Dinâmica do Manto e Deformação Continental

Prévia do material em texto

Projeto Gráfico: 
Autor 
Montagem e Impressão: 
Editora Universitária 
Revisão ortográfica: 
Ângela Santos 
 
 
 
 
 
Imagem da cobertura: 
5-Minute Gridded Global Relief Data Collection (ETOPO5). 
Globo terrestre mostrando o relevo continental e a batimetria do assoalho oceânico. As feições 
fisiográficas mais marcantes são: o sistema de cadeias de montanhas Himalaia-Tibete (centro); o 
rifte proto-oceânico entre a África e a Arábia (Golfo de Aden e Mar Vermelho; esquerda); os 
traços de hotspots Reunião e Ninetyeast, no oceano Índico (abaixo); e os arcos de ilhas e fossas 
oceânicas relacionados com subducção das placas do Pacífico e das Filipinas (direita). Este 
material não é sujeito à proteção de direitos autorais e pode ser acessado através do site 
www.ngdc.noaa.gov 
ii 
 
 
 
 
Dedicado à 
Jandira e Olga 
iii 
 
Sumário 
 
 
Prefácio .........................................................................................................................................ix 
 
1. Petrologia e Geoquímica: Revisão de Alguns Conceitos 
1.1. Introdução ...........................................................................................................................................1 
1.2. Elementos maiores e traço ..................................................................................................................1 
1.3. Fusão parcial, compatibilidade e incompatibilidade ..........................................................................1 
1.4. Empobrecimento e enriquecimento; fertilidade e infertilidade ..........................................................2 
1.5. Minerais e rochas ................................................................................................................................3 
1.6. Classificação de rochas ígneas e séries magmáticas ..........................................................................3 
1.7. Rochas e fácies metamórficas ............................................................................................................4 
Referências selecionadas ...........................................................................................................................5 
 
2. Geocronologia 
2.1. Introdução ...........................................................................................................................................7 
2.2. Conceitos básicos ...............................................................................................................................7 
2.3. Método Rb-Sr .....................................................................................................................................8 
2.4. Método Sm-Nd ...................................................................................................................................9 
2.5. Método U-Pb .................................................................................................................................... 11 
2.5.1. Generalidades ............................................................................................................................ 11 
2.5.2. Curva concórdia ........................................................................................................................ 11 
2.5.3. Métodos ..................................................................................................................................... 12 
2.5.4. Aplicações ................................................................................................................................. 13 
2.6. Termocronologia .............................................................................................................................. 14 
2.6.1. Método 40Ar – 39Ar .................................................................................................................... 14 
2.6.2. Datação por traços de fissão ...................................................................................................... 15 
2.6.3. Aplicações ................................................................................................................................. 15 
2.7. A escala do tempo geológico ............................................................................................................ 15 
Referências Selecionadas ........................................................................................................................ 16 
 
3. Estrutura e Composição do Interior da Terra 
3.1. Introdução ......................................................................................................................................... 17 
3.2. Ondas sísmicas ................................................................................................................................. 17 
3.3 Características sísmicas das camadas da Terra ................................................................................. 18 
3.4. Composição da crosta ....................................................................................................................... 20 
3.4.1. Crosta continental ...................................................................................................................... 20 
iv 
 
3.4.2. Crosta oceânica .......................................................................................................................... 21 
3.5. Tipos e províncias crustais ............................................................................................................... 21 
3.5.1. Tipos crustais ............................................................................................................................. 21 
3.5.2. Províncias crustais ..................................................................................................................... 23 
3.6. Composição do manto ...................................................................................................................... 24 
3.6.1. Manto superior .......................................................................................................................... 25 
3.6.2. Zona de baixa velocidade .......................................................................................................... 25 
3.6.3. Zona de transição e manto inferior ............................................................................................ 26 
3.6.4. Camada D’’ ............................................................................................................................... 27 
3.7. Composição do núcleo ..................................................................................................................... 27 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 28 
 
4. Convecção Mantélica e Tectônica de Placas 
4.1. Introdução ......................................................................................................................................... 31 
4.2. Características térmicas e mecânicas da litosfera ............................................................................. 31 
4.3. Tectônica de Placas .......................................................................................................................... 32 
4.4. Evidências indicando atuação da tectônica de placas ....................................................................... 34 
4.4.1. Distribuição de hipocentros de terremotos ................................................................................ 35 
4.4.2. Terremotos e mecanismos focais............................................................................................... 36 
4.4.3. Tomografia sísmica ...................................................................................................................37 
4.4.4. Reversões do campo magnético e faixas de anomalias magnéticas no assoalho oceânico ....... 40 
4.4.5. Idades do assoalho oceânico ...................................................................................................... 44 
4.4.6. Paleomagnetismo ....................................................................................................................... 44 
4.4.7. Sedimentos oceânicos, fluxo térmico e batimetria do assoalho oceânico ................................. 45 
4.4.8. Movimento de placas no presente ............................................................................................. 46 
4.5. Descrevendo o movimento das placas tectônicas ............................................................................. 46 
4.6. Forças responsáveis pela tectônica de placas ................................................................................... 48 
4.7. Simulações numéricas ...................................................................................................................... 49 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 50 
 
5. Convecção Mantélica, Plumas e Hotspots 
5.1. Introdução ......................................................................................................................................... 53 
5.2. Evidências indicando a existência de plumas ................................................................................... 54 
5.2.1. Tomografia sísmica ................................................................................................................... 54 
5.2.2. Anisotropia sísmica ................................................................................................................... 55 
5.2.3. Superdomos e anomalias do geóide .......................................................................................... 55 
5.2.4. Argumentos petrológicos .......................................................................................................... 56 
5.2.5. Argumentos geoquímicos .......................................................................................................... 58 
5.2.6. Argumentos isotópicos .............................................................................................................. 58 
v 
 
5.3. Hotspots sem relação com plumas ................................................................................................... 59 
5.4. Traços de hotspots e velocidades absolutas de placas ...................................................................... 60 
5.5. Plumas e tectônica de placas ............................................................................................................ 60 
5.6. Uma visão global da dinâmica e evolução do manto ....................................................................... 62 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 63 
 
6. Ambientes Tectônicos: Estrutura e Associações Petrotectônicas 
Características 
6.1. Introdução ......................................................................................................................................... 65 
6.2. Riftes continentais ............................................................................................................................ 65 
6.2.1. Características gerais e mecanismos de formação ..................................................................... 65 
6.2.2. Controles na formação e evolução de riftes continentais .......................................................... 67 
6.2.3. Associações petrotectônicas ...................................................................................................... 68 
6.3. Margens passivas e assoalho oceânico ............................................................................................. 68 
6.4. Dorsais oceânicas ............................................................................................................................. 69 
6.4.1. Classificação e morfologia ........................................................................................................ 69 
6.4.2. Magmatismo .............................................................................................................................. 70 
6.4.3. Petrologia e geoquímica ............................................................................................................ 71 
6.4.4. Hidrotermalismo e metamorfismo ............................................................................................. 72 
6.5. Margens ativas e arcos de ilhas ........................................................................................................ 73 
6.5.1. Características gerais ................................................................................................................. 73 
6.5.2. Início do processo de subducção ............................................................................................... 74 
6.5.3. Vulcanismo ................................................................................................................................ 75 
6.5.4. Petrologia e geoquímica ............................................................................................................ 76 
6.5.5. Deformação e metamorfismo .................................................................................................... 77 
6.5.6. Associações petrotectônicas em arcos: síntese .......................................................................... 78 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 78 
 
7. Orogênese 
7.1. Introdução ......................................................................................................................................... 81 
7.2. Tipos de orógenos ............................................................................................................................ 82 
7.3. Ofiolitos ............................................................................................................................................ 83 
7.4. Orógenos relacionados a zonas de subducção .................................................................................. 84 
7.4.1. Orógenos acrescionários ............................................................................................................ 84 
7.4.2. Orógenos do tipo Andino .......................................................................................................... 85 
7.4.3. Orógenos do tipo Laramide ....................................................................................................... 85 
7.4.4. Orógenos extensionais-contracionais ........................................................................................ 86 
7.4.5. Convergência oblíqua e transpressão ........................................................................................ 86 
7.5. Orógenos colisionais ........................................................................................................................ 87 
felipe
Marcador de texto
vi 
 
7.5.1. Fatores que tornam complexo o fenômeno da colisão continental ............................................ 87 
7.5.2. Subducção continental, metamorfismo de pressão alta e ultra-alta e slab break-off ................. 88 
7.5.3. Domínios em um orógeno colisional maduro ........................................................................... 89 
7.5.4. Platôs orogênicos, fluxo canalizado e extrusão ......................................................................... 90 
7.5.5. Escapelateral ............................................................................................................................. 91 
7.6. Orógenos intracontinentais ............................................................................................................... 92 
7.7. Extensão sin- a pós-orogênica .......................................................................................................... 93 
7.7.1. Colapso orogênico ..................................................................................................................... 93 
7.7.2. Complexos de núcleo metamórfico ........................................................................................... 94 
7.7.3. Domos gnaissicos ...................................................................................................................... 95 
7.7.4. Vulcanismo ................................................................................................................................ 95 
7.8. Plutonismo sinorogênico .................................................................................................................. 96 
7.9. Metamorfismo regional .................................................................................................................... 97 
7.9.1. Tipos de metamorfismo e ambientes tectônicos ........................................................................ 97 
7.9.2. Trajetórias P-T-t ........................................................................................................................ 98 
7.10. Distinção entre os diferentes tipos de orógenos: síntese ................................................................ 98 
Referências selecionadas ......................................................................................................................... 99 
 
8. Origem e Diferenciação da Terra 
8.1. Introdução ....................................................................................................................................... 103 
8.2 Meteoritos e a formação do sistema Solar ....................................................................................... 103 
8.2.1. Tipos de meteoritos ................................................................................................................. 103 
8.2.2. Formação do Sistema Solar ..................................................................................................... 104 
8.3. Diferenciação primária da Terra ..................................................................................................... 105 
8.4. Formação do Sistema Terra-Lua .................................................................................................... 106 
8.5. Formação da atmosfera e hidrosfera ............................................................................................... 106 
8.5.1. Origem da atmosfera ............................................................................................................... 106 
8.5.2. Origem da hidrosfera ............................................................................................................... 108 
8.5.3. Atmosfera rica em oxigênio .................................................................................................... 108 
8.6. Formação e crescimento da crosta continental ............................................................................... 109 
8.6.1. A crosta e o manto primitivos ................................................................................................. 109 
8.6.2. Crescimento da crosta continental ........................................................................................... 111 
8.7. Os primeiros 700 Ma: síntese ......................................................................................................... 112 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 113 
 
9. O Arqueano: Geologia e Regimes Tectônicos 
9.1. Introdução ....................................................................................................................................... 115 
9.2. Distribuição dos terrenos arqueanos ............................................................................................... 116 
9.3. Geologia dos terrenos arqueanos .................................................................................................... 117 
vii 
 
