2.oceanografia geologica

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TECTÔNICA GLOBAL
(Tekton = construtor em grego)
Professos Estefan Monteiro da Fonseca DSc.
• Geotectônica - Estuda a movimentação das placas 
litosféricas e a arquitetura da crosta terrestre;
Tectônica global
Tectônica global
• Evolução da Geologia comparada a criação da teoria da 
RELATIVIDADE PARA A FÍSICA, ou a do DNA PARA A BIOLOGIA. 
• A unificação da teoria aconteceu a menos de 40 anos, mas 
sua filosofia já existe desde o século XX.
• Placa na geologia = “laje” grande, rígida formada de 
rocha sólida.
• Tectônica do grego = construir
• Tectônica de Placas = superfície da Terra construída por 
placas.
• A teoria é nova (década de 60). Revolucionou nosso 
conhecimento sobre a dinâmica do nosso planeta.
Tectônica global
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Tempo geológico
•É o tempo que mede a idade da Terra. O tempo 
geológico é dividido em eras, que são 
subdivididas em períodos. Cada etapa desse 
tempo é marcado por acontecimentos que o 
caracterizam.
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Escala Geológica - pré-cambriana
– A primeira Era é a chamada Pré-cambriana, 
que se divide em três períodos:
– Azóica: por volta de 4,5 bilhões de anos atrás, 
esse período é marcado pela não existência de 
vida, esse período durou bilhões de anos.
– Arqueozóica e Proterozóica: nesse período 
passaram a surgir os seres unicelulares e 
invertebrados (algas e bactérias). Formação 
das rochas magmáticas. 
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Escala Geológica - Paleozóica
– A Era Paleozóica está dividida nos períodos: 
Permiano, Carbonífero, Devoniano, Siluriano, 
Ordoviciano e Cambriano.
– Nestes períodos houve a existência de rochas 
sedimentares e metamórficas. Surgiu os peixes e 
os primeiros répteis.
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Escala Geológica - Mesozóica
– A próxima Era foi a Mesozóica, dividida pelos 
períodos Cretáceo, Jurássico e Triássico. Surgiram 
mamíferos e aves; répteis gigantescos 
(dinossauros); grandes florestas; e rochas 
sedimentares e vulcânicas.
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Escala Geológica - Cenozóica
– Já na Era Cenozóica existem dois períodos, 
Quaternário e Terciário. Este último houve o 
desenvolvimento dos mamíferos. Os répteis 
gigantes foram extintos, formou-se as bacias 
sedimentares.
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Escala Geológica - Cenozóica 
– No período do Quaternário houve a glaciação no 
hemisfério norte; delineamento dos atuais 
continentes; formação das bacias sedimentares 
recentes; aparecimento do homem.
TERRA 
• Planeta Dinâmico em constante deformação de suas estruturas;
• Formada de uma dúzia de placas cuja força motriz se localiza no manto;
Tectônica global
• Placas são formadas nas dorsais mesooceânicas e ao se chocarem, 
provocam o mergulho da placa mais densa, retornando ao núcleo;
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL
• 1960 - Francis Bacon apontou o perfeito encaixe da América do Sul com a
África;
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL
• Ao final do século XIX, o geólogo austríaco Eduard Suess postulou que o
conjunto dos continentes meridionais atuais formaram um único
continente gigante chamado GONDWANA.
Tectônica global
• Teoria da Tectônica de Placas: Início do Século XX por Alfred 
Wegener;
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
Pangea (do grego = Todas as terras) (220 milhões de anos): 
Supercontinente formado dos demais ;
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• Pangea gerou Laurásia e o Gondwana;
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
Wegener em A ORIGEM DOS CONTINENTES E OCEANOS, estudou através de 
evidências:
• Como a direção da Serra do Cabo (África do Sul) quer seria a continuação da 
Sierra de La Ventana (Argentina);
• Planalto na Costa do Marfim da África que teria continuidade no Brasil;
• Montes Apalaches = Montanhas do Reino Unido e da Caledônia.
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• Presença de Fósseis Glossopteris em regiões da África e do 
Brasil. 
• A similaridade evolutiva de algumas espécies até o momento 
determinado como a quebra também suportaram a teoria;
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• Evidências de Glaciação a 300Ma na região Sudeste do Brasil, Sul da África, 
Índia, Oeste da Austrália e Antártica;
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• Alfred Wegener morreu durante uma expedição meteorológica à 
Groenlândia, em 1930. A idéia de comprovar a teoria da deriva continental 
ocupou toda a sua vida.
• Algumas outras contribuições de Wegener na área diziam respeito à idade 
do assoalho oceânico. Ele percebeu que os oceanos mais rasos eram mais 
jovens, ou seja, que a crosta oceânica mais profunda é mais velha. Esta 
informação foi importante para a evolução da idéia da deriva continental 
para a teoria da Tectônica de Placas.
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• A hipótese errônea do quão rápido os continentes migram reduziu sua 
credibilidade com outros cientistas.
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• OBS. A ausência de conhecimento do caráter 
plástico da astenosfera tirou a credibilidade 
do livro.
• Após cerca de uma década os físicos 
convenceram que a grande rigidez das placas 
impossibilitaria seus movimentos.
