2014225_154218_Apostila_Geologia_Geral

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Universidade Federal do Rio Grande do Sul 
Departamento de Engenharia de Minas 
Geologia de Engenharia I 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Geologia geral 
Aula 2. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Prof. Rodrigo Peroni 
Abril 2003 
 
Índice analítico 
1. Origem do Universo _____________________________________________________________ 3 
2. Origem do Sistema Solar _________________________________________________________ 3 
3. Estrutura da Terra_______________________________________________________________ 3 
4. Ciclo de Formação das Rochas ____________________________________________________ 4 
5. Proporção das rochas na crosta ____________________________________________________ 5 
6. Tempo geológico________________________________________________________________ 6 
6.1. Tempo (idade) Relativo _______________________________________________________ 6 
6.2. Princípios de Steno __________________________________________________________ 6 
6.3. Tempo geológico – idade absoluta ______________________________________________ 8 
6.3.1. Radioatividade __________________________________________________________ 8 
6.3.2. Meia-vida ______________________________________________________________ 8 
6.3.3. Decaimento radioativo ____________________________________________________ 8 
6.3.4. Tipos principais de radiação________________________________________________ 9 
6.3.5. Exercício sobre datação radioativa _________________________________________ 10 
6.3.6. Exercício sobre datação utilizando métodos absolutos e relativos _________________ 10 
6.4. Escala do tempo geológico ___________________________________________________ 11 
6.5. Evolução da Crosta _________________________________________________________ 14 
 
1. ORIGEM DO UNIVERSO 
O início explosivo do nosso universo marca os primórdios dos tempos que conseguimos provar 
com as teorias físicas atuais. O que a teoria nos mostra é que de um estado inicial, no qual matéria e 
radiação se agrupavam em uma forma extremamente densa e quente, o universo expande e a 
matéria esfria. Nesse dado tempo, as quatro forças fundamentais da natureza – gravidade, 
eletromagnetismo, forças nucleares fortes e fracas estiveram unificadas. A evolução do universo 
inicial não é perfeitamente compreendida, mas é sabido que ao final do primeiro segundo de tempo 
os blocos fundamentais da matéria foram formados. Ao final dos primeiros três minutos, hélio e outros 
átomos de núcleo leve foram formados, mas durante um período bastante longo as temperaturas 
permaneceram muito elevadas para a formação dos outros átomos. Ao redor de um milhão de anos 
após o evento inicial e original que foi denominado Big-Bang, núcleos e elétrons encontravam-se a 
temperaturas baixas suficientes para formar os outros átomos. Mas o universo ainda não tinha a 
aparência atual até que pequenas perturbações na distribuição da matéria foram capazes de 
condensar e formar as estrelas e galáxias tais como as conhecemos hoje. 
2. ORIGEM DO SISTEMA SOLAR 
Nuvem de Gás (H e He, outros elementos) → aproximação (gravidade) → > calor e > 
densidade → fusão de H e He e geração de outros elementos. → nasce o Sol (6 bi) → planetas se 
formam por condensação da porção externa da nuvem de gás: 
Planetas Terrestres: formados por material que condensa em alta temp. (Fe, Ni, silicatos, 
óxidos). São eles: mercúrio, Vênus, Terra, marte. 
Planetas Não Terrestres: formados por material que condensa em baixa temp. (gelo, metano, 
amônia). São eles: júpiter, saturno, urano, netuno, plutão. 
Estima-se que o sistema solar possui cerca de 4,6 bilhões de anos e formou-se a partir do 
resfriamento progressivo do sol. Com o resfriamento gradativo, parte do gás incandescente 
condensou-se em partículas sólidas dando início ao processo de acreção mediante colisões entre 
partículas guiadas pela atração gravitacional. 
3. ESTRUTURA DA TERRA 
Estrutura segundo Propriedades físicas 
• Núcleo interno (sólido) 
• Núcleo externo (líquido) 
• Mesosfera (manto inf., resistente a def.) 2900 - 350 km 
• Astenosfera (manto sup., não resistente) 350 - 100 km 
• Litosfera (crosta oceânica e continental) 
A crosta continental apresenta espessura variável (30-40 km nos crátons) até 60-80 km nas 
cadeias montanhosas. A descontinuidade de CONRAD assinala a interface entre a crosta superior e a 
crosta inferior. Ao descer através da crosta e do topo do manto superior passamos de uma parte 
rígida para uma parte plástica. A parte rígida que inclui a crosta e uma parte do manto é denominada 
de litosfera, enquanto que a parte plástica é denominada de astenosfera. Na mesosfera, em função 
de sua alta temperatura, o que poderia torná-la mais plástica, está submetida a uma pressão mais 
elevada que a torna sólida. O núcleo externo apresenta-se líquido ao passo que o núcleo interno é 
sólido. 
 