9.3.1. Terrenos de alto grau ............................................................................................................... 117 
9.3.2. Terrenos granito-greenstone .................................................................................................... 118 
9.4. Regimes tectônicos arqueanos ........................................................................................................ 119 
9.4.1. Evolução térmica do manto ..................................................................................................... 119 
9.4.2. Tectônica de placas no Arqueano? .......................................................................................... 119 
9.4.3. Ausência de tectônica de placas no Arqueano? ....................................................................... 120 
9.4.4. Regimes mistos, avalanches no manto, crescimento continental episódico ............................ 121 
9.5. TTGs e greenstone belts: ambientes tectônicos .............................................................................. 122 
9.5.1. TTGs ........................................................................................................................................ 122 
9.5.2. Greenstones ............................................................................................................................. 122 
9.5.3. Associações TTG/greenstone .................................................................................................. 123 
9.6. Cratonização ................................................................................................................................... 123 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 124 
 
10. Cinturões Orogênicos Proterozóicos, Supercontinentes e Superplumas 
10.1. Introdução ..................................................................................................................................... 127 
10.2. A transição Arqueano-Proterozóico e os primeiros continentes .................................................. 127 
10.3. Distribuição e geologia de províncias orogênicas proterozóicas .................................................. 128 
10.4. Eventos orogênicos proterozóicos ................................................................................................ 129 
10.4.1. Paleoproterozóico .................................................................................................................. 130 
10.4.2. Mesoproterozóico .................................................................................................................. 132 
10.4.3. Neoproterozóico .................................................................................................................... 132 
10.5. Reconstituições paleogeográficas ................................................................................................. 133 
10.6. Magmatismo anorogênico ............................................................................................................ 135 
10.7. Superplumas e supercontinentes................................................................................................... 136 
Referências selecionadas .......................................................................................................................137 
 
11. Cinturões Orogênicos Fanerozóicos e o Supercontinente Pangéia 
11.1. Introdução ..................................................................................................................................... 139 
11.2. Reconstruções paleogeográficas para o Paleozóico ..................................................................... 139 
11.3. Cinturões orogênicos paleozóicos ................................................................................................ 141 
11.3.1. Orógenos colisionais ............................................................................................................. 141 
11.3.2. Orógenos relacionados a zonas de subducção ....................................................................... 143 
11.3.3. Orógenos intracontinentais .................................................................................................... 143 
11.4. Reconstruções paleogeográficas para o Meso-Cenozóico ............................................................ 144 
11.5. Cinturões orogênicos mesozóicos ................................................................................................ 144 
11.5.1. Orógenos colisionais ............................................................................................................. 144 
11.5.2. Orógenos relacionados a zonas de subducção ....................................................................... 144 
11.5.3. Orógenos intracontinentais .................................................................................................... 147 
viii 
 
11.6. Cinturões orogênicos cenozóicos ................................................................................................. 147 
11.6.1. Orógenos colisionais ............................................................................................................. 147 
11.6.2. Orógenos relacionados a zonas de subducção ....................................................................... 150 
11.6.3. Orógenos intracontinentais .................................................................................................... 152 
11.7. O futuro ........................................................................................................................................ 152 
Referências selecionadas ....................................................................................................................... 153 
 
Fontes das Figuras .................................................................................................................................... 157 
Índice remissivo ..........................................................................................................................163 
 
ix 
 
Prefácio 
 
 
O rápido esgotamento da primeira edição deste livro tornou patente o anseio da 
comunidade geológica pela publicação de textos didáticos de Geologia. Embora a 
estruturação geral da edição original tenha sido mantida, de certa forma este é outro 
livro: o texto foi totalmente reescrito, a maioria das figuras substituída ou redesenhada e 
outras figuras e tabelas adicionadas. Como é inevitável, isto resultou em um volume 
com um número maior de páginas que o original. De qualquer maneira, acredita-se que 
os assuntos abordados possam ser cobertos numa disciplina normal de graduação com 
45 ou 60 horas de aula. O livro foi escrito tendo em mente o estudante de graduação, 
embora possa servir como introdução para cursos mais avançados. Para tornar a leitura 
o mais simples possível, optou-se pela não citação de referências bibliográficas no texto, 
como é usual em livros mais avançados ou artigos em periódicos científicos. Ao invés 
disto, ao final de cada capítulo, uma série de artigos ou livros é listada. As referências 
selecionadas obedeceram a dois critérios: (1) livros, capítulos de livros ou artigos de 
revisão foram escolhidos para proporcionar uma visão mais abrangente dos tópicos 
tratados no capítulo e/ou fornecerem um histórico da evolução das idéias que levaram 
ao desenvolvimento dos modelos mais aceitos atualmente; (2) artigos recentes (a 
maioria publicados nos últimos dez anos) foram selecionados para ilustrar o estado da 
arte de um tema particular. A partir dessas fontes, o estudante poderá complementar ou 
avançar no estudo de tópicos específicos. 
O livro tem como objetivo apresentar, de maneira sucinta, as idéias atuais sobre a 
dinâmica interna da Terra, correlacionando a formação de cinturões orogênicos com o 
mecanismo mais geral de convecção mantélica, do qual o movimento relativo das placas 
tectônicas é apenas a expressão superficial. Ele está dividido em onze capítulos. Os dois 
primeiros apresentam uma revisão breve de alguns conceitos de Geoquímica e 
Petrologia (Capítulo 1) e dos principais métodos de datação geocronológicos (Capítulo 
2), conhecimento prévio requerido para a compreensão dos capítulos subseqüentes. As 
informações contidas nos capítulos 3 a 5 refletem o conhecimento atual sobre a 
estrutura (Capítulo 3) e a dinâmica da Terra, enfocando a tectônica de placas (Capítulo 
4) e a formação de plumas mantélicas (Capítulo 5) no contexto da atuação de convecção 
no manto. Os dois capítulos seguintes são devotados à dinâmica da litosfera. O Capítulo 
6 descreve as principais características dos diferentes ambientes relacionados com a 
tectônica de placas e o Capítulo 7 é dedicado à descrição e discussão dos processos que 
levam à formação de cadeias de montanhas orogênicas. 
A formação da Terra, sua diferenciação primária em manto e núcleo, a origem da 
hidrosfera e da atmosfera, e o debate sobre a existência ou não de continentes no 
período pré-Arqueano constituem o objeto do Capítulo 8. Os capítulos finais são 
dedicados à evolução dos continentes no decorrer do tempo. No Capítulo 8, são 
descritas as principais características geológicas dos terrenos arqueanos. Com base 
nestes dados e em modelos teóricos e numéricos, são discutidos os possíveis regimes 
tectônicos vigentes no Arqueano e a questão da formação e preservação da crosta 
continental. O Capítulo 10 começa apresentando os principais fatores que diferenciam o 
Arqueano do Proterozóico e prossegue com a descrição dos principais eventos 
orogênicos proterozóicos. No final do capítulo, são discutidas a existência de 
supercontinentes proterozóicos, suas possíveis configurações e as causas do 
magmatismo anorogênico que caracteriza o Mesoproterozóico. O leitor deve ter em 
mente, ao ler os capítulos 8-10, a ausência de registro geológico para os primeiros 500 
x 
 
milhões de anos da Terra e as incertezas quanto à interpretação de eventos 
precambrianos. Estes fatores fazem com que modelos para a evolução dos continentes 
ou de orógenos individuais contenham uma boa dose de especulação. Assim, modelos 
consensuais ou quase consensuais no presente podem vir a ser descartados no futuro. 
Finalmente, o Capítulo 11 apresenta e discute, com base em reconstituições 
paleogeográficas, os eventos orogênicos paleozóicos que resultaram na formação do 
supercontinente Pangéia, a fragmentação do supercontinente e a formação de cinturões 
orogênicos meso/cenozóicos. 
 
O autor é grato aos colegas Gorki Mariano, José Maurício Rangel da Silva, Otaciel de 
Oliveira Melo, Ignez de Pinho Guimarães, Adejardo Francisco da Silva Filho e 
Hermanilton Azevedo Gomes por sugestões ao manuscrito original, pela leitura critica 
de partes do texto atual e/ou pelo constante encorajamento. Agradecimentos são 
também devidos ao CNPq porque, ao rejeitar sistematicamente todos os projetos de 
pesquisa submetidos nos últimos dez anos, permitiu que parte do tempo e energia 
requerida para a execução dos mesmos fosse canalizada para esta obra. 
1. Petrologia e Geoquímica: Revisão de Alguns Conceitos 
 
 
 
1.1. Introdução 
 Os deslocamentos e deformaçõessofridos pela crosta e pela porção mais 
superior do manto terrestre, bem como 
fenômenos superficiais (vulcanismo, 
terremotos, formação de cadeias de 
montanhas, etc.), estão relacionados com 
processos que ocorrem em profundidade. Um 
conhecimento sobre a estrutura, o estado 
físico e a composição do interior da Terra é 
fundamental para a compreensão dos 
mecanismos responsáveis por esses 
processos. Para tanto, uma abordagem 
multidisciplinar se faz necessária, 
combinando-se as ferramentas das disciplinas 
clássicas da Geologia (Sedimentologia, 
Estratigrafia, Geologia Estrutural, Tectônica, 
Petrologia) com o uso de métodos geofísicos 
(particularmente sismológicos), geodésicos, 
geoquímicos e da física dos minerais. 
Igualmente importante é quantificar as 
diferentes escalas de tempo nas quais os 
processos geológicos ocorrem, o que é 
possível através dos diversos métodos 
geocronológicos atualmente disponíveis. 
Adicionalmente, modelos analógicos e 
simulações em computador (Geodinâmica) 
permitem a investigação dos processos 
dinâmicos em atuação no interior da Terra. 
Este capítulo introduz alguns termos e 
conceitos de Petrologia e Geoquímica que 
serão necessários para a compreensão dos 
capítulos subseqüentes. As técnicas de 
datação mais comuns são descritas no 
capítulo 2. Métodos geofísicos, modelos 
geodinâmicos e experimentos sob condições 
elevadas de pressão e temperatura são 
abordados nos capítulos 3, 4 e 5. 
 
1.2. Elementos maiores e traço 
 Elementos maiores são aqueles que 
constituem os principais minerais formadores 
de rochas. Os demais elementos (chamados 
de traço) têm de se ajustar à estrutura desses 
minerais ou formar minerais acessórios. 
Elementos maiores são medidos em 
percentagem enquanto os elementos-traço 
normalmente são expressos em partes por 
milhão (ppm). Os elementos maiores são O, 
Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na e K, embora este 
último seja um elemento traço no manto. 
Como o oxigênio é o elemento mais 
abundante na crosta e no manto, a 
composição química das rochas normalmente 
é expressa em forma de óxidos de elementos 
maiores (SiO2, Al2O3, FeO, MgO, etc.). Uma 
maneira usual de representar graficamente a 
composição química de um grupo de rochas é 
através dos diagramas de Harker, nos quais a 
porcentagem dos óxidos dos elementos 
maiores e a concentração dos elementos-
traço são projetadas versus o teor de sílica 
(Fig. 1.1). 
 