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• Em 1928 Arthur Holmes propôs idéias puramente
especulativas a respeito de uma possível convecção do
assoalho oceânico;
Tectônica global
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• A 2ª Guerra Mundial possibilitou o desenvolvimento de
técnicas de levantamento como sonares que detalham o
fundo oceânico, quando descobriu-se as fossas que
comprovaram a existência de um ambiente geologicamente
muito mais ativo;
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• No final da década de 40 e na década seguinte diversas
expedições mapearam o fundo do oceano atlântico, o que
permitiu o descobrimento da cadeia mesooceânica , cujo
formato evidenciou um sistema tensional.
• Além disso um fluxo térmico foi constatado;
DERIVA CONTINENTAL (cont.)
• Final de 50/Início de 60 – Desenvolvimento das técnicas de datação;
• Faixas de rochas com mesma idade em lados 
opostos da cordilheira mesooceânica;
• Estudos do magnetismo tb contribuíram 
para o embasamento da Tectônica –
Expansão do Fundo Oceânico;
Tectônica global
Paleomagnetismo reverso registrado por rochas basálticas
ao longo das mesocadeias
• Harry Hess publica no início da década de 60 “A história da Bacia
oceânica” onde apóia a idéia das estruturas oceânicas estarem ligadas a
processos ocorrentes.
• O fluxo de calor intenso emitido pela dorsal mesooceânica provocaria a
ascensão de material do manto afastando as dorsais, acrescendo o fundo
oceânico – CORRENTES DE CONVECÇÃO.
Tectônica global
• Por outro lado, as placas seriam consumidas 
nas zonas de subducção, onde a crosta mais 
densa mergulharia em direção ao interior da 
Terra.
PLACAS TECTÔNICAS
• Teoria que descreve o movimento entre placas e as forças atuantes entre
elas.
• Explica também a distribuição de muitas feições geológicas de grandes
proporções que resultam do movimento ao longo dos limites das placas,
como cadeias montanhosas, associações de rochas, estruturas do fundo do
mar, vulcões e terremotos.
Tectônica global
PLACAS TECTÔNICAS (cont.)
• Litosfera – porção mais externa da crosta dividida em crosta e manto superior 
(média de 100km de espessura);
• A crosta é dividida em continental (granítica/espessura de 20 a 80 km) e 
oceânica (basáltica/espessura de 5 a 10 km );
• Astenosfera – limite inferior da Litosfera (Zona de baixa velocidade das ondas 
P e S, onde a viscosidade resultante das altas temperaturas resultando na 
condução lenta das ondas;)
Tectônica global
NATUREZA DAS PLACAS TECTÔNICAS
• As placas Litosféricas podem se divididas em oceânicas ou continentais. 
• Placas oceânicas podem não incluir fragmentos da crosta continental (Placa do 
Pacífico)
• As característicasentre Crosta Oceânica e Continental está principalmente em 
sua composição litológica e química, morfologia, estruturas, idades, espessuras 
e dinâmica.
Tectônica global
NATUREZA DAS PLACAS TECTÔNICAS (cont.)
• ROCHAS CONTINENTAIS – Composição variada.
• As Rochas continentais podem ser divididas ainda em superiores (sedimentares,
ígneas e metamórficas de baixo a médio grau) e inferiores (metamórficas de alto
grau de natureza básica a intermediária).
NATUREZA DAS PLACAS TECTÔNICAS (cont.)
• A crosta continental está se formando a 3,96 bilhões de anos (gnaisses na região 
centro-norte que apresentam estruturas resultantes de longo histórico).
– Gnaisse é uma rocha de origem metamórfica, resultante da deformação de sedimentos de granitos. 
• A crosta oceânica tem uma composição litológica muito mais homogênea, 
consistindo de rochas ígneas básicas (basaltos), cobertas em várias partes por uma 
fina camada sedimentar.
O MOSAICO DE PLACAS
• De acordo com a teoria da Tectônica de Placas, a Litosfera rígida não é uma capa
contínua, mas fragmentada em um mosaico de cerca de uma dúzia de grandes
placas rígidas, que estão em movimento sobre a superfície terrestre.
• A maior é a placa do Pacífico. Algumas placas recebem o nome dos continentes que
elas contêm.
Os supercontinentes
• O termo supercontinente é utilizado pela geologia para designar grandes 
agrupamentos de terra que abrangem a maioria das terras emersas do 
planeta Terra. Eles se formam quando os continentes se juntam, um 
processo que acontece em ciclos que duram varias centenas de milhões 
de anos. Os atuais continentes do planeta Terra estão em rota de colisão 
para no futuro distante, cerca de 250 milhões de anos, formarem um novo 
supercontinente. Geólogos e cientistas postularam a existência de 
supercontinentes no passado e futuro geológico da Terra, são eles:
• Passados -
Vaalbara, Kenorland, Columbia, Rodínia, Pannotia, Pangeia, Laurásia e
Gondwana.
• Futuros - Amásia, Neopangeia e Pangeia Última.
• Todos estes continentes serão formados de acordo com um ciclo de 
aproximadamente 500 milhões de anos e o próximo irá ser devido ao 
desaparecimento do rifte do oceano Atlântico e à formação de zonas de 
subducção nas costas africanas e americanas.