Figura 1 – Modelo conceitual da estrutura terrestre. 
A maior parte do interior da terra é inacessível às observações diretas, de modo que é 
necessário recorrer a métodos indiretos. A sismologia revela que a estrutura interna da terra consiste 
de uma série de camadas que compõem a crosta o manto e o núcleo. A partir das propriedades 
físicas e com o apoio de experimentos que simulam as condições de temperatura e pressão da terra 
é possível inferir as composições mineralógicas das camadas presentes. Entre as camadas existem 
descontinuidades, algumas dessas descontinuidades São bastante marcantes e são freqüentemente 
citadas. A primeira descontinuidade detectada na Terra foi o limite crosta-manto (MOHO) que se 
encontra a profundidades variáveis (5 a 10 km nas áreas oceânicas e a 30-80 km nos continentes). A 
segunda descontinuidade em importância, delimita o contato manto-núcleo, chamada de 
descontinuidade de Guttenberg está situada a 2900 km de profundidade. Os aumentos de densidade 
e velocidade ao atravessar a descontinuidade de Guttenberg são muitos grandes e deixam poucas 
dúvidas a respeito da composição de uma liga metálica de ferro-níquel. O manto forma 83% do 
volume da Terra. Com o desenvolvimento da rede sismográfica mundial e dos métodos de 
observação e análise foram encontradas novas interfaces e zonas de transição, mostrando que a 
crosta, o manto e o núcleo são domínios heterogêneos. 
Tabela 1 – Características das estruturas que compõem a Terra. 
PROFUNDIDADE DENOMINAÇÃO DAS CAMADAS CONSTITUIÇÃO LITOLÓGICADENSIDADE TEMPERATURA
0 Km Crosta superior SIAL - Granodiorito 2,7 g/cm3 800 oC
Descontinuidade de Conrad
35 Km Crosta inferior SIMA - Gabro 3,0 g/cm3 1.000 oC
Descontinuidade de Mohorovicic
200 Km Manto externo Peridotito 3,3 g/cm3
900 Km Manto médio Peridotito c/Fe e S
2.900 Km Manto interno Similar aos meteoritos 5,5 g/cm3 2.000 oC
Descontinuidade de Wiechert-Gutenberg
5.100 Km Núcleo externo NIFE - Similar aos sideritos 9-11 g/cm3 3.000 oC
6.370 Km Núcleo interno NIFE - Similar aos sideritos 12-14 g/cm3 5.000 oC
 