1.3. Fusão parcial, compatibilidade e 
incompatibilidade 
 Uma vez que a maioria dos minerais 
formadores de rocha são soluções sólidas, a 
fusão de uma rocha se dá em um intervalo de 
temperatura. Isto significa que rochas no 
interior da Terra sofrem apenas fusão parcial, 
já que a temperatura exigida para fusão total 
é muito elevada para ser atingida durante 
processos geológicos normais. A temperatura 
necessária para que uma rocha comece a 
sofrer fusão parcial depende da pressão. O 
solidus de uma rocha é a curva, em um 
diagrama pressão-temperatura, unindo todos 
os pontos que marcam o inicio da fusão 
parcial (Fig. 1.2). Da mesma maneira, outra 
curva (chamada de liquidus) marca o inicio 
da cristalização de um magma. 
Fusão parcial pode resultar de três 
mecanismos (Fig. 1.2): (a) diminuição de 
pressão (descompressão), (b) elevação de 
temperatura, e (c) rebaixamento do solidus (o 
que pode ser causado pela adição de fluidos). 
Processos geológicos que podem acarretar 
uma (ou mais de uma) dessas situações são 
discutidos no Capítulo 6. 
2 
 
 
Um elemento traço é incompatível se 
sua tendência é entrar na fase líquida durante 
eventos de fusão parcial, enquanto que os 
elementos compatíveis tendem a permanecer 
no resíduo da fusão. A partição de um 
elemento entre as fases sólida e líquida 
depende de seu grau de ajustamento à 
estrutura cristalina dos minerais, o que, em 
boa parte, é condicionado pelo raio e carga 
iônica do elemento. Elementos com raio 
iônico grande são incompatíveis. Eles são 
chamados de elementos litófilos de raio 
iônico grande (ou LILE, da sigla em inglês 
para large ion lithophile element). Estes 
incluem Cs, Rb, Th, U e os elementos terras 
raras leves. Elementos compatíveis que têm 
afinidade com o ferro são chamados 
siderófilos (p.ex., Ni, Co, Au). 
 
 
1.4. Empobrecimento e enriquecimento; 
fertilidade e infertilidade 
 Uma rocha é dita empobrecida 
quando apresenta uma pequena concentração 
de elementos incompatíveis. Isto pode ser 
devido à extração desses elementos durante 
processos de fusão parcial ou migração de 
uma fase fluida. Uma rocha enriquecida é 
obviamente o contrário. 
O empobrecimento ou 
enriquecimento é expresso relativamente a 
um padrão e representado em diagramas 
chamados aranhagramas (spiderdiagrams, 
em inglês). Nestes diagramas os elementos-
traço são colocados na abscissa em ordem 
decrescente de incompatibilidade (da 
esquerda para a direita) e suas concentrações 
normalizadas na ordenada (Fig. 1.3). Um 
caso particular é o dos elementos terras raras 
(Fig. 1.4). Padrões comumente utilizados são 
o condrito (um tipo de meteorito pétreo; ver 
Capítulo 8), o manto primitivo (manto 
superior+crosta continental; ver Capítulo 6) e 
basaltos oceânicos (N-MORB na figura 1.3; 
ver Capitulo 6). 
 
 
 
Figura 1.2. Solidus e liquidus. O solidus é a curva 
que marca o início da fusão parcial de uma rocha, 
enquanto o liquidus corresponde a uma fusão 
completa. No caso de um magma, o liquidus 
representa o início da cristalização e o solidus 
uma cristalização completa. Para que haja fusão 
parcial, uma rocha situada a uma determinada 
profundidade deve ser levada a uma profundidade 
menor, ter sua temperatura elevada, ou ter seu 
solidus rebaixado (linha tracejada). 
 
 
 
Figura 1.1. Diagramas de Harker para rochas 
graníticas (círculos) e dioríticas (quadrados) do 
batólito Caruaru-Arcoverde, Pernambuco. 
3 
 
 
 
A fertilidade de uma rocha é sua 
capacidade de produzir magmas por fusão 
parcial e depende dos elementos maiores. 
Uma rocha pode ser empobrecida e fértil ao 
mesmo tempo. Uma pequena percentagem de 
fusão parcial pode deixar um resíduo 
bastante empobrecido em elementos 
incompatíveis, mas esta rocha mantém sua 
capacidade de produzir magmas se for sujeita 
a uma temperatura suficientemente alta em 
um evento futuro. Por outro lado, rochas que 
passaram por episódios de fusão parcial 
elevadas podem ser posteriormente 
enriquecidas em elementos incompatíveis 
pela percolação de fluidos. Casos específicos 
onde estas situações podem ocorrer são 
discutidos no Capítulo 6. 
 
1.5. Minerais e rochas 
 Os principais minerais formadores de 
rocha são silicatos (olivina, piroxênios, 
anfibólios, feldspatos, quartzo). Minerais 
máficos ou ferromagnesianos são escuros. 
Eles são os principais constituintes das 
rochas máficas (gabros, anortositos, etc.) e 
ultramáficas (dunito, peridotito, etc.). Rochas 
félsicas (granitos, granodioritos, etc.), por 
outro lado, são formadas dominantemente 
por minerais claros (quartzo, feldspatos). 
 Rochas formadas próximas à 
superfície da Terra (sedimentares, vulcânicas 
e subvulcânicas) são chamadas de 
supracrustais. Este termo é empregado 
mesmo no caso de elas terem sido 
metamorfizadas. Rochas supracrutais 
compostas por argilas são chamadas de 
pelitos e por quartzo e/ou feldspatos de 
psamitos. Os termos metapelito e 
metapsamito são empregados para os 
equivalentes metamórficos. Rochas 
paraderivadas e ortoderivadas são aquelas 
resultantes do metamorfismo de rochas 
sedimentares e ígneas, respectivamente 
(p.ex., paragnaisse, ortoanfibolito). 
 
1.6. Classificação de rochas ígneas e séries 
magmáticas 
 Rochas ígneas podem ser 
classificadas de acordo com sua mineralogia 
ou composição química. Esta última 
abordagem é particularmente útil no caso de 
rochasvulcânicas. Como todos os minerais 
formadores de rocha são silicatos (com raras 
exceções, como em carbonatitos) o principal 
componente destas rochas é SiO2. Assim, 
uma primeira classificação é baseada no teor 
de sílica. Rochas ácidas, intermediárias, 
básicas e ultrabásicas têm teores de SiO2, 
respectivamente: acima de 66%; entre 52% e 
66%; entre 45% e 52%; e abaixo de 45%. 
Exemplos de cada uma destas categorias são 
riolito, andesito, basalto e komatiito. 
Basaltos constituem o tipo de lava 
mais abundante na Terra e são subdivididos 
 
 
 
Figura 1.4. Padrão de elementos terras raras para 
dioritos do batólito Caruaru-Arcoverde, Estado de 
Pernambuco. 
 
 
 
Figura 1.3. Aranhagrama ilustrando a variação 
composicional de granitóides do batólito Caruaru-
Arcoverde, Estado de Pernambuco. 
4 
 
em quartzo toleítos, olivina toleítos e álcali-
olivina basaltos de acordo com seus minerais 
normativos. A composição normativa de uma 
rocha (ou norma CIPW, acrônimo formado 
pelas iniciais do sobrenome dos petrólogos 
que propuseram o procedimento de cálculo) é 
derivada a partir da composição química. Ela 
fornece os minerais que a rocha teria caso 
tivesse sido completamente cristalizada sob 
condições anidras. Quartzo toleítos, olivina 
toleítos e álcali-olivina basaltos têm como 
minerais normativos, respectivamente: 
quartzo+hiperstênio; olivina+hiperstênio; e 
nefelina. 
 Na maioria das rochas, o óxido mais 
abundante, depois de SiO2, é Al2O3. Uma 
classificação muito empregada, 
principalmente para rochas graníticas, utiliza 
as razões Al2O3/(Na2O+K2O+CaO), chamado 
índice de saturação em alumina, e 
Al2O3/(Na2O+K2O): 
Rochas peraluminosas 
Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)>1 
Rochas metaluminosas 
Al2O3/(Na2O+K2O+CaO)<1<Al2O3/(Na2O+
K2O) 
Rochas peralcalinas 
Al2O3/( Na2O+K2O)<1 
Nestas razões, as percentagens em 
peso de cada óxido são convertidas em massa 
molecular dividindo-se pelo seu peso 
molecular. 
 Outro modelo de classificação 
considera os teores de Na2O+K2O em uma 
suíte de rochas (Fig. 1.5a). Rochas ricas em 
álcalis são chamadas de alcalinas e 
caracterizadas petrograficamente pela 
presença de feldspatóides, anfibólio sódico 
e/ou piroxênio sódico (p.ex., nefelinito, 
fonolito, sodalita sienito, riebeckita granito). 
Rochas subalcalinas são bem mais comuns 
que rochas alcalinas e subdivididas nas suítes 
toleítica, cálcio-alcalina e shoshonítica (Fig. 
1.5b). A suíte cálcio-alcalina para rochas 
vulcânicas inclui basaltos, andesitos, dacitos 
+/- riolitos, sendo andesito a rocha 
característica. A suíte cálcio-alcalina pode 
ainda ser subdividida de acordo com o teor 
de K2O numa série de médio-K e numa série 
de alto-K. Rochas básicas a intermediárias 
com valores elevados de K2O são incluídas 
na série shoshonítica. A suíte toleítica 
geralmente apresenta uma variação 
composicional mais restrita em comparação 
com a suíte cálcio-alcalina. 
 
 
1.7. Rochas e fácies metamórficas 
 Fácies metamórficas são campos de 
pressão e temperatura caracterizados por 
associações minerais típicas (Fig. 1.6). As 
principais fácies do metamorfismo regional 
 
(a) 
 
 
(b) 
 
 
Figura 1.5. (a) Diagrama (Na2O+K2O)-sílica 
mostrando os campos das suítes alcalinas e 
subalcalinas. (b) Diagrama K2O-sílica mostrando a 
subdivisão da suite subalcalina. Triângulos e 
quadrados correspondem, respectivamente, a 
amostras de rochas dioríticas e graníticas do 
batólito Caruaru-Arcoverde, Pernambuco. 
5 
 
para condições de temperatura e pressão de 
moderadas a altas (>300ºC e >200 MPa) são 
xisto-verde, anfibolito e granulito. As fácies 
xisto-azul (ou glaucofana-lawsonita) e 
eclogito são típicas de pressão elevada (>1 
GPa). Rochas máficas metamorfizadas sob 
condições das fácies anfibolito e eclogito 
consistem, dominantemente, de anfibólio e 
plagioclásio, no primeiro caso, e de 
clinopiroxênio e granada, no segundo. Estas 
rochas recebem a mesma denominação das 
fácies que elas caracterizam, isto é, anfibolito 
e eclogito, respectivamente. A rocha 
metamórfica da fácies granulito também 
recebe este nome, podendo ser paraderivada 
ou ortoderivada, máfica ou félsica. A 
associação característica é ortopiroxênio, 
clinopiroxênio, plagioclásio ± granada. 
 