TIPOS DE LIMITES ENTRE PLACAS LITOSFÉRICAS
Podem ser divididas em 3 tipos distintos:
• LIMITES DIVERGENTES: dorsais mesooceânicas – formação de nova crosta;
• LIMITES CONVERGENTES: onde as placas colidem – zona de intenso magmatismo;
• LIMITES CONSERVATIVOS OU TRANSFORMANTES: deslizamento lateral sem
geração ou destruição de crosta – ao longo das falhas transformantes (San Andreas
América do Norte).
• É nestes limites que se concentram sismos, vulcanismo e orogênese.
• Como qualquer modelo, os limites supracitados são idealizados. Além destes
existem os “limites oblíquos”, que combinam divergência ou convergência com
falhamento transformante.
• O comportamento das placas depende de sua natureza. A crosta continental é
formada de rochas mais leves e menos resistentes que a crosta oceânica ou o
manto abaixo da crosta. Por ser mais leve a crosta continental não é facilmente
reciclada como a oceânica.
• Como a crosta continental é menos resistente, os limites das placas tendem a ser
mais espalhados e mais complicados que as placas oceânicas.
PLACAS E SUAS FEIÇÕES MAIORES
•As placas se chocam (colidem) nos limites convergentes (1).
•As placas se afastam nos limites divergentes (2) = dorsais mesoceânicas.
•As placas se tocam (deslizam) ao longo de limites conservativos (3): as falhas
transformantes.
LIMITES DIVERGENTES
• Os limites divergentes nas bacias oceânicas são formados por riftes mais estreitos.
• A divergência dentro dos continentes geralmente é mais complexa e distribuída
sobre uma área mais larga.
Separação de placas nos oceanos
• No fundo do mar o limite entre as placas se dá em uma dorsal 
mesooceânica que exibe vulcanismo ativo, terremotos e 
rifteamento causados por forças extensionais (estiramento).
Cadeias oceânicas e expansão do assoalho oceânico
• A maior feição topográfica da superfície terrestre
• Representa 20% da superfície terrestre1000-4000 km de largura
• Cria novo assoalho oceânico
• Nenhum assoalho oceânico possui idade superior ao Jurássico (180 ma)
LIMITES 
DIVERGENTES
Limites Convergentes
• As placas se aproximam em determinados pontos como compensação pelo
afastamento em outros.
• O processo de aproximação é chamado de subducção.
• A litosfera que descende afunda na astenosfera e é reciclada.
• Na área de acavalamento forma-se uma profunda fossa. Nas fossa das Marianas é
onde foram registradas as maiores profundidades o planeta Terra (Em torno de
10km).
• A medida que a placa litosférica fria descende, esta aumenta de calor eliminando
vapores de água. O material litosférico menos denso ascende na astenosfera
ascende formando os arcos de ilha, atrás da fossa.
Focos de terremotos nas vizinhanças das fossas do 
Japão
Limites Convergentes
Terremotos de focos profundos ocorrem ao longo de 
limites convergentes
Convergência Oceano-Continente
• Neste caso a placa continental é menos densa acavalando sobre a oceânica. A 
borda continental fica enrugada gerando uma cadeia de montanhas 
aproximadamente paralela a fossa de mar profundo. As forças de colisão geram 
terremotos ao longo da zona de subducção. 
• A tração entre as placas gera um desgaste da placa oceânica que solta material que 
é incorporado a continental gerando um registro extremamente complexo. 
• Exemplo: Andes gerados pela convergência da Placa Sul americana com a Nazca.
Convergência Continente Continente
• Subducção continuada podem colocar dois continentes juntos
• Menos densa a litosfera continental não ocorre em subducção
• Resulta uma colisão entre dois blocos continentais
• Processo produz cadeias de montanhas (Himalaias, Alpes, Apalaches)
Convergência Continente Continente
A. Destruição da crosta por colisão 
de placas. Sismos e tsunamis 
podem ocorrer.
B. Formação de fossas (depressões 
topográficas).
C. Produção de magmas (por fusão 
da placa) que invadem a crosta, 
edificando o relevo continental, ou 
da ilha oceânica.
D. Construção de cordilheiras de 
montanhas.
Limite de Placa Convergente
Tipos:
1) oceânico-continental (Andes)
2) oceânico-oceânico (Fossas Aleutas)
3) continental-continental (Himalaias)
O Fundo Oceânico como um Gravador Magnético
• Durante a 2ª guerra Mundial foram criados instrumentos de registros de campos magnéticos com o
intuito de detectar submarinos. Para estudo de geologia, os mesmos instrumentos foram
modificados e utilizados para o registro dos campos magnéticos pela litosfera.
• Assim, foram registrados padrões de alternância magnética regulares, sendo chamadas de
anomalias magnéticas. Estes sinais foram uma prova importante da expansão do fundo oceânico.
• A teoria do dínamo descreve o processo pelo qual um fluido condutor em rotação e convecção
mantém um campo magnético.