4. CICLO DE FORMAÇÃO DAS ROCHAS 
Por definição rochas são produtos consolidados, resultantes da união natural de minerais. 
Diferente dos sedimentos (ex. areia da praia) as rochas têm seus grãos ou cristais bem unidos e 
consolidados. Dependendo do processo de formação, a coesão dos grãos constituintes varia, 
resultando em rochas brandas e rochas duras. 
Por estrutura da rocha denomina-se o aspecto geral externo do agrupamento de minerais que 
a constitui. A estrutura pode ser maciça, com cavidades, orientado ou não, já a textura se revela por 
meio da observação mais detalhada do tamanho, forma e relacionamento entre os cristais ou grãos 
constituintes da rocha. 
Classificar as rochas significa usar critérios que permitam agrupá-las segundo características 
semelhantes. Uma das principais classificações é a genética,em que as rochas são agrupadas de 
acordo com seu modo de formação na natureza. Sob esse aspecto as rochas se dividem em três 
grandes grupos: 
Rochas ígneas ou magmáticas – resultantes do resfriamento e consolidação de material 
rochoso fundido (chamado magma) intrusiva/extrusiva; 
Rochas sedimentares – uma parte das rochas sedimentares é formada a partir da compactação 
e/ou cimentação de fragmentos produzidos pela ação do intemperismo e pedogênese sobre uma 
rocha pré-existente (chamada de protólito); 
Rochas metamórficas – resultam da transformação de uma rocha pré-existente (protólito) no 
estado sólido. O processo de transformação se dá por aumento de pressão e/ou temperatura sobre a 
rocha pré-existente, sem que o ponto de fusão de seus minerais constituintes seja atingido. 
 
Figura 2 – Ciclo de formação das rochas. 
5. PROPORÇÃO DAS ROCHAS NA CROSTA 
TIPO DE ROCHA PROPORÇÃO EXISTENTE CARACTERÍSTICAS
Andesitos 0,10% Feldspatos, anfibólios ou piroxênios
Sedimentos 6,20% Quartzo e demais minerais da origem
Dioritos 9,50% Plagioclásios, anfibólios, piroxênios ou biotita
Granodioritos 38,30% Feldspato, ortoclásio, quartzo, plagioclásio, micas
Basaltos 45,80% Plagioclásio, piroxênio e impurezas
Fonte: Poldervaart, A
Tabela 04 - Constituição Litológica da Crosta Terrestre
TIPO DE ROCHA RELAÇÃO SEGUNDO VOLUME RELAÇÃO SEGUNDO ÁREA
Rochas Ígneas 95,0% 25,0%
Sedimentos 5,0% 75,0% 
 
 
Figura 3 – Proporção dos elementos na Terra. 
6. TEMPO GEOLÓGICO 
Quando falamos de tempo, a grande maioria de nós pensa em horas, dias ou anos. O conceito 
de tempo é sempre associado ao tempo individual ou pessoal. Quando falamos da evolução do 
homem (ou da evolução, em geral), é necessário comutar engrenagens em pensar o tempo em 
termos de centenas, milhares ou mesmo milhões de anos, o que pode parecer difícil a princípio. 
No campo das ciências, um conceito diferente de tempo, conhecido como tempo geológico, é 
necessário para nos situarmos em termos de história da Terra. O tempo geológico é absolutamente 
essencial no campo da paleoantropologia. O tempo geológico cobre a história da Terra, desde sua 
formação inicial até o presente. Ele estabelece os diferentes períodos e eras em uma seqüência em 
termos cronológicos e de sua duração. O tempo geológico coloca a evolução humana e da Terra em 
um contexto no qual podemos correlacioná-las a outros eventos, como as mudanças climáticas ou 
eventos de extinção em massa. Mais importante, nos permite concluir que os humanos modernos e 
nossos ancestrais existiram por um período muito curto de tempo, se comparado à longa história da 
vida no nosso planeta. 
6.1. TEMPO (IDADE) RELATIVO 
É obtido pelo estudo da superposição estratigráfica e idade relativa dos estratos (lei da 
horizontalidade original), e ainda, pelo conteúdo fóssil e por correlações estratigráficas (determinação 
de idades crono-estratigráficas de uma sucessão de estratos encontrados em lugares diferentes, 
conteúdo fóssil, caracterização litológica, estruturas primárias e secundárias...). 
6.2. PRINCÍPIOS DE STENO 
Superposição: sedimentos se depositam em camadas, as mais velhas na base e as mais novas 
sucessivamente acima. 
Horizontalidade original: depósitos sedimentares se acumulam em camadas sucessivas 
dispostas de modo horizontal. 
Continuidade lateral: camadas sedimentares são contínuas, estendendo-se até as margens da 
bacia de acumulação, ou se afinam lateralmente. 
Contudo a aplicação indiscriminada desses princípios pode conduzir a interpretações 
equivocadas. Ex. derrame é diferente de sill, energia do meio – estratificação cruzada, deposição 
sobre superfícies inclinadas, comumente sedimentos cedem lugar a outros sedimentos de maneira 
gradativa (fácies sedimentar) 
É possível estabelecer uma correlação fossilífera ou bioestratigráfica entre faunas e floras 
iguais, mesmo que contidas em litologias diferentes. Mas por que a sucessão biótica permitiu essa 
subdivisão tão notável do registro sedimentar e do tempo geológico? Por conta dos mecanismos da 
evolução biológica e pelo grau de preservação dos organismos que já habitavam o nosso planeta. 
Qualquer vantagem evolutiva vantajosa tende a ser explorada rápida e intensamente, produzindo um 
surto de novas formas e a invasão de novos nichos ecológicos. Por outro lado quando os 
descendentes se tornam tão especializados que perdem a capacidade de se adaptar à mudança 
ambientais, se extinguindo rapidamente também. Evidentemente a definição de novos sistemas e 
períodos só podia ser feita em rochas contendo fósseis facilmente identificáveis. Portanto de 550 MA 
para cá foram definidos, o período pré-cambriano não foi determinado a princípio. 
 