 Rochas formadas a pressões ou 
temperaturas extremamente elevadas têm 
sido descritas com cada vez mais freqüência 
e estendem o campo do metamorfismo para 
pressões superiores a 2 GPa e temperaturas 
de até 1150ºC. Rochas de pressão ultra-alta 
são caracterizadas pela presença de coesita 
e/ou diamante. As associações minerais em 
granulitos de temperatura ultra-alta incluem 
ortopiroxênio aluminoso-sillimanita-quartzo, 
safirina-quartzo e espinélio-quartzo. 
 
Referências selecionadas 
Best, M.G., 2003. Igneous and Metamorphic 
Petrology, Blackwell Publishing, 2ª Ed. 
Philpotts, A.R., 1990. Principles of Igneus and 
Metamorphic Petrology, Prentice-Hall. 
Winter, J.D., 2001. An Introduction to Igneus and 
Metamorphic Petrology. Prentice-Hall. 
(disponível gratuitamente on-line na página do 
autor: http://people.whitman.edu/~winterj/). 
 
 
Figura 1.6. Diagrama P-T esquemático mostrando as 
principais fácies do metamorfismo regional, 
ressaltando em sombreado os campos para 
metamorfismo de pressão e temperatura ultra-altas. 
Linhas tracejadas correspondem a condições não-
metamórficas (esquerda) e ao início de fusão parcial 
em sistemas graníticos na presença de água (direita). 
Também são mostradas as curvas de reação quartzo-
coesita e grafita-diamante. 
 
6 
 
7 
 
2. Geocronologia 
 
 
 
2.1. Introdução 
 O princípio da datação de rochas por 
métodos geocronológicos reside no fato de 
alguns elementos possuírem um ou mais 
isótopos instáveis. Estes isótopos, chamados 
de radioativos, sofrem desintegração para 
gerar isótopos radiogênicos pela emissão de 
partículas α, β ou γ. A taxa de desintegração 
radioativa (λ) é característica para cada 
isótopo e, geralmente, expressa em termos de 
sua meia-vida (t1/2), definida como o tempo 
necessário para que o número de átomos do 
isótopo radioativo originalmente presente 
seja reduzido à metade. 
Os métodos de datação 
geocronológicos podem ser utilizados para: 
(a) determinar idades de cristalização de 
minerais e rochas; (b) estudar a história 
térmica de rochas (métodos 
termocronológicos); (c) estabelecer a idade 
de exposição de superfícies; (d) determinar a 
idade de morte de organismos. 
No primeiro grupo, incluem-se os 
métodos Rb-Sr, Sm-Nd e U-Pb. 
Conhecendo-se o tempo de meia-vida e as 
concentrações dos isótopos radiogênico e 
radioativo em uma rocha ou mineral é 
teoricamente possível calcular a idade de sua 
formação. Quando a idade obtida 
corresponde à idade de cristalização de 
rochas ou minerais a partir de um magma, 
esta é uma idade ígnea. Quando os minerais 
em uma rocha são produtos de cristalização 
ou recristalização no estado sólido, obtém-se 
uma idade metamórfica. 
Os métodos termocronológicos 
baseiam-se no fato de que, a temperaturas 
elevadas, o sistema pode ser aberto com 
respeito ao isótopo radiogênico. Nestas 
situações, a idade obtida corresponde ao 
tempo decorrido após os minerais ou rochas 
terem resfriado até uma temperatura 
suficientemente baixa para permitir a 
retenção do isótopo radiogênico na estrutura 
cristalina dos minerais. Neste grupo incluem-
se os métodos Ar-Ar e de traços de fissão em 
apatita. 
Os dois últimos grupos diferem dos 
dois primeiros porque resultam da produção 
de isótopos radioativos pela interação de 
raios cósmicos com a atmosfera ou a 
superfície da Terra (sendo, por isso, 
igualmente referidos como métodos de 
datação por nuclídeos cosmogênicos). A 
idade de exposição de superfícies a raios 
cósmicos pode ser estimada pela quantidadedos isótopos cosmogênicos 26Al, 10Be e 36Cl 
produzidos in situ. Um exemplo do quarto 
caso é a colisão de raios cósmicos com 
núcleos de nitrogênio para produzir carbono 
através de uma reação (n, p), onde n é um 
nêutron e p é um próton: 
 
14N + n → 14C + p 
 
 O 14C produzido decai para o 14N com 
uma meia vida de cerca de 5700 anos. A 
quantidade de 14C na atmosfera é o resultado 
de um equilíbrio entre produção cosmogênica 
e decaimento radioativo. Cada organismo 
mantém um equilíbrio com a atmosfera ou o 
oceano enquanto vivo, mas após sua morte 
esta troca cessa e o 14C começa a diminuir. 
Assim, a idade da morte pode ser 
determinada pela quantidade de 14C 
remanescente. 
Os isótopos com tempos de meia vida 
longos, representados pelos dois primeiros 
grupos, são os de maior utilidade em estudos 
tectônicos e de evolução crustal. Os isótopos 
mais comuns empregados, com suas 
respectivas constantes de decaimento e 
tempos de meia-vida, são mostrados na 
Tabela 2.1. 
 
2.2. Conceitos básicos 
 A taxa de desintegração de um 
elemento radioativo é dada por: 
dN/dt = -λN → dN/N = -λdt 
 
8 
 
onde N é o número de átomos do elemento 
radioativo no tempo t. Por integração, 
obtém-se: 
 
lnN = - λt + c 
 
Para t = 0, c = lnN0, onde N0 é o número de 
átomos do isótopo radioativo originalmente 
presente. Substituindo-se c por lnN0 na 
equação acima, tem-se: 
 
lnN-lnN0 = -λt → lnN/N0 = -λt → N0 = 
Neλt 
 
Se, depois de decorrido um tempo t, 
o número de átomos do isótopo radiogênico 
produzido é F, o número de átomos do 
isótopo radioativo restante é N = N0 – F. 
Logo: 
 
F = N0 – N → F = Neλt – N, ou 
F = N (eλt – 1) 
 
A equação acima é a fórmula geral 
que permite a datação de rochas e/ou 
minerais. A partir dela, pode-se ver que o 
tempo de meia vida (isto é, quando F = N) é 
dado por: 
 
1 = (eλt1/2 – 1) → eλt1/2 = 2 → t1/2 = ln2/λ 
 
 
2.3. Método Rb-Sr 
 No caso do decaimento de 87Rb para 
87Sr, a equação fundamental da 
geocronologia se torna: 
 
87Sr = 87Rb (eλt – 1) 
 
87Sr ocorre naturalmente em rochas 
independentemente do Rb. Portanto, o 
número de átomos de 87Sr inicialmente 
presente [(87Sr)o] tem de ser adicionado ao 
número de isótopos produzidos por 
decaimento radioativo. Assim, o número 
total de átomos de 87Sr é dado por: 
 
87Sr = (87Sr)o + 87Rb (eλt – 1) 
 
Esta equação pode ser modificada 
dividindo-se cada termo pelo número de 
átomos de 86Sr, o qual é constante, uma vez 
que este isótopo é estável e não resulta do 
decaimento de isótopos de outros elementos. 
A razão deste procedimento é que a 
determinação das razões isotópicas de 
elementos por espectrometria de massa é 
mais precisa que suas concentrações 
absolutas. Fazendo-se isto, obtém-se: 
 
87Sr/ 86Sr = (87Sr/ 86Sr)o + 87Rb/ 86Sr (eλt – 1) 
 
 A equação acima constitui a base da 
determinação de idades pelo método Rb-Sr. 
Ela é uma equação da linha reta da forma Y 
= Ro + mX, onde m (o declive da reta ) é 
igual a (eλt – 1). Esta reta é chamada de 
isócrona e o valor de Ro de razão inicial 
(Fig. 2.1). 
Considere um grupo de rochas ígneas 
cogenéticas ou minerais comagmáticos (1, 2 
e 3 na Fig. 2.1). Na época de formação, a 
razão 87Sr/ 86Sr deveria ser a mesma para 
todas as rochas (ou minerais) porque a 
cristalização de um magma não fraciona os 
isótopos de Sr, já que a diferença de massa 
entre eles é muito pequena. As razões Rb/Sr 
(e, portanto 87Rb/86Sr), por outro lado, 
podem variar devido à diferença de 
Tabela 2.1. Sistemas de decaimentos radioativos mais comuns usados na datação de rochas e minerais. 
Isótopo radioativo Isótopo radiogênico λ (a-1) Meia vida 
87Rb 87Sr 1,42 X 10-11 48,8 Ga 
238U 206Pb 1,55 X 10-10 4,47 Ga 
235U 207Pb 9,85 X 10-10 0,70 Ga 
232Th 208Pb 4,95 X 10-11 14,0 Ga 
147Sm 143Nd 6,54 X 10-12 106 Ga 
40K 40Ar 5,81 X 10-11 11,93 Ga 
 
 
9 
 
comportamento geoquímico entre o Rb e o 
Sr. Como o Rb é mais incompatível que o 
Sr, devido ao seu maior raio iônico, 
amostras mais ácidas normalmente têm 
valores mais elevados da razão 87Rb/86Sr. 
Igualmente, a razão Rb/Sr é diferente em 
diferentes minerais (por exemplo, é bem 
mais baixa em plagioclásio que em 
ortoclásio). Após a cristalização e 
resfriamento do magma, a razão 87Rb/86Sr 
nas amostras ou minerais começa a diminuir 
enquanto a razão 87Sr/86Sr aumenta na 
mesma proporção (Fig. 2.1). Assim, se as 
razões 87Sr/86Sr e 87Rb/ 86Sr forem 
projetadas umas contra as outras, o tempo t e 
a razão inicial podem ser determinados pelo 
declive da reta de melhor ajuste aos pontos e 
pela interseção com o eixo das ordenadas, 
respectivamente. Um exemplo de datação 
por rocha total é mostrado na Figura 2.2. 
 A razão inicial é um indicador da 
derivação crustal ou mantélica de uma 
rocha. Rb é extraído preferencialmente do 
manto e incorporado na crosta durante 
episódios de fusão parcial. Assim, razões 
iniciais elevadas refletem protólitos crustais. 
Por exemplo, enquanto muitos basaltos 
recentes têm razões iniciais no intervalo 
0,702-0,705, granitos crustais podem 
apresentar valores superiores a 0,710-0,720. 
 
 O 87Sr resultante do decaimento de 
87Rb ocupa posições instáveis na rede 
cristalina de minerais ricos em Rb, como 
ortoclásio e biotita, e tende a ser expulso 
desses minerais durante eventos térmicos. 
Por esta razão, eventos metamórficos podem 
perturbar o sistema Rb-Sr e, assim, este 
método é cada vez menos empregado para 
obter idades de cristalização. No entanto, em 
circunstâncias favoráveis, o sistema pode ser 
aberto na escala do mineral, mas fechado na 
escala de amostra de mão. Nestes casos, o Sr 
liberado pelas fases ricas em Rb será 
incorporado nas fases minerais vizinhas 
ricas em Sr, como plagioclásio e apatita. 
Uma isócrona construída com minerais 
pobres e ricos em Rb pode, portanto, 
fornecer a idade do metamorfismo. Nos 
casos mais favoráveis, tanto a idade de 
cristalização quanto a do metamorfismo 
podem ser determinadas. 
 