Hot spots
Causado pela subida das plumas a partir de material do manto;
Vulcões podem formar sobre eles (Cadeia de ilhas do Havaí);
A maioria das plumas mantélicas são estruturas de longa-vida e algumas
podem se originar de grandes profundidades (talvez do limite manto-
núcleo) ;
ATIVAS: 
• Limites convergentes de placas de placas tectônicas onde ocorrem 
subducção e falhas transformantes;
• Atividades tectônicas importantes, formação de cordilheiras 
(orogênese). Exemplo: Costa do Pacífico. 
• Se formam mélanges e ofiolitos.
PASSIVAS:
• Se formam durante o processo de formação de novas bacias oceânicas, 
quando dafragmentação de continentes (rifteamento);
• Ponto de junção entre 3 riftes é chamado ponto tríplice 
• A abertura e fechamento de bacias se chama “Ciclo de Wilson”
Limites de Falhas Transformantes
• Não há destruição nem criação de litosfera. São encontradas ao longo das
coordilheiras mesooceânicas, onde o limite divergente tem sua continuidade
quebrada.
• Ex: falha de San Andreas.
Limite Transformante
• O terceiro tipo de limite
• Placas deslizam entre si mas a litosfera não é criada nem
destruída
• Falhas Transformantes
• A maioria junta dois segmentos da cadeia meso-
oceânica como parte de quebra linaer na crosta
oceânica conhecida como zonas de fraturas. 
• Agentes Endógenos: Tectonismo, vulcanismo, abalos
sísmicos, orogênese e epirogênese.
• Agentes Exógenos: Intemperismo, erosão.
Agentes Modeladores dos 
Relevos
Agentes Exógenos
Intemperismo
Químico Físico Biológico
Químico ► Chuva, água do mar, águas fluviais. Ocorre 
principalmente em zonas tropicais.
Físico ► Vento e variações da temperatura. Ocorre 
principalmente em zonas com elevadas amplitudes térmicas 
(desertos, altas latitudes).
Principais tipos de Relevos:
• Planalto: relevos altos, irregulares ou não e que sofrem mais 
com a erosão.
• Planície: relevos baixos (até 300 m), planos e que sofrem 
mais com a sedimentação.
• Depressão: Podem ser absolutas (abaixo do nível do mar) ou 
relativas; planas e que sofrem mais com a erosão.
Falésias:
Falésias
• Formas de relevo litorâneo com quedas abruptas ou escarpadas, esculpidas
através da ação de solapamento do mar. Desta maneira, é o resultado da
erosão marinha – zona de abrasão.
• No litoral brasileiro do Espírito Santo para o norte temos bons exemplos
destes relevos – denominados de séries barreiras. São formadas
principalmente por estruturas sedimentares.
Restingas:
• Faixa de areia depositada lateralmente ao litoral, graças ao
dinamismo destrutivo e construtivo das águas oceânicas.
• Esses depósitos são feitos com apoio em pontas ou cabos que
comumente podem barrar uma série de pequenas lagunas,
como acontece no litoral do Rio de Janeiro.
Restingas:
Dunas:
• Montes de areia móveis, depositados pela ação
dos ventos.
• Só é possível onde há um grande estoque de
areia disponível (litoral ou continente).
• O levantamento topográfico em uma região de
Dunas é muito difícil por causa do deslocamento
constante. São encontradas nas áreas litorâneas
(Cabo Frio e Região Nordeste). Lençois
Maranhenses é a principal região.
Dunas:
Relevos Cársticos:
Geodiversidade marinha
Um assoalho oceânico de topografia variável configura importante papel ambiental, uma
vez que os altos fisiográficos interferem diretamente na circulação das correntes
marítimas, no surgimento de ressurgência das massas d’água, na distribuição de
sedimentos, bem como na produtividade e distribuição das espécies marinhas
(GORDON; BARRON, 2011; SEMA, 2008).
Em geral, elevações submarinas são resultantes de processos vulcânicos que podem vir
a se constituir em áreas de relevante potencialidade econômica, com ocorrência, em
superfície, de depósitos de granulados (siliciclásticos e bioclásticos), vasas
organogênicas, crosta e nódulos polimetálicos e ocorrências de subsuperfície, tais como
sal, petróleo e gás (MARTINS; SOUZA, 2008).
Segundo Gordon e Barron (2011), a gestão de conservação de habitat e espécies não
pode ter sucesso sem referência à geologia subjacente, aos solos e aos processos
geomorfológicos.
Compreender as ligações funcionais entre geodiversidade e biodiversidade é
particularmente importante em ambientes dinâmicos, como o marinho, para manter a
diversidade do habitat e as funções ecológicas do meio.
Para esses autores, a geodiversidade marinha não possui apenas interesse científico,
mas também visa à ocupação, uma vez que a compreensão dos processos ocorridos
no passado é relevante para o entendimento dos eventos futuros, visto que as
atividades humanas no ambiente marinho têm se tornado cada vez mais freqüentes
(pesca, extração de recursos minerais, obras de engenharia, eliminação de resíduos de
dragagem e de atividade militar, dentre outros).