Figura 4 – Superposição de camadas estratigráficas e os fósseis indicadores de idade geológica de formação das 
rochas 
 
Figura 5 – Idade geológica e coexistência de fósseis em determinados períodos de evolução. 
O esquema ilustra como feições sedimentares podem indicar se os estratos são normais, 
verticais ou invertidos como conseqüência de deformação tectônica. 
 
Figura 6 – Identificação da ordem cronológica dos estratos. 
6.3. TEMPO GEOLÓGICO – IDADE ABSOLUTA 
É medido com base na radioatividade natural de certos elementos que tem variável n° de 
nêutrons e mesmo n° atômico (prótons), ou seja tem variável n° de massa (prótons + nêutrons); são 
denominados isótopos, ex. 12C, 13C, 14C. 
6.3.1. RADIOATIVIDADE 
Henri Bequerel estudando sais fluorescentes descobriu o fenômeno da radioatividade ao deixar 
sais de U e K próximo a placas fotográficas em sala escura. Na revelação dessas placas, elas 
pareciam ter sido expostas à luz. Constatou então que as radiações provinham dos sais. 
Radioisótopos: são isótopos instáveis que se modificam para núcleos mais estáveis pela emissão de 
energia (radiação), são, portanto, radioativos. 
6.3.2. MEIA-VIDA 
É o tempo necessário para que metade do núcleo de um radioisótopo sofra decaimento 
radioativo. 
após 1 meia-vida = metade do isótopo radioativo original permanece; 
após 2 meias-vida = 1/4 do isótopo original permanece, e assim por diante. 
Os minerais e as rochas, assim como toda a matéria do nosso planeta é constituída por 
elementos químicos que por sua vez são formados por átomos. O núcleo de um átomo é composto 
por prótons e nêutrons e é rodeado por uma nuvem de elétrons. O número de prótons determina o 
número atômico (Z) do elemento químico e suas propriedades características. De tal forma que uma 
mudança no número de prótons forma um novo elemento químico com diferente estrutura atômica e 
diferente propriedades físicas e químicas. A soma do número de prótons e nêutrons determina o 
número de massa (A). Elementos com o mesmo número de massa são denominados isótopos. A 
grande maioria dos isótopos é estável, mas outros (C14) são instáveis. Os isótopos instáveis 
(radioativos) são importantes na geologia uma vez que podem ser usados para determinar idades 
absolutas de formação de minerais e rochas. 
6.3.3. DECAIMENTO RADIOATIVO 
É o processo no qual o núcleo de um átomo emite uma partícula alfa, beta, ou gama. A 
obtenção da idade de minerais e rochas é feita utilizando-se a equação fundamental da 
geocronologia. 
.)2ln ( pai-elemento do çãodesintegra de constante
sistema) do (idade isotrópico sitema do fechamento o desde decorrido tempot
amostra na hoje medido filho)-(elemento oradiogênic isótopo do átomos de número F
sistema do fechamento do momento no radioativo isótopo do inicial quantidadeN
amostra na hoje medido pai)-(elemento radiotivo isótopo do átomos de númeroN
:1ln1
ln1
.
0
0
0
0
τλλ
λ
λ
λ
==
=
=
=
=