2.4. Método Sm-Nd 
 
 
 
Figura 2.1. Ilustração do princípio de aplicação do 
método Rb-Sr usando a mesma escala para os eixos 
x e y. Amostras cogenéticas ou minerais 
comagmáticos (1, 2, 3) movem-se ao longo de 
linhas retas com declividade -1. A idade de 
cristalização será tanto mais antiga quanto maior o 
declive da isócrona. Na prática, como o decaimento 
do Rb87 é muito lento, o eixo y é expandido para 
poder mostrar o declive da isócrona num formato 
adequado. 
 
 
 
Figura 2.2. Isócrona Rb-Sr (rocha total) para o 
plúton Queimadas (Estado da Paraíba). Notar que a 
escala vertical é expandida em relação à escala 
horizontal. Sem este exagero, a isócrona seria 
quase horizontal. MSWD (mean squared weighted 
deviates) representa a dispersão dos pontos com 
respeito à linha de regressão calculada pela técnica 
dos mínimos quadrados. Em princípio, quanto 
menor este valor mais confiável é a idade obtida. 
 
10 
 
 A equação para o cálculo de idades 
pelo método Sm-Nd é similar à empregada 
para o método Rb-Sr, utilizando-se o isótopo 
estável 144Nd como isótopo de referência: 
 
143Nd/144Nd = 
(143Nd/144Nd)o + 147Sm/144Nd (eλt – 1) 
 
 Ao contrário do Rb e Sr, que exibem 
comportamento geoquímico contrastantes, 
Sm e Nd têm propriedades químicas 
similares. Isto torna difícil a obtenção de 
amostras de rocha total com variações 
significativas na razão Sm/Nd, 
impossibilitando uma aplicação ampla do 
método. No entanto, ele é muito útil para 
rochas que têm baixas concentrações de Rb 
e/ou não contêm zircão, não podendo ser 
datadas pelos métodos Rb-Sr ou U-Pb. Este 
é o caso de algumas classes de meteoritos e 
de rochas máficas. Além disso, Sm e Nd são 
imóveis durante eventos metamórficos que 
podem perturbar mesmo o sistema U-Pb.Nesses casos, o método Sm-Nd pode ser o 
único a fornecer a idade de cristalização de 
rochas metamorfizadas em alto grau. Um 
exemplo é mostrado na Figura 2.3. 
 
Como no caso do método Rb-Sr, a 
razão inicial 143Nd/144Nd também indica a 
origem crustal ou mantélica de uma rocha. 
Porém, como a variação desta razão é muito 
pequena em rochas terrestres, o parâmetro 
epsilon Nd (εNd) é mais utilizado para 
comparar rochas com diferentes razões 
iniciais. Esta notação é definida 
matematicamente como: 
 
εNd = {[(143Nd/144Nd)0/(143Nd/144Nd)CHUR] - 
1} x 104 
 
onde (143Nd/144Nd)CHUR corresponde ao 
valor da razão 143Nd/144Nd em meteoritos 
condríticos para a idade considerada (CHUR 
= chondritic uniform reservoir). 
Como se assume que a Terra foi 
formada por material semelhante ao de 
meteoritos condríticos, rochas com valores 
εNd próximos a zero teriam sido derivadas do 
manto primitivo. No entanto, como a crosta 
continental cresceu à custa do manto (ver 
Cap. 8) e o Nd é mais incompatível que o 
Sm, por ter raio iônico um pouco maior, 
com o decorrer do tempo o manto adquire 
razões Sm/Nd maiores que o CHUR (Fig. 
2.4). Este manto é chamado empobrecido 
devido à perda de elementos litófilos. 
Razões Sm/Nd (e, portanto, 143Nd/144Nd) 
mais elevadas que o CHUR implicam 
valores εNd positivos. Assim, rochas com εNd 
positivo são interpretadas como derivadas 
do manto empobrecido. A crosta 
continental, por outro lado, tem valores 
Sm/Nd menores que o CHUR e, assim, 
magmas formados por sua fusão parcial têm 
valores negativos de εNd. 
 A idade modelo de uma rocha (TDM, 
DM = depleted mantle) corresponde ao 
tempo no qual seu εNd era igual ao do manto 
empobrecido. Por exemplo, a Fig. 2.4 
mostra que as rochas do Complexo Itapetim 
e do Batólito Fazenda Nova têm idades-
modelo, respectivamente, em torno de 1,4 
Ga e entre 1,8 e 2,0 Ga. Estas idades são 
consideravelmente mais velhas que as 
idades de cristalização dos plútons (em torno 
de 0,6 Ga). 
Apenas rochas crustais derivadas do 
manto (ou de protólitos derivados do manto) 
têm idades-modelo idênticas à sua idade de 
cristalização (esta última normalmente 
 
0,5133
0,5131
0,5129
0,5127
0,5125
0,5123
147 144Sm/ Nd
143 144Nd/ Nd
Idade = 782 +/- 100 Ma
MSWD = 5,2
0,10 0,14 0,18 0,22 0,24
 
 
Figura 2.3. Isócrona Sm-Nd (rocha total) para 
anfibolitos da seqüência metavulcanossedimentar 
Mara Rosa, Goiás. 
 
11 
 
obtida pelo método U-Pb em zircão). Estas 
rochas são chamadas de juvenis e suas 
idades correspondem a eventos de formação 
crustal. 
 
 
Rochas derivadas de fontes 
exclusivamente crustais ou de fontes 
híbridas têm idades-modelo sempre mais 
antigas que sua idade de formação, podendo, 
ou não, ter um componente juvenil. Isto é 
ilustrado na Figura 2.5. Granitóides 
arqueanos e proterozóicos, derivados direta 
ou indiretamente do manto, têm valores εNd 
positivos e idades-modelo idênticas à idade 
de cristalização. Como essas rochas têm 
razões Sm/Nd menores que o CHUR, com o 
passar do tempo, elas adquirem εNd negativo. 
Fusão parcial dessas rochas, num evento 
posterior, vai gerar granitos com valores εNd 
negativos e TDM arqueano ou proterozóico. 
Se o magma gerado contiver um 
componente juvenil por mistura com 
magmas máficos (caso a), os valores εNd 
podem ser positivos ou negativos e o TDM 
será intermediário entre a idade de 
cristalização da rocha e a idade do protólito 
granítico. Se houver mistura com magmas 
de origem crustal (caso b), o εNd será 
negativo. 
 
2.5. Método U-Pb 
2.5.1. Generalidades 
 Para o decaimento do 238U para 206Pb 
e do 235U para 207Pb, tem-se as seguintes 
equações: 
 
206Pb = 206Pb0 + 238U (eλt – 1) 
207Pb = 207Pb0 + 235U (eλt – 1) 
 
Em princípio, essas equações podem 
ser utilizadas para construir isócronas U-Pb, 
como nos métodos Rb-Sr e Sm-Nd, 
utilizando-se 204Pb como isótopo de 
referência. Esta abordagem tem sido 
empregada no caso de carbonatos marinhos, 
os quais são de difícil datação por outros 
métodos. No entanto, como urânio é um 
elemento extremamente móvel, isócronas 
construídas com amostra de rocha total são 
pouco confiáveis. 
Minerais acessórios que contenham 
U, mas não Pb, na sua estrutura (como é o 
caso de zircão, monazita e titanita) são 
ideais para datação pelo método U-Pb. 
Nestes casos, a razão inicial é igual a zero e 
as equações acima são simplificadas para: 
 
206Pb = 238U (eλt – 1) 
207Pb = 235U (eλt – 1) 
 
2.5.2. Curva concórdia 
 
 
 
Figura 2.5. Diagrama ilustrando como idades 
modelo podem não corresponder a eventos de 
formação crustal. Granitos arqueanos e 
proterozóicos têm TDM igual à idade de 
cristalização, mas granitos de fontes híbridas 
(crosta+manto; caso a) ou inteiramente crustais 
(caso b) têm TDM mais antigo que a idade de 
cristalização. 
 
 
 
 
Figura 2.4. Diagrama de evolução isotópica de Nd 
para amostras do Complexo Itapetim (IG) e do 
Batólito Fazenda Nova (FN) (Província Borborema, 
NE Brasil). 
12 
 
A vantagem do método U-Pb sobre 
os demais métodos de datação reside no fato 
de o urânio possuir dois isótopos 
radioativos, o que permite o cálculo de 
idades pelas duas expressões seguintes: 
 
t = 1/λ238 ln (206Pb/238U + 1) 
t = 1/λ235 ln (207Pb/235U + 1) 
 
Projetando-se as razões 206Pb/238U 
versus 207Pb/235U para diferentes valores de 
t, obtém-se uma curva chamada concórdia 
(Fig. 2.6). Minerais que se comportam como 
um sistema fechado para U e Pb desde a sua 
formação devem fornecer idades 238U-206Pb 
e 235U-207Pb idênticas e, portanto, cair sobre 
a concórdia. Estas idades são chamadas de 
concordantes. 
 
Em alguns casos, análises isotópicas 
de zircões derivados de uma mesma amostra 
definem uma linha, ao invés de se 
projetarem sobre a concórdia. Esta linha é 
chamada de discórdia e as idades obtidas de 
discordantes. Apesar disso, os interceptos 
superior e inferior da discórdia com a 
concórdia podem fornecer informações 
geológicas importantes. 
 
2.5.3. Métodos 
 O método mais comum para 
determinação de idades U-Pb em minerais 
acessórios (usualmente chamado método 
convencional) envolve a dissolução de grãos 
de zircão por métodos químicos. A 
determinação das abundâncias isotópicas de 
urânio e chumbo é feita por ionização 
térmica em um espectrômetro de massa. O 
acrônimo TIMS (das iniciais em inglês para 
espectrometria de massa por ionização 
térmica) também é frequentemente 
empregado para descrever este método. 
Atualmente, é possível obter idades pela 
dissolução de apenas um ou de uns poucos 
grãos de zircão. 
Datação in situ de domínios no 
interior de grãos individuais de zircão pode 
ser realizada com o uso de microssonda 
iônica, cujo instrumento mais sensível é 
denominado SHRIMP (de Sensitive High 
Resolution Ion Microprobe), e por 
espectrometria de massa com plasma 
indutivamente acoplado com ablasão a laser 
(LA-ICP-MS, das iniciais de laser ablation 
inductively coupled plasma mass 
spectrometry). Com estes dois 
equipamentos, em combinação com imagens 
obtidas por microscopia eletrônica de 
varredura ou catoluminescência, é possível 
determinar a idade de domínios no interior 
de grãos complexos. Nestes casos, idades 
diferentes podem estar presentes (Fig. 2.7) e 
datação pelo método convencional 
forneceria uma média das idades. 
 