Estudos sobre geodiversidade envolvendo diretamente o assoalho marinho vêm sendo 
realizados no mar Báltico, no golfo da Finlândia e nos mares da Escócia, como forma de 
estabelecer as relações entre geodiversidade marinha e biodiversidade e, com isso, 
propor áreas para proteção e fomentar políticas de gestão pública (BROOKS et al., 2009, 
2011, 2012; GORDON; BARRON, 2011; GORDON et al., 2006; KASKELA et al., 2012; 
ROVERE et al., 2010, 2011).
MORFODINÂMICA E SEDIMENTAÇÃO EM AMBIENTE MARINHO
O substrato oceânico é constituído, fundamentalmente, pela extensão submersa dos 
continentes, por rochas vulcânicas decorrentes do processo de abertura e separação 
dos continentes e, secundariamente, pela sedimentação em mar aberto (PRESS et al., 
2006). 
O efeito conjugado desses fatores gerou no assoalho oceânico uma série de feições
fisiográficas e morfológicas que refletem os processos evolutivos a que foi submetido
ao longo do tempo, principalmente relacionados à variação do nível dos mares
durante o Quaternário.
O quadro morfológico e fisiográfico do assoalho oceânico atual é resultado da evolução
tectônica global atuante desde a fragmentação do supercontinente Pangeia e de agentes
modificadores, associados a processos de erosão e sedimentação nas margens continentais
e bacias oceânicas (BATISTA NETO; SILVA, 2004).
Segundo esses autores, o aperfeiçoamento de dados ecobatimétricos, após a Segunda
Guerra Mundial, possibilitou a análise mais detalhada da morfologia dos fundos oceânicos,
com a definição de três províncias fisiográficas distintas, definidas por Heezen et al. (1959)
em margens continentais, bacias oceânicas e cordilheiras Meso-Oceânicas.
AMBIENTES MARINHOS
Os ambientes marinhos geralmente subdivididos de acordo com as profundidades da
água, que tem ligação direta com a dinâmica de correntes atuante no local.
Outra forma de classificação é através da distância até a margem continental.
Relevos Submarinos:
• Margem continental
A margem continental pode ser definida, do ponto de vista geológico, 
como extensão do continente, porém situada abaixo do nível do 
mar, representando a zona de transição entre os continentes e as 
bacias oceânicas. 
É classificada em margem continental do tipo “Atlântico” e margem 
continental do tipo “Pacífico”.
Uma margem continental do tipo “Atlântico” (caso da margem 
continental brasileira) pode ser subdividida, segundo critérios 
estabelecidos por Heezen et al. (1959 apud CHAVEZ, 1979), nas 
províncias fisiográficas descritas a seguir.
• Plataforma continental é porção dos fundos marinhos que 
começa na linha de costa e desce com um declive suave até 
a talude continental (onde o declive é muito mais 
pronunciado). 
• Em média, a plataforma continental desce até uma 
profundidade de 200 metros.
AMBIENTES MARINHOS
Plataforma continental
• Extensão submersa dos continentes, localizada entre a linha de costa e a quebra
da plataforma continental, localizada, em média, a cerca de 180-240 m de
profundidade.
• Apresenta relevo predominantemente plano, com variações inferiores a 20 m,
gradientes suaves (1:1.000 ou 0°03,44’) e largura variando entre 8 km (Bahia) e
350 km (foz do rio Amazonas), com média em torno de 65 km.
• É uma região de intensos processos de sedimentação e erosão relacionados às
oscilações do nível do mar ao longo do Quaternário.
• Segundo Suguio (1992), essa porção da margem continental esteve quase totalmente
emersa durante o clímax da última glaciação pleistocênica há cerca de 18.000 anos
antes do presente.
• A sedimentação é predominantementecontinental, podendo ocorrer intensa atividade
biológica. Registram-se, ainda, desníveis no terreno sob a forma de terraços de abrasão
e pequenas elevações carbonáticas, vales e ravinamentos.
Plataforma continental
Pode ser dividida, com base na profundidade e no nível energético, nos 
seguintes domínios dinâmicos em direção offshore (NITROUER; SUGUIO, 
1992; WRIGHT, 1994):
• plataforma interna (localizada no nível da maré baixa a cerca de 30 m de 
profundidade, grande influência de ondas e correntes junto ao leito 
marinho, transporte de sedimentos mais intenso que em outras regiões da 
plataforma); 
• plataforma média (região de transição entre os regimes de fluxo, 
localizada entre 30 a 90 m de profundidade, na qual o regime do fluxo e as 
influências de ondas e correntes sobre o fundo decrescem em freqüência 
e intensidade);
• plataforma externa (90 a 200 m de profundidade, abaixo da influência das 
ondas) e a borda da plataforma.
Plataforma continental
Talude continental
• Zona de transição entre a plataforma e o sopé continental. Apresenta gradiente
topográfico acentuado (3° a 26°), profundidade variando de 100 - 200 m a 1.300 -
3.500 m e largura variando de 10 a 200 km.
• Ocasionalmente, os taludes são interrompidos por platôs e terraços marginais que
são gerados por processos erosivos ou por influência estrutural. A sedimentação é
espessa, associada, principalmente, a processos de deslocamento descendente de
material.