 

+=
+=

=
= −
onde
N
Ft
entãoFNNse
N
Nt
eNN t
 
Figura 7 – Equação fundamental da cronologia. 
Decaimento radioativo é uma reaçãoespontânea que ocorre no núcleo do átomo instável que 
se transforma em outro estável. O elemento com núcleo atômico instável é conhecido como elemento 
pai, o novo elemento formado com núcleo estável é denominado elemento filho (ou radiogênico). O 
processo de decaimento pode ocorrer de três formas distintas, mas todas resultando em mudanças 
da estrutura atômica. 
Durante o decaimento radioativo cada elemento pai leva um determinado tempo para se 
transformar em um elemento filho. As taxas de decaimento (constantes de desintegração) não são 
afetadas por mudanças físicas ou químicas do ambiente, assegurando que a taxa de decaimento de 
um isótopo é independente de processos geológicos. 
6.3.4. TIPOS PRINCIPAIS DE RADIAÇÃO 
Radiação alfa: partículas alfa são fragmentos do núcleo original e consistem em 2 prótons e 2 
nêutrons. Sua energia é passível de discretização e com isso o isótopo emissor pode ser identificado. 
Como essas partículas tem carga e massa, são facilmente absorvidos e dissipados em poucos 
centímetros de ar. 
Radiação beta: partículas beta são similares a elétrons e, portanto, carregadas com carga 
negativa. São menos absorvidas pela atmosfera e viajam até cerca de 1 m no ar. 
Radiação gama: são fótons de energia que, por não possuírem carga e massa, tem um grande 
poder de penetração na atmosfera (centenas de metros no ar e até 30 cm em rocha). Como não 
possuem carga, não são desviados por campos elétricos ou magnéticos e exibem todas as 
características de uma onda eletromagnética (raios X de curto comprimento de onda). Ao emitir 
partículas alfa ou beta o núcleo fica excitado e para retornar a seu estado normal, emite partículas 
gama, que é uma energia puramente eletromagnética. 
 
Figura 8 – Tipos de emissão radioativa. 
As fontes de radiação natural podem ser divididas em 3 grupos: 
i. 238U, 235U, 232Th e 40K, os quais foram gerados na criação do universo e tem meias-vida 
da mesma ordem de grandeza da idade da Terra, 
ii. Isótopos radioativos que são produtos-filho do decaimento dos isótopos do grupo 1, 
iii. Isótopos criados por causa externa, como as interações de raios cósmicos com a atmosfera, 
ex. 14C, tem meia-vida curta e é continuamente gerado por bombardeio de radiação cósmica 
sobre núcleos de N da atmosfera (nêutron→14C →14N). 
Com a utilização dos métodos de datação radiométrica pode-se determinar a idade das rochas 
ígneas e do metamorfismo. As rochas sedimentares são datadas com idades relativas e conteúdo 
fóssil. 
Elemento 
radioativo 
Sistema de 
decaimento 
Elemento 
radiogênico 
Meia vida do 
elemento 
radioativo 
Tempo de 
datação efetivo 
Minerais e outros 
materiais que podem 
ser datados 
Urânio 238 Decaimento alfa 
e beta 
Chumbo 206 4,5 bilhões de anos 10 MA a 4,6 BA Zircão e uraninita 
Potássio 40 Captura beta 
Decaimento beta 
Argônio 40 
Cálcio 40 
1,3 bilhões de anos 50000 a 4,6 BA Muscovita, biotita, 
hornblenda e todas as 
rochas vulcânicas 
Rubídio 87 Decaimento beta Estrôncio 87 47 BA 10 MA a 4,6 BA Muscovita, biotita, 
feldspato potássico e 
todas as rochas 
metamóficas e ígneas 
Carbono 14 Decaimento beta Nitrogênio 14 5730+/- 30 anos 100 a 70000 Madeira, carvão vegetal e 
outros materiais 
derivados de vegetais, 
tecidos, ossos e outros 
matérias derivados de 
animais, conchas, água 
subterrânea... 
 