 Uma técnica distinta das descritas 
acima é a chamada datação química de Pb. 
Assumindo-se que todo o chumbo presente 
em um mineral seja radiogênico, a 
concentração total do chumbo (CPb) é 
relacionada às concentrações de urânio (CU) 
e de tório (CTh). Essas concentrações podem 
 
 
 
Figura 2.6. Diagrama concórdia U-Pb mostrando 
a linha concórdia calibrada em milhões de anos. 
 
 
 
 
Figura 2.7. Idades U-Pb por LA-ICP-MSno 
interior de um grão de zircão de uma amostra de 
paragnaisse pelítico do Complexo Surubim, Estado 
de Pernambuco. 
 
13 
 
ser determinadas por microssonda eletrônica 
(em ppm) e utilizadas para a obtenção de 
uma idade aproximada pela equação: 
 
CPb ~ 0,897 CTh(eλ232t – 1) + 
0,006 CU(eλ235t – 1) + 0,589 CU(eλ238t – 1) 
 
onde λ232, λ235 e λ238 são as taxas de 
decaimento radioativo de 232Th, 235U e 238U, 
respectivamente. 
 
2.5.4. Aplicações 
Se um mineral é fechado com 
respeito à perda ou ganho dos isótopos 
radioativos e radiogênicos desde sua 
formação, as idades obtidas devem ser 
concordantes e correspondem a idades de 
cristalização. No caso de rochas ígneas, isto 
permite a datação de eventos magmáticos 
(Fig. 2.8). 
 
Em rochas metamórficas 
ortoderivadas, os zircões presentes 
comumente são zircões ígneos e fornecem a 
idade de cristalização do protólito. No 
entanto, zircões metamórficos também 
podem ser encontrados em rochas 
metamórficas (tanto paraderivadas como 
ortoderivadas) ou como sobrecrescimentos 
em torno de cristais ígneos. Zircões ígneos 
podem ser distinguidos de zircões 
metamórficos pela presença de faces 
cristalinas, zonação oscilatória (Fig. 2.7) e 
razão Th/U > 0,1. Monazita é mais comum 
como mineral metamórfico que zircão e está 
se tornando o mineral padrão para a 
determinação de idades de metamorfismo 
pela técnica de datação química de Pb. 
Idades discordantes, normalmente, 
resultam da perda de Pb durante eventos 
metamórficos. Neste caso, análises de 
zircões (ou outros minerais apropriados) 
derivados de uma mesma amostra caem 
sobre a discórdia. Os interceptos superior e 
inferior da discórdia são interpretados como 
as idades de cristalização e do evento 
metamórfico, respectivamente (Fig. 2.9). 
 
Discórdias também podem resultar 
da presença de zircões herdados da fonte ou 
de perda contínua de Pb. No primeiro caso, 
o intercepto inferior fornece a idade da 
rocha e o superior dá a indicação da idade de 
seu protólito (Fig. 2.10). No segundo caso, o 
intercepto superior corresponde à idade da 
rocha e o inferior é forçado para zero. 
 Um grande número de análises pode 
ser realizado em tempo relativamente curto 
por SHRIMP e LA-ICP-MS. Isto tem feito 
com que estes métodos sejam cada vez mais 
utilizados em estudos de proveniência de 
seqüências supracrustais, permitindo inferir 
as possíveis áreas fontes que forneceram 
 
 
 
Figura 2.9. Idades discordantes resultantes de 
perda de Pb durante a orogênese brasiliana em 
ortognaisse paleoproterozóico. Idades obtidas por 
LA-ICP-MS. 
 
 
 
 
Figura 2.8. Diagrama concórdia U-Pb para zircões 
do plúton Cachoeirinha, Estado de Pernambuco. 
Idades obtidas por LA-ICP-MS. 
 
14 
 
detritos para a bacia sedimentar (Fig. 2.11). 
Estes estudos também fornecem a idade 
máxima de deposição, que deve ser mais 
jovem que a do zircão mais novo analisado. 
 
 
 
2.6. Termocronologia 
2.6.1. Método 40Ar – 39Ar 
 Os três isótopos naturais do argônio 
são 36Ar, 38Ar e 40Ar. Este último é o mais 
abundante (99,6%) e resulta do decaimento 
do 40K: 
40Ar = 40K (eλt – 1) 
O 40K também produz 40Ca por decaimento 
radioativo e a equação acima deve ser 
corrigida para levar este fato em 
consideração. No entanto, sendo a meia vida 
do 40Ca muito menor que a do 40Ar, a 
equação é válida como uma primeira 
aproximação e constitui a base do cálculo de 
idades pelo método K-Ar. O problema com 
este método reside no fato do Ar ser um gás 
e, assim, facilmente perdido do sistema, 
fazendo com que as idades obtidas sejam, 
em geral, imprecisas. Atualmente, o método 
K-Ar só é empregado para rochas 
relativamente jovens e inalteradas, tendo 
sido suplantado pelo método Ar-Ar. 
 O método de datação Ar-Ar depende 
do bombardeamento de 39K por nêutrons em 
um reator nuclear para produzir 39Ar. A 
reação é: 
 
39K + n → 39Ar + p 
 
Onde n é um nêutron e p um próton. A 
proporção de 39Ar produzido é proporcional 
à quantidade de 39K presente na amostra 
antes da irradiação: 
 
39Ar = c39K 
 
Combinando-se esta equação com a primeira 
obtém-se: 
 
40Ar/39Ar = 40K/c39K (eλt – 1) = (eλt – 1)/D 
 
Se uma amostra de idade conhecida tS for 
irradiada juntamente com a amostra 
estudada, o termo D pode ser determinado: 
 
D = (eλts – 1) 39Ars/40Ars 
 
Logo: 
 
40Ar/39Ar = (eλt – 1)/(eλts – 1) 40Ars/39Ars 
 
 
 
 
Figura 2.10. Discórdia resultante da presença de 
grãos de zircão herdados da fonte no Granito 
Cabanas, Estado de Pernambuco. Idades obtidas 
por LA-ICP-MS. 
 
 
 
 
Figura 2.11. Diagrama mostrando a distribuição 
de idades concordantes de zircões (obtidas por 
LA-ICP-MS) de um paragnaisse pelítico do 
Complexo Surubim, Pernambuco. As análises 
mostram que o gnaisse foi derivado de fontes com 
idades paleoproterozóicas, mesoproterozóicas e 
neoproterozóicas e que a deposição da seqüência 
ocorreu após 665 Ma. 
 
15 
 
Uma idade t pode ser obtida a partir da 
equação acima para diferentes temperaturas. 
Para datar uma rocha ou mineral pelo 
método Ar-Ar, a amostra é aquecida passo a 
passo a diferentes temperaturas. A razão 
40Ar/39Ar do gás liberado em cada etapa é 
medido em um espectrômetro de massa. Os 
resultados são apresentados em um gráfico, 
onde as idades calculadas são projetadas 
contra a percentagem de gás liberado (Fig. 
2.12). Idealmente, as idades determinadas a 
cada temperatura deveriam ser idênticas, 
mas considera-se que o resultado é 
satisfatório se as idades forem coincidentes 
para três ou mais passos correspondendo a 
mais de 70% do gás liberado. Esta idade é 
chamada idade platô. Na técnica 40Ar/39Ar 
clássica é utilizada uma população de 
numerosos grãos de um mineral, os quais 
são aquecidos em um forno. O método 
40Ar/39Ar por sonda laser, introduzido mais 
recentemente, permite a datação de grãos 
individuais (Fig. 2.12) e mesmo de zonas 
locais no interior do grão. 
 
 O argônio não pode ser retido no 
interior de um mineral até que uma 
temperatura suficientemente baixa, chamada 
temperatura de fechamento, tenha sido 
atingida. A temperatura de fechamento 
depende de vários fatores, dentre os quais os 
mais importantes são a estrutura do mineral, 
a granulação e a taxa do resfriamento. As 
temperaturas de fechamento para 
hornblenda, muscovita e biotita (minerais 
mais comumente utilizados para datação 
pelo método Ar-Ar) são, respectivamente, 
da ordem de 530º, 380º e 300ºC. 
 
2.6.2. Datação por traços de fissão 
 A fissão espontânea do 238U produz 
nuclídeos que se movimentam em direções 
opostas. Isto causa um dano na estrutura 
cristalina do mineral, deixando um traço que 
pode ser observado ao microscópio. Se a 
temperatura é elevada, este traço é 
rapidamente cicatrizado. No caso da apatita, 
os traços de fissão têm cerce de 14 µm e 
podem ser, em boa parte, preservados para 
temperaturas abaixo de cerca de 100ºC. 
Assim, a densidade de traços de fissão em 
um cristal é proporcional ao tempo 
decorrido após a rocha ter atingido essa 
temperatura. 
 
2.6.3. Aplicações 
O método Ar-Ar pode ser utilizado 
para obter idades de cristalização de rochas 
ígneas que tenham resfriado rapidamente ou 
de rochas metamórficas de baixo grau. No 
caso de rochas ígneas e metamórficas de alto 
grau que sofreram resfriamento lento, a 
idade (ou idades) 40Ar/39Ar não corresponde 
à idade de cristalização, mas sim ao tempo 
que a rocha foi resfriada abaixo da 
temperatura de fechamento do mineral 
analisado (note a diferença de idade entre 
grãos de anfibólio e biotita na Fig. 2.12). Em 
combinação com o método U-Pb e/ou de 
traços de fissão em apatita, isto permite que 
estimativas de taxas de resfriamento crustal 
sejam feitas, o que é muito importante em 
estudos metamórficos.O método de traços 
de fissão é ainda empregado em estudos de 
denudação e erosão. 
 
2.7. A escala do tempo geológico 
 Para o Fanerozóico, as subdivisões 
da escala do tempo geológico são baseadas 
em critérios paleontológicos e 
estratigráficos. Ela é numericamente 
 
 
 
Figura 2.12. Espectro de idades aparentes 
40Ar/39Ar para grãos de anfibólio e biotita de um 
ortognaisse diorítico na região de Taquaritinga do 
Norte, Estado de Pernambuco. P = idade platô. 
 
16 
 
calibrada pela datação de rochas apropriadas 
e tem sido continuamente refinada à medida 
que progressos nas técnicas geocronológicas 
permitem a obtenção de idades com precisão 
e exatidão cada vez maior. 
Para o Precambriano, a subdivisão do 
tempo geológico é puramente cronológica. 
O limite entre os éons Arqueano e 
Proterozóico é colocado a 2,5 Ga e eles 
correspondem, respectivamente, a mais de 
um terço e à quase metade da história 
geológica da Terra. O Arqueano é 
subdividido em Paleoarqueano, 
Mesoarqueano e Neoarqueano, e o 
Proterozóico, em Paleoproterozóico, 
Mesoproterozóico e Neoproterozóico. O éon 
pré-arqueano é conhecido como Hadeano. 
 