• Constitui-se como área de maior instabilidade do fundo, favorável a deslizamentos
e outros movimentos de massa, sendo comum a ocorrência de cânions e incisões
submarinas que atuam como canais de transporte de sedimentos e materiais
terrígenos para regiões mais profundas do oceano, por meio das correntes de
turbidez.
• Pode ser dividido em talude inferior, médio e superior.
• Em geral, é nessa província que ocorre a transição entre as
crostas continentais e oceânicas.
• Segundo Kowsmann e Costa (1979), o talude é formado em
decorrência da oscilação do nível do mar a partir do Mioceno,
que promoveu fases de regressão e transgressão marinha,
influenciando a dinâmica sedimentar, embora a componente
estrutural esteja também associada.
Talude continental
• Talude Continental
Porção dos fundos marinhos com declive muito pronunciado que fica entre
a plataforma continental e a margem continental (ou "sopé continental"),
onde começam as planícies abissais.
Como esta faixa é caracterizada por gradiente topográfico acentuado onde são
geradas, com frequência, correntes de turbidez, as sequências
de deposição associadas e características das regiões de talude e sopé são
sistemas de turbiditos.
AMBIENTES MARINHOS
• Talude Continental
AMBIENTES MARINHOS
Correntes de turbidez
• As correntes de densidade são fluxos granulares induzidos pela gravidade, em que 
a densidade global do fluido afetado é maior do que a do fluido envolvente.
• Os fatores responsáveis pelo aumento da densidade global desse fluido podem ser 
a menor temperatura, a salinidade maior e/ou o maior conteúdo em matéria em 
suspensão.
Correntes de turbidez
• Os mecanismos indutores das correntes
turbidíticas são variados, podendo ser abalos
sísmicos, grandes temporais, deslizamentos de
terras, etc.
Elevação Continental
• Elevações continentais ou sopés continentais ocorrem na base 
dos taludes continentais, entre as profundidades de 3000 a 5000 
metros, e apresenta declives intermediários entre os observados 
nas plataformas e taludes continentais. São formadas pelos 
sedimentos depositados na base do talude.
AMBIENTES MARINHOS PROFUNDOS
Sopé ou elevação continental
• Região de difícil caracterização, localizada entre a base do talude
continental e as planícies abissais. Apresenta largura variando de 100 a
1.000 km, com profundidade entre 1.300 e 4.000 m, gradientes suaves
(1°25,93’ a 0°04,40’) e formas de relevo com baixa amplitude (< 40 m).
Como o limite externo do sopé é de difícil delimitação, em geral,
convenciona-se delimitá-lo a partir de gradientes de declividade acima de
1:1.000 (0°03,44’).
• Abaixo desse gradiente estipulam-se as bacias oceânicas. Registram-se
espessos depósitos sedimentares de origem continental, transportados
por fluxo gravitacional de massa, por meio do talude e de cânions, sob a
forma de leques submarinos. É comum a presença de canais submarinos
escavados e montes submarinos que se elevam do assoalho oceânico, por
vezes chegando à superfície.
• Planície Abissal
é o termo utilizado para designar a parte mais profunda do oceano. São
extensas áreas que variam entre 2.000 a 6.000 metros de profundidade.
Estas áreas entendem-se desde o talude continental até as encostas das
cordilheiras oceânicas. Por vezes, essa planície é interrompida por montes
submarinos (com alturas entre 200 metros e 1.000 metros) ou mesmo por
montanhas submarinas, de origem vulcânica com elevações superiores a
1.000 metros, dando origem por vezes a ilhas oceânicas
AMBIENTES MARINHOS
Bacias oceânicas
• As bacias oceânicas são feições formadas em regiões localizadas entre as
margens continentais e os flancos das cordilheiras Meso-Oceânicas.
Constituem uma área de sedimentação de material fino (silte e argilas),
oriundo das margens continentais, transportado por correntes de fundo e
de turbidez e por material de origem biogênica, tal como carapaças e
esqueletos.
• Em geral, a topografia é plana, com gradientes inferiores a 1:1.000 e
profundidades variando entre 3.000 e 6.000 m, formando as
planícies abissais (BATISTA NETO; SILVA, 2004).
• Localmente, registram-se colinas abissais, picos e montes
submarinos formados pelo soerguimento do substrato oceânico
causado por falhamentos e atividades magmáticas.
• A amplitude das formas de relevo pode variar de 100 m, no caso
das colinas abissais, a mais de 1 km, como no caso dos montes
submarinos.
Bacias oceânicas
• Outras feições podem se mostrar presentes nas bacias oceânicas, tais como
guyots e canais submarinos.
• Os guyots são montes vulcânicos submersos, de topo aplainado, sugerindo que
em algum tempo geológico já estiveram acima do nível do mar (HESS, 1946
apud ALMEIDA, 2006).
• Já os canais submarinos constituem feições de ligação entre as porções das
planícies abissais isoladas pelas elevações submarinas, podendo também fazer
a conexão entre os sistemas de cânions e canais do talude e da elevação
continental.
Cordilheira Meso-Oceânica
• As cordilheiras Meso-Oceânicas (CMO) ou dorsais são locais
de intensa atividade vulcânica e tectônica relacionada ao
processo de formação e expansão da crosta oceânica, onde
ocorre a divergência das placas litosféricas.
