas arqueanas, e o consequente início da evolução de vastas plataformas continentais em torno 
desses núcleos estáveis. No Brasil temos algumas ocorrências de rochas arqueanas, quase sempre retrabalhadas 
por eventos tectonotermais posteriores. Na América do Sul, Venezuela, Guiana, Guiana Francesa e Suriname 
também encontramos exposições de rochas arqueanas. 
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Mapa do Brasil com a distribuição das unidades atribuídas ao Arqueano (marrom) e ao Precambriano 
indiferenciado (vermelho). Modificado de Schobbenhaus, 1984. 
 
 
Várias concentrações minerais importantes ocorrem nos terrenos arqueanos. Alguns exemplos brasileiros são 
as minas de ferro, cobre e ouro da Serra dos Carajás no Pará, as minas de manganês da Serra do Navio no 
Amapá, e a mina de ouro de Morro Velho em Minas Gerais. Na Bacia Carajás ocorrem também os registros 
fósseis mais antigos descritos na América do Sul. São microorganismos, presentes em siltitos depositados entre 
2.759 +/- 2 milhões de anos (Lindenmayer et al., 1993). 
 
Éon proterozóico 
 
 Do grego próteros = antes + zóico = vida = antes da vida 
 
Definida pela Subcommission on Precambrian Stratigraphy, órgão da International Union of Geological Sciences 
(IUGS), em 1977, a Era Proterozóica durou de 2.500 a 545 milhões de anos. 
Muitos dos principais eventos da história da Terra e da vida ocorreram durante o Proterozóico, tais como a 
estabilização dos continentes, as primeiras orogêneses (processos geradores de montanhas), o aparecimento de 
oxigênio na atmosfera e o desenvolvimento de indivíduos eucariontes. O Éon Proterozóico se caracterizou pela 
evolução de vastas plataformas continentais em torno dos núcleos arqueanos estáveis. Litologicamente os 
granitos e gnaisses ainda são as rochas mais frequentes. 
Mas, uma vez que temos várias áreas continentais se estabelecendo, cada uma delas com uma plataforma 
continental associada, tem início uma vasta sedimentação plataformal, representada por arenitos, calcários, 
arcóseos e folhelhos. Também é bastante frequente a ocorrência de formações ferríferas que concentram os 
maiores depósitos de ferro do mundo. 
O aumento constante do oxigênio possibilitou o aparecimento dos metazoários, organismos complexos que 
realizam respiração, há aproximadamente 650 milhões de anos. Esses primeiros metazoários tinham configuração 
simples, e corpos macios e seus registros foram encontrados perto de Adelaide, Austrália (Glaessner & Wade, 
1996). 
 
 
 
Exemplos de organismos presentes na fauna do éon proterozóico 
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 26 
Éon fanerozócio 
 
Do grego faneros = aparente + zóico = vida = vida aparente 
 
O Éon Fanerozóico se extende de 545 milhões de anos até os dias de hoje, e é caracterizado por abrigar a vida. 
O Fanerozóico é subdividido em três eras: Paleozóico, Mesozóico, Cenozóico. 
 
A Era Paleozóica (do grego: palaeo = antiga + zoe = vida) é limitada por dois importantes eventos na história da 
vida na Terra: o seu início há 545 milhões de anos, marca o primeiro registro seguro de animais com partes 
mineralizadas (conchas, carapaças), e seu final, há 248,2 milhões de anos, marca a maior extinção em massa que 
já ocorreu no nosso planeta. 
 
A Era Mesozóica (do grego: meso = meio + zoe = vida) durou de 248,2 a 65 milhões de anos. Os limites do 
Mesozóico também são marcados por grandes extinções em massa. A extinção no limite Paleozóico/Mesozóico 
tem causas desconhecidas, mas a extinção no limite Mesozóico/ Cenozóico aparentemente foi causada pelo 
impacto de um grande meteoro, que gerou uma cratera com mais de 170 km de diâmetro, na península de 
Yucatan, México. 
 
A Era Cenozóica (do grego: kainos = recente + zoe = vida) dura de 65 milhões de anos até os dias de hoje. 
Acredita-se que o meteoro de Chicxulub, no México tenha sido o responsável indireto pela extinção de várias 
formas de vida na transição entre as eras Mesozóica e Cenozóica. O impacto causado por esse corpo celeste 
teria gerado uma espessa nuvem de poeira, impedindo a fotossíntese e alterando o clima terrestre. O Cenozóico é 
dividido em dois períodos, o terciário e quaternário. O homem apareceu na Terra no Período Quaternário, há 
apenas 1.8 milhões de anos. 
 
 
Escala do Tempo Geológico, com indicação de alguns eventos importantes na evolução da vida (modif. de 
Tarbuck & Lutgens 1996 e Gradstein et al. 2004) 
 
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A fita do tempo geológico desde a formação do sistema solar até o presente, medida em bilhões de anos e 
marcadas por alguns dos princiapsis eventos e transições da história da Terra. (Livro: Para Entender a Terra)