6.3.5. EXERCÍCIO SOBRE DATAÇÃO RADIOATIVA 
A análise espectrométrica dos átomos de potássio e argônio de uma amostra de rochas da Lua 
mostrou que a razão entre o número de átomos do 40Ar (estável) presente e o número de átomos do 
40K (radioativo) é 10,3. Suponha que todos os átomos do argônio foram produzidos pelo decaimento 
dos átomos do potássio e que a meia-vida, para este decaimento foi determinada como 1,25 x 109 
anos. Qual a idade da rocha? 
SOLUÇÃO 
Se Nk0 átomos de potássio estavam presentes no tempo em que a rocha foi formada pela 
solidificação de magma lunar, o número de átomos de potássio remanescentes no tempo da análise 
é: 
Nk = Nk0 e-λ t 
t: idade da rocha 
Para cada átomo de potássio que decai, um átomo de argônio é produzido. Assim, o número 
de átomos de argônio presentes no tempo da análise é: 
NA = Nk0 - Nk 
Não podemos medir o Nk0, mas 
t
k
K e
N
N λ−=0 1
0
−=
K
K
K
A
N
N
N
N t
K
A e
N
N λ=+1 
Agora 
( ) anos99K
A
K
A
1037,4
2ln
1025,1.13,10ln
2ln
1
N
N
ln
1
N
N
ln t =+=












 +
=









 +
=
τ
λ 
ou seja, 4,37 bilhões de anos! 
Medidas menores podem ser feitas em outras amostras de rochas terrestres e lunares, mas 
nenhuma substancialmente maior. Este resultado pode ser tomado como uma boa aproximação para 
a idade do sistema solar. 
6.3.6. EXERCÍCIO SOBRE DATAÇÃO UTILIZANDO MÉTODOS ABSOLUTOS E 
RELATIVOS 
Colocar em ordem cronológica os estratos sedimentares 1, 2, 3 e 4 e definir os intervalos de 
formação das rochas sedimentares utilizando as datações absolutas fornecidas para as rochas 
ígneas. 
 
Figura 9 – Exemplo de ocorrência geológica e datação relativa. 
Estrato Idade (milhões de anos) Interpretação 
4 <34 (mais jovem do que B) 
<30 (mais jovem do que C) 
>20 (mais velha do que D) 
Idade entre 20 e 30 milhões de anos 
3 <60 (mais jovem do que A) 
>34 (mais velha do que B) 
>30 (mais velha do que C) 
Idade entre 34 e 60 milhões de anos 
2 >60 (mais velha do que A) Idade maior do que 60 milhões de anos 
1 >60 (mais velha do que A) Idade maior do que 60 milhões de anos e mais antiga do que 2 
6.4. ESCALA DO TEMPO GEOLÓGICO 
Mesmo hoje a quantidade real de tempo geológico decorrido, visto que é tremendamente 
grande, significa pouco, sem qualquer base de comparação. Para este fim, têm sido inventados 
numerosos esquemas nos quais, eventos geológicos chaves são localizados proporcionalmente, em 
unidades de comprimento ou tempo atuais, de modo a tornar o tempo geológico um tanto mais 
compreensível. 
Comprimam-se. Por exemplo, todos os 4,5 bilhões de anos do tempo geológico em um só ano. 
Nesta escala, as rochas mais antigas reconhecidas datam de março. Os seres vivos apareceram 
inicialmente nos mares em maio. As plantas e animais terrestres surgiram no final de novembro e os 
pântanos, amplamente espalhados que formaram os depósitos de carvão pensilvanianos, 
“floresceram” durante cerca de quatro dias no início de dezembro. Os dinossauros dominaram nos 
meados de dezembro, mas desapareceram no dia 26, mais ou menos na época que as montanhas 
rochosas se elevaram inicialmente. Criaturas humanóides apareceram em algum momento da noite 
de 31 de dezembro, e as recentes capas de gelo continentais começaram a regredir da área dos 
Grandes lagos e do norte da Europa a cerca de 1 minuto e 15 segundos antes da meia-noite do dia 
31. Roma governou o mundo ocidental por 5 segundos, das 23h: 59mim: 45s até às 23h: 59mim: 50s. 
Colombo descobriu a América 3 segundos antes da meia-noite, e a ciência da geologia nasceu com 
os escritos de James Hutton exatamente há mais que 1 segundo antes do final de nosso 
movimentado ano dos anos. 
Os especialistas interessados na idade total da Terra comumente consideram o princípio 
quando a Terra alcançou sua presente massa. Provavelmente, este era o mesmo ponto em que a 
crosta sólida da Terra se formou de início, mas não temos rochas que datem deste tempo inicial. Na 
verdade, as evidências atualmente disponíveis sugerem que nenhuma rocha permaneceu do primeiro 
bilhão de anos, mais ou menos, da história da Terra. Antes do princípio, processos cósmicos 
desconhecidos estavam produzindo a matéria, como a conhecemos hoje, para a Terra e para o nosso 
sistema solar. Este intervalo incluímos no tempo cósmico. É o tempo, desde oinício da Terra, que 
constitui propriamente o tempo geológico. 
 