• As rochas originadas por esse processo apresentam,
basicamente, composição basáltica e formam cadeias
montanhosas que se estendem por todo o oceano por mais
de 80.000 km, podendo atingir cerca de 3.000 m de amplitude
acima do piso oceânico.
• A sedimentação é praticamente ausente, mas, quando 
presente, recobre parcialmente os desníveis dos flancos das 
cordilheiras. 
• À medida que a margem oceânica se afasta do eixo da 
cordilheira em direção ao continente, a espessura dos 
depósitos sedimentares, a taxa de sedimentação e a idade da 
crosta aumentam progressivamente.
Cordilheira Meso-Oceânica
• Em muitos locais, as dorsais se encontram
deslocadas lateralmente por falhas
transformantes, sendo caracterizadas como
regiões de intensa atividade sísmica. Em
determinados locais, o deslocamento do eixo da
cordilheira pode atingir centenas de quilômetros
(BATISTA NETO; SILVA, 2004).
Cordilheira Meso-Oceânica
• Cordilheiras ou Dorsais Meso-oceânicas” são nomes atribuídos às 
grandes cadeias montanhosas que existem ao longo dos oceanos. 
Essas cordilheiras dividem a crosta submarina em duas partes, 
representandouma ruptura ou cicatriz, produzida durante a 
divergência entre placas tectônicas e são marcadas por intensa 
atividade sísmica (tremores) e vulcânica.
AMBIENTES MARINHOS
SEDIMENTAÇÃO MARINHA
Segundo Ponzi (2004), a cobertura sedimentar marinha atual reflete a natureza 
predominante de seus componentes:
• Terrígena,
• carbonática, 
• ação dos mecanismos de transporte
• retrabalhamento dos sedimentos.
Os sedimentos oceânicos são provenientes de fontes diversas, constituindo-
se no resultado da interação de processos que envolvem:
• Natureza do aporte de material (orgânicos e inorgânicos) e a ação dos 
agentes de transporte/retrabalhamento (marés, ventos, ondas, rio, 
geleiras, gravidade etc.). 
O controle da sedimentação é influenciado por mecanismos relacionados a:
• Aporte sedimentar;
• Tectônica
• Eustasia e oscilação eustática do nível do mar, 
• Fatores biológicos;
• Interações animal-sedimento;
• Composição do sedimento;
• Qímica da água do mar (JOHNSON; BALDWIN, 1996; PONZI, 2004; 
TESSLER; MAHIQUES, 2001).
SEDIMENTAÇÃO MARINHA
Diferentes ambientes de sedimentação 
costeira e fontes de sedimentos
Os sedimentos são classificados:
• de acordo com a origem (alóctone ou autóctone);
• granulometria (cascalho, areia, silte e argila); e
• fonte (terrígeno, vulcanogênico, cosmogênico, autigênico e
bioquímico) (PONZI, 2004).
OS SEDIMENTOS TERRÍGENOS são originados pela desagregação de rochas
continentais emersas e transportadas para o oceano por rios, ventos,
glaciares, movimentos de massa e erosão costeira.
Tais sedimentos têm naturezas diversas, com grande variação composicional
e mineralógica, formando depósitos de grãos polimineralógicos,
destacando-se quartzo,feldspato, mica, argila e minerais pesados.
Os SEDIMENTOS VULCANOGÊNICOS são aqueles oriundos de
erupções vulcânicas, lançados na atmosfera, transportados de
forma subaérea ou subaquosa e depositados no fundo marinho.
As partículas e fragmentos vulcânicos são relativamente freqüentes
nos sedimentos oceânicos, principalmente nas proximidades de
arcos vulcânicos e fossas abissais, sendo constituídos quase
inteiramente por cinzas vulcânicas e piroclastos.
• Os sedimentos cosmogênicos são 
provenientes de fragmentos de meteoritos e 
poeiras cósmicas que caem na superfície dos 
oceanos e precipitam no fundo.
Os SEDIMENTOS AUTIGÊNICOS são aqueles
formados dentro da própria bacia de deposição,
sendo produto de reações químicas e
bioquímicas durante deposição e soterramento,
formando importantes depósitos minerais, como
nódulos de manganês, fosforitas, glauconita e
zeólitas (DIAS, 2004).
Os SEDIMENTOS BIOGÊNICOS são aqueles formados pela ação dos
organismos presentes nos oceanos ou por remanescentes de
esqueleto (dentes, vértebras etc.), endoesqueletos da microfauna e
microflora marinha (carapaças de foraminíferos, valvas de
diatomáceas, espículas de radiolários etc.) e até mesmo fezes
(coprólitos). Tais depósitos dão origem às vasas orgânicas
(radiolários, diatomáceas, pterópodes e globigerina).
• Os sistemas sedimentares presentes no ambiente marinho 
são complexos e seus depósitos apresentam espessura 
variável, oscilando entre milímetros a centenas de metros, 
podendo atingir cerca de 9 km, como as fossas abissais. 
• Suas idades também são muito variadas.
• Estima-se que os sedimentos oceânicos mais antigos 
possuam cerca de 200 milhões de anos (DIAS, 2004).