Uma divisão das eras do 
Proterozóico em períodos foi proposta pela 
União Internacional das Ciências Geológicas 
(International Union of Geological 
Sciences; IUGS), mas não tem sido 
amplamente empregada e não será utilizada 
neste livro. Quando necessário, termos 
informais como Paleoproterozóico inferior e 
Mesoproterozóico superior, por exemplo, 
serão utilizados e não os períodos 
equivalentes propostos pela IUGS 
(Sideriano, Esteniano). Uma escala do 
tempo geológico simplificada é mostrada na 
Figura 2.13. 
 
Referências Selecionadas 
Dickin, A.P., 2005. Radiogenic Isotope Geology, 2ª 
Ed., Cambridge University Press. 
Faure, G., 1986. Principles of Isotope Geology, 2ª 
Ed., Wiley. 
Foster, G., Parrish, R.R., Horstwood, M.S.A., 
Chenery, S., Pyle, J.Gibson, H.D., 2004. The 
generation of prograde P-T-t points and paths: a 
textural, compositional, and chronological study 
of metamorphic monazite. Earth and Planetary 
Science Letters 228, 125-142. 
Hanchar, J.M., Hoskin, P.W.O. (eds.), 2003. Zircon. 
Reviews in Mineralogy and Geochemistry 59, 
469-500. 
Hodges, K.V., 2005. Geochronology and 
thermochronology in orogenic systems. In: 
Rudnick, R.L. (ed.) The Crust. Treatise on 
Geochemistry 3, 263-292, Elsevier. 
Jackson, S.E., Pearson, N.J., Griffin, W.L., 
Belousova, E.A., 2004. The application of laser 
ablation-inductively coupled plasma-mass 
spectrometry to in situ U-Pb zircon 
geochronology. Chemical Geology 211, 47-69. 
Patchett, P.J., Samson, S.D., 2005. Ages and growth 
of the continental crust from radiogenic isotopes. 
In: Rudnick, R.L. (ed.) The Crust. Treatise on 
Geochemistry 3, 321-348, Elsevier. 
Silva, L.C., 2006. Geocronologia aplicada ao 
mapeamento regional, com ênfase na técnica U-
Pb SHRIMP e ilustrada com exemplos 
brasileiros. Publicações Especiais do Serviço 
Geológico do Brasil 1, 1-132. 
 
 
 
Figura 2.13. Esquema mostrando as principais 
subdivisões do tempo geológico. 
17 
 
3. Estrutura e Composição do Interior da Terra 
 
 
 
3.1. Introdução 
 O principal método para determinar a 
estrutura interna da Terra é o estudo da 
propagação de ondas elásticas através do seu 
interior. O ramo da geofísica que se ocupa 
desse estudo é chamado de Sismologia. A 
determinação da composição das diferentes 
camadas da terra revelada pela sismologia é 
feita por uma combinação de métodos. 
Dentre estes, destacam-se estudos 
geoquímicos e petrológicos de rochas 
presentes na superfície ou transportadas para 
a superfície durante eventos magmáticos ou 
tectônicos, e a determinação das 
propriedades físicas dos minerais em 
laboratório sob condições variáveis de 
pressão e temperatura. 
 
3.2. Ondas sísmicas 
 Uma rocha submetida a um esforço 
sofre, inicialmente, uma deformação elástica. 
Terremotos são gerados quando o esforço 
aplicado supera a resistência da rocha, 
levando à sua ruptura. Quando isto ocorre, a 
energia elástica armazenada é subitamente 
liberada e se propaga em todas as direções 
por meio de ondas sísmicas. Existem vários 
tipos de ondas sísmicas. As mais importantes 
para o estudo da estrutura do interior da 
Terra são as ondas P e S (Fig. 3.1). 
 As ondas P são chamadas primárias, 
porque sua velocidade de propagação é maior 
que a das ondas S (secundárias) e, assim, elas 
chegam mais rapidamente a uma estação de 
registro sismológico. A direção de 
propagação das ondas P é paralela à direção 
de vibração, como no caso das ondas 
sonoras. Por isso, elas são também 
conhecidas como ondas longitudinais ou 
compressionais (Fig. 3.1). Nas ondas S, a 
direção de vibração é perpendicular à direção 
de propagação, sendo elas, também, 
chamadas de transversais ou cisalhantes (Fig. 
3.1). 
 As ondas P podem se propagar em 
meios sólidos, líquidos ou gasosos. As ondas 
S só se propagam em meios sólidos porque 
líquidos não apresentam resistência se 
submetidos a esforços cisalhantes. Quando 
uma onda em propagação passa de um meio 
para outro com propriedades físicas 
diferentes, ela pode sofrer refração e/ou 
reflexão e aumentar ou diminuir a 
velocidade. São essas variações de direção e 
de velocidade que permitem a determinação 
da estrutura interna da Terra. Regiões 
caracterizadas por um aumento ou 
diminuição brusca na velocidade de 
propagação das ondas sísmicas são chamadas 
de descontinuidades sísmicas. 
Os estudos sismológicos podem 
utilizar ondas sísmicas produzidas por fontes 
passivas ou ativas. No primeiro caso, as 
ondas sísmicas são provenientes de 
terremotos naturais distantes e registradas em 
estações sismológicas. No segundo caso, as 
fontes de energia são geradas artificialmente 
e medidas em receptores espalhados ao longo 
de linhas sísmicas. Os tremores podem ser 
causados por explosões com tempo 
controlado ou por vibrações produzidas por 
caminhões especialmente equipados para este 
fim. 
 
 
 
 
Figura 3.1. Diagrama em duas dimensões 
ilustrando a diferença entre ondas P e S. 
 
18 
 
3.3 Características sísmicas das camadas 
da Terra 
A Figura 3.2 mostra um modelo da 
variação das velocidades sísmicas com o 
aumento da profundidade obtido a partir da 
análise de um grande número de medidas. A 
partir dela, infere-se que as principais 
divisões sismológicas da Terra são a crosta, o 
manto e o núcleo, sendo o manto subdividido 
em três camadas e o núcleo em duas (Fig. 
3.3). A crosta é separada do manto pela 
descontinuidade de Mohorovicic (ou 
simplesmente Moho), a qual se situa, 
tipicamente, entre 30 e 50 km de 
profundidade, em regiões continentais, e a 10 
km de profundidade, em regiões oceânicas. A 
espessura da crosta é tão pequena quando 
comparada com raio da Terra, que ela quase 
não é visível na Figura 3.2. O manto é 
separado do núcleo por uma descontinuidade 
que ocorre a 2890 km de profundidade, a 
qual é, às vezes, chamada descontinuidade de 
Gutenberg. Ondas S não se propagam através 
do núcleo externo, indicando que o mesmo é 
líquido. 
 A divisão da camada mais externa da 
Terra em crosta continental e crosta oceânica 
é baseada, primariamente, na profundidade 
da Moho, com a espessura da primeira 
variando de 14 a 80 km e, a da segunda, 
tipicamente de 6 a 8 km. Em algumas regiões 
continentais, é observado um contato 
gradual, ocorrendo a profundidades entre 12 
e 20 km, dependendo do local, chamado 
“descontinuidade” de Conrad, que separa a 
crosta superior da crosta média/inferior. Na 
maioria das regiões, porém, a crosta 
continental é mais bem descrita como 
constituída por uma estrutura com três 
camadas. Um exemplo é mostrado na Figura 
3.4. Na crosta superior (<15 km), 
velocidades de ondas P (VP ou α)entre 6,0 e 
6,3 km/s são características; valores entre 6.8 
e 7.2 km/s predominam na crosta inferior 
(abaixo de 30 km). A crosta oceânica 
consiste de três camadas sísmicas: a camada 
1 tem baixos valores de VP (em torno de 2 
km/s), na camada 2 os valores de VP são 
ainda baixos, mas atingem até 6 km/s, e a 
camada 3 tem VP entre 6,8 e 7,3 km/s (Fig. 
3.5). 
 A descontinuidade de Mohorovicic é, 
geralmente, bem definida, tanto em regiões 
continentais como oceânicas, e marcada pelo 
 
 
 
Figura 3.2. Variação de velocidades sísmicas (α - 
ondas P, β - ondas S) e de densidade (ρ) com o 
aumento da profundidade no interior da Terra. 
 
 
 
 
Figura 3.3. Principais subdivisões do interior da 
Terra de acordo com a terminologia mais 
freqüentemente utilizada. 
19 
 
aumento de velocidade das ondas P de 7,2-
7,3 km/s na base da crosta para 8,0-8,1 km/s 
no manto. 
 
 
Duas descontinuidades bem marcadas 
ocorrem dentro do manto a profundidades de 
410 e 660 km (Figs. 3.2 e 3.3). A região 
acima da descontinuidade de 410 km 
corresponde ao manto superior. Neste, uma 
zona de atenuação das ondas sísmicas, 
estendendo-se de profundidades entre 50-100 
km até 150-200 km, é observada em muitas 
regiões oceânicas, mas nem sempre 
encontrada abaixo de regiões continentais, 
especialmente de suas partes mais antigas. 
Esta região é chamada zona de baixa 
velocidade ou simplesmente LVZ (das 
iniciais em inglês para low velocity zone). A 
região entre as descontinuidades de 410 e 
660 km é chamada zona de transição e, 
abaixo dela, tem-se o manto inferior. Os 
gradientes de velocidades na porção inferior 
do manto indicam que esta região, chamada 
de camada D´´, é lateral e verticalmente 
heterogênea, com espessuras variando de 
menos de 150 km até mais de 300 km. 
 Na base do manto, a velocidade das 
ondas P decresce bruscamente de 14 km/s 
para 8 km/s e as ondas S deixam de se 
 
 
 
Figura 3.4. Perfis de velocidades de ondas P e S (acima) e modelo 2D de velocidades de ondas P (abaixo) para a 
Faixa Brasília e porção ocidental do cráton São Francisco ao longo da linha sísmica mostrada no mapa da 
esquerda. 
 
 
 
Figura 3.5. Correlação entre a estrutura sísmica da 
crosta oceânica e os tipos litológicos presentes a 
diferentes profundidades em uma seqüência 
ofiolítica completa. 
 
20 
 
propagar. Uma descontinuidade a 5150 km 
de profundidade separa o núcleo externo 
líquido do núcleo interno sólido. Alguns 
autores intitulam esta descontinuidade de 
Lehmann, mas outros utilizam este termo 
para a base da LVZ. 
 