 
 
 
 
 
 
7. EVOLUÇÃO DA CROSTA 
De acordo com o modelo apresentado por Harry Hess no início da década de 60, estruturas do 
fundo oceânico estariam relacionadas a processos de convecção no interior da Terra. Tais processos 
seriam originados pelo alto fluxo calorífico emanado da dorsal meso-oceânica, que provocaria a 
ascensão de material do manto devido ao aumento de temperatura que o tornaria menos denso. Esse 
material ao atingir a superfície se movimentaria lateralmente e o fundo oceânico se afastaria da 
dorsal. A continuidade desse processo produziria a expansão do assoalho oceânico. A deriva 
continental e a expansão do fundo oceânico seriam assim uma conseqüência das correntes de 
convecção. Com a continuidade do processo de geração da crosta oceânica em algum outro local 
deveria haver consumo ou destruição dessa crosta, caso contrário a Terra estaria em expansão. A 
destruição da crosta oceânica mais antiga ocorreria nas chamadas zonas de subducção, que seriam 
locais onde a crosta oceânica mais densa mergulharia para o interior da Terra até atingir condições 
de temperatura e pressão para sofrer fusão e ser incorporada novamente ao manto. 
 
Figura 10 – Esquema da geração de assoalho oceânico. 
 
Figura 11 – Zona de encontro de placas com a subducção da placa oceânica sob a placa continental. 
Na Figura 12 está apresentada a distribuição geográfica das placas tectônicas na Terra. Os 
números representam as velocidades em cm/ano entre as placas, e as setas, os sentidos do 
movimento. 
 
Figura 12 – Distribuição geográfica das placas tectônicas na Terra. 
As características das crostas oceânicas e continentais são muito distintas, principalmente no 
que diz respeito à composição litológica e química, morfologia, estruturas, idades espessuras e 
dinâmica. 
7.1. TIPOS DE LIMITE ENTRE PLACAS LITOSFÉRICAS 
Limites divergentes: marcados pelas dorsais meso-oceânicas, onde as placas tectônicas 
afastam-se uma da outra, com a formação de nova crosta oceânica. 
Limites convergentes: onde as placas tectônicas colidem, com a mais densa mergulhando sob 
a outra gerando uma zona de intenso magmatismo a partir de processos de fusão parcial da crosta 
que mergulhou. Nesses limites ocorrem as fossas e províncias vulcânicas, a exemplo da Placa 
Pacífica. 
Limites conservativos: onde as placas tectônicas deslizam lateralmente uma em relação à 
outra, sem destruição ou geração de crostas, ao longo de fraturas denominadas Falhas 
Transformantes.