Os processos dinâmicos que controlam a sedimentação
marinha são considerados, por Swift e Thorne (1991), como
resultado da interação de cinco variáveis interdependentes:
• taxa do aumento relativo do nível do mar;
• taxa de entrada de sedimento;
• tipo do sedimento;
• força do fluido;
• taxa de transporte de sedimento.
Tais variáveis interagem ao longo do tempo geológico,
resultando na formação e distribuição das fácies
sedimentares e nas formas de relevo do fundo.
• Há várias propostas para classificação e descrição das
classes texturais, muitas baseadas em dimensão das
partículas e composição dos grãos (DIAS, 2004).
• As mais utilizadas são as de Folk (1954) e Shepard (1954),
que utilizam um diagrama triangular para representar os
percentuais de areia, silte e argila. A classificação de Folk
indica as características do ambiente de deposição,
enquanto a de Shepard apresenta o comportamento
descritivo, sem oferecer indicativo do comportamento
hidrodinâmico do ambiente.
• Classificações mais atuais são voltadas para indicação do comportamento
hidrodinâmico do ambiente, tal como o diagrama triangular para
classificação de sedimentos, elaborado por Flemming (2000 apud DIAS,
2004), que utiliza o conteúdo da areia como indicador hidrodinâmico
principal.
A classificação de sedimentos marinhos pode ainda
ser baseada na granulometria e no teor de
carbonato de cálcio (CaCO3) presente nos
sedimentos, conforme Larsonneur (1977 apud
ALBINO, 1999), onde se estabelecem, em função
do percentual de carbonato de cálcio, quatro
classes:
• sedimentos litoclásticos (< 30%),
• sedimentos litobioclásticos (30 a 50%),
• sedimentos biolitoclásticos (50 a 75%)
• e sedimentos bioclásticos (> 75%).
A distribuição, remobilização e o retrabalhamento dos 
sedimentos através da plataforma em direção a 
offshore estão comumente relacionados aos seguintes 
fatores físicos: 
• fluxos dirigidos pelo vento, incluindo ressurgência e 
subsidência;
• ondas internas;
• fluxos orbitais;
• plumas estuarinas (positivas ou negativas);
• processos da zona de surfe e remobilização por ação 
das ondas (NITROUER; WRIGHT, 1994).
Principal processo responsável pelo transporte sedimentar é a
ressedimentação, cujos mecanismos envolvem movimentos de
massa subaquosos decorrentes de fatores tais como:
• ação das ondas, 
• maré, 
• tempestades, 
• fluxos gravitacionais (turbidíticos), 
• correntes marinhas (superficiais e de fundo), 
• correntes de Ekman (correntes induzidas pelo vento), 
• circulação termo-halina (processos relacionados às trocas de calor, 
como aquecimento, resfriamento) e/ou água doce (evaporação, 
precipitação), 
• correntes de contorno, dentre outros (PONZI, 2004; SUGUIO, 2003) 
(Figura 7).
• Como resultado da interação dos processos físicos sobre os
sedimentos inconsolidados do fundo marinho, várias feições
sedimentares são formadas, cujas características estão relacionadas
à dinâmica sedimentar da região fisiográfica e ao regime das
correntes locais (JOHNSON; BALDWIN, 1996; PONZI, 2004;
REINECK; SINGH, 1980).
• Considerando o regime de fluxo, as formas resultantes são
classificadas em: regime de fluxo inferior, cuja resistência ao fluxo é
alta e o transporte de sedimento é relativamente baixo, formando
pequenas ripples ou megarripples como formas de fundo
associadas; regime de transição, o qual origina megarripples
erodidas; regime superior, cuja resistência ao fluxo é
baixa,enquanto o transporte de sedimentos é alto, originando
fundos aplainados.
• As feições deposicionais e erosionais possíveis 
de serem formadas em uma plataforma 
continental, onde prevalecem a presença de 
material arenoso e a influência das correntes 
de maré, foram modeladas por Belderson et
al. (1982 apud PONZI, 2004), que propuseram 
um modelo de formação de feições arenosas 
com base no volume de areia, na variação de 
velocidade e de direção das correntes (Figura 
8).
Modelos de feições arenosas formadas em plataformas dominadas por correntes de maré.
• Segundo Ponzi (2004), as plataformas 
continentais dominadas por tempestades 
apresentam fluxo controlado por ondas e 
correntes geradas pelo vento, suscetíveis a 
modificações sazonais condizentes com as 
variações meteoceanográficas. Segundo a 
autora, as formas produzidas no fundo são 
caracterizadas por camadas gradacionais.
• Naregião de talude continental, sopé e bacias
oceânicas, os processos deposicionais e de transporte
estão associados a mecanismos de deslocamento
descendente de material, originados pela instabilidade
entre a inclinação e a rugosidade da superfície,
envolvendo ressedimentação, ação de correntes de
fundo, deposição pelágica e processos autigênicos
(MIDDLETON; HAMPTON, 1976; PONZI, 2004) (Figura
9). Segundo Middleton e Hampton (1976), fluxos
gravitacionais de sedimentos podem ser subdivididos
em quatro tipos: fluxo de detritos, correntes de
turbidez, fluxo fluidizado e fluxo de grãos.