3.4. Composição da crosta 
3.4.1. Crosta continental 
 A composição da crosta continental 
superior é bem conhecida, porque seções 
representando níveis crustais diferentes estão 
expostas na superfície, podendo ser 
estudadas diretamente no campo. Galerias e 
furos de sonda estendem a observação direta 
das rochas até 13 km de profundidade. Estes 
estudos mostram que a crosta continental 
superior é constituída predominantemente de 
rochas ígneas e metamórficas capeadas por 
uma cobertura de rochas sedimentares que 
representam apenas uma pequena fração de 
seu volume. Os seguintes métodos são 
empregados para estimar a composição 
química da crosta continental superior: (a) 
determinação de médias ponderadas da 
composição de rochas expostas na superfície; 
(b) determinação das composições médias de 
elementos insolúveis em sedimentos clásticos 
finos (argilitos); (c) determinação da 
composição química média de depósitos 
glaciais e loess. Diferentes estimativas 
mostram que a composição média aproxima-
se da de um granodiorito (Tabela 3.1). 
 A composição da crosta continental 
mais profunda é inferida a partir de dados 
sísmicos e daqueles provenientes da 
petrologia experimental e do estudo de 
xenólitos encontrados em algumas rochas 
vulcânicas. Embora existam discrepâncias 
entre diferentes estimativas, a combinação 
dos resultados provenientes desses diferentes 
campos mostra que, em geral, a crosta 
continental torna-se mais máfica com o 
aumento da profundidade. A crosta inferior 
consiste de rochas na fácies granulito e é 
quimicamente equivalente a gabro, enquanto 
a crosta média é composta de rochas na 
fácies anfibolito e tem composição 
intermediária (Tabela 3.1). 
Tabela 3.1. Estimativa para a composição química da 
crosta continental (Rudnick e Gao, 2005). Óxidos em 
%; elementos em ppm. 
Óxido/ 
Elemento 
Crosta 
superior 
Crosta 
média 
Crosta 
inferior 
Crosta 
total 
SiO2 66,6 63,5 53,4 60,6 
TiO2 0,64 0,69 0,82 0,72 
Al2O3 15,4 15,0 16,9 15,9 
FeOT 5,04 6,02 8,57 6,71 
MnO 0,10 0,10 0,10 0,10 
MgO 2,48 3,59 7,24 4,66 
CaO 3,59 5,25 9,59 6,41 
Na2O 3,27 3,39 2,65 3,07 
K2O 2,80 2,30 0,61 1,81 
P2O5 0,15 0,15 0,10 0,13 
Sc 14,0 19 31 21,9 
V 97 107 196 138 
Cr 92 76 215 135 
Co 17,3 22 38 26,6 
Ni 47 33,5 88 59 
Cu 28 26 26 27 
Zn 67 69,5 78 72 
Ga 17,5 17,5 13 16 
Rb 82 65 11 49 
Sr 320 282 348 320 
Y 21 20 16 19 
Zr 193 149 68 132 
Nb 12 10 5 8 
Ag 53 48 65 56 
Sn 2,1 1,30 1,7 1,7 
Sb 0,4 0,28 0,10 0,2 
Ba 628 532 259 456 
La 31 24 8 20 
Ce 63 53 20 43 
Pr 7,1 5,8 2,4 4,9 
Nd 27 25 11 20 
Sm 4,7 4,6 2,8 3,9 
Eu 1,0 1,4 1,1 1,1 
Gd 4,0 4,0 3,1 3,7 
Tb 0,7 0,7 0,48 0,6 
Dy 3,9 3,8 3,1 3,6 
Ho 0,83 0,82 0,68 0,77 
Er 2,3 2,3 1,9 2,1 
Tm 0,30 0,32 0,24 0,28 
Yb 2,0 2,2 1,5 1,9 
Lu 0,31 0,4 0,25 0,30 
Hf 5,3 4,4 1,9 3,7 
Ta 0,9 0,6 0,6 0,7 
W 1,9 0,60 0,60 1 
Re 0,198 0,18 0,188 
Os 0,031 0,05 0,041 
Ir 0,022 0,05 0,037 
Pt 0,5 0,85 2,7 1,5 
Au 1,5 0,66 1,6 1,3 
Hg 0,05 0,0079 0,014 0,03 
Pb 17 15,2 4 11 
Th 10,5 6,5 1,2 5,6 
U 2,7 1,3 0,2 1,3 
21 
 
As velocidades das ondas sísmicas em 
rochas félsicas, intermediárias e máficas, 
medidas em laboratório sob condições de 
pressão e temperatura apropriadas para a 
crosta continental, coincidem, 
respectivamente, com aquelas determinadas 
pela sismologia para a crosta superior, média 
e inferior. Assim, existe uma boa 
correspondência entre as estimativas da 
composição da crosta, obtidas pela 
geoquímica, com os resultados experimentais 
e sismológicos. Em vista disto, é amplamente 
aceito que a composição global da crosta 
continental é andesítica (diorítica). 
 Embora o volume da crosta 
continental corresponda a, apenas, cerca de 
0,6 % do volume total da Terra, ela concentra 
uma proporção significativa dos elementos-
traço incompatíveis (35-55% de Rb, Ba, K, 
Th e U). 
 
3.4.2. Crosta oceânica 
 A composição da crosta oceânica é 
estimada a partir de amostras dragadas do 
assoalho oceânico; de testemunhos colhidos 
através de perfurações; de amostras obtidas 
com o uso de submersíveis em zonas de 
fratura, onde porções mais profundas da 
crosta podem ser observadas; e por 
comparação com a composição de ofiolitos. 
Ofiolitos são seqüências interpretadas como 
fragmentos da crosta oceânica e da porção 
mais superior do manto, posicionadas nos 
continentes como resultado de esforços 
tectônicos (ver Capítulo 7). 
A combinação desses métodos mostra 
que as três camadas definidas pelo estudo das 
ondas sísmicas consistem de (Fig. 3.5): (a) 
sedimentos inconsolidados (chert, argila 
vermelha e calcáreo) ricos em 
microorganismos planctônicos (Camada 1); 
(b) derrames de basaltos toleíticos com 
estruturas em almofada (pillow lavas), na 
posição superior, e enxames de diques de 
diabásio verticais (interpretados como os 
condutos para os basaltos sobrejacentes), na 
porção inferior (Camada 2); (c) gabros e 
metagabros com intercalações de 
plagiogranito, serpentinito e cumulados 
ultramáficos (Camada 3). Assim, a 
composição química média da crosta 
oceânica é máfica, similar, portanto, à da 
crosta continental inferior. 
 
3.5. Tipos e províncias crustais 
3.5.1. Tipos crustais 
 Um tipo crustal é um segmentocontínuo da crosta com características 
geológicas e geofísicas similares. Os 
principais parâmetros utilizados para 
diferenciar tipos crustais são a espessura e 
estrutura sísmica (Fig. 3.7), mas tipos 
crustais geralmente coincidem com feições 
fisiográficas maiores na superfície da Terra 
(Fig. 3.6). 
 O tipo crustal mais extenso é 
representado pelas bacias oceânicas, cuja 
estrutura é mostrada na Figura 3.5. Bacias 
oceânicas têm 6 a 8 km de espessura, 
superfície aplainada, e uma cobertura de 
lâmina d’água com 5 a 7 km (Fig. 3.6). 
Cadeias ou dorsais oceânicas são cadeias de 
montanhas submarinas que se elevam 2 a 3 
km acima do fundo oceânico, podendo, 
eventualmente, emergir, a exemplo da 
Islândia. Seu comprimento total é superior a 
65.000 km (Fig. 3.6) e espessuras entre 3 e 6 
km. A Camada 1 é ausente ou muito delgada 
nas dorsais oceânicas e aumenta de espessura 
em direção aos continentes. Também 
presentes em regiões oceânicas são os arcos 
de ilhas, cadeias de ilhas vulcânicas com 
formas arqueadas. A espessura da crosta em 
arcos de ilhas varia de 10 a 40 km (Fig. 3.7). 
Além da espessura maior, arcos de ilhas 
podem ser distinguidos das dorsais oceânicas 
por serem margeados, de um lado, por fossas 
oceânicas, sulcos profundos no assoalho que 
podem atingir até 11 km de profundidade, e, 
do lado oposto, por bacias marginais ou 
retro-arco (Fig. 3.6). A crosta oceânica nas 
bacias retro-arco é mais espessa que nas 
bacias oceânicas (10 km, em média) devido a 
uma maior espessura da camada sedimentar. 
Em contraste com os arcos de ilhas, ilhas 
oceânicas marcam a terminação de cadeias 
lineares de vulcões extintos. Finalmente, são, 
ainda, encontradas nos oceanos feições não 
22 
 
lineares representadas por platôs submarinos 
(ou oceânicos). A estrutura, bem como a 
origem, desses diferentes tipos crustais 
oceânicos é discutida com mais detalhes nos 
capítulos 5 e 6. 
 
 
 
Figura 3.7. Estrutura sísmica de diferentes tipos crustais continentais e de arcos de ilhas. 
 
 
 
 
Figura 3.6. Topografia da Terra mostrando as feições principais abaixo dos oceanos e nos continentes. 
23 
 
 
 Quatro tipos crustais principais são 
reconhecidos nos continentes. Escudos e 
plataformas são regiões estáveis compostas 
de rochas precambrianas. Escudos possuem 
pouca ou nenhuma cobertura sedimentar, 
enquanto as plataformas têm uma cobertura 
de rochas supracrustais, tipicamente com 1 a 
3 km de espessura. Escudos e plataformas 
têm relevo pouco acentuado e espessura 
média de 42 km (Fig. 3.7). Uma plataforma 
pode envolver vários escudos. Por exemplo, 
na plataforma Sul-Americana, ou seja, na 
região a leste dos Andes, são reconhecidos 
os escudos Atlântico, Brasil Central e da 
Guiana. 
 Cinturões orogênicos paleozóicos 
são cinturões alongados e curvilineares 
formados por deformação e metamorfismo 
durante o Paleozóco. Exemplos incluem os 
Apalaches, no leste da América do Norte, e 
os Pirineus, entre a Espanha e a França. A 
espessura desse tipo crustal é um pouco 
menor que a de escudos e plataformas, 
variando de 30 a 40 km (Fig. 3.7), e sua 
expressão superficial é o de cadeias de 
montanhas erodidas, geralmente com 1 a 2 
km de altitude. Cinturões orogênicos meso-
cenozóicos, por outro lado, formam cadeias 
de montanhas com relevo bastante 
acentuado e podem apresentar espessuras de 
até 70-80 km (Fig. 3.7). Exemplos incluem 
os Andes, no oeste da América do Sul; o 
Himalaia, na Índia e Paquistão; e os Alpes, 
na Europa. 
 Riftes continentais são regiões 
caracterizadas pela presença de um vale 
(tipicamente com 30-75 km de largura) 
limitado por falhas extensionais, comumente 
com 25 a 35 km de espessura (Fig. 3.7). 
Embora presentes em regiões de crosta 
continental atenuada, como resultado de 
deformação extensional, as altitudes não são 
necessariamente baixas. Por exemplo, 
altitudes acima de 3 km são comuns ao 
longo do sistema de riftes do leste da África, 
o mais extenso sistema de riftes 
continentais, com um comprimento de 6.500 
km (Fig. 6.2). Espessuras similares à de 
riftes continentais são observadas ao longo 
de margens rifte ou margens continentais 
passivas. Apesar de situadas abaixo do nível 
do mar, a estrutura e composição das 
margens rifte indicam que elas são formadas 
por crosta continental. A passagem de uma 
margem passiva para a crosta oceânica típica 
pode ser gradual ou relativamente brusca. 
 
3.5.2. Províncias crustais 
 Províncias crustais são segmentos da 
crosta que possuem o mesmo intervalo de 
idades geocronológicas e histórias 
geológicas similares. Os limites entre 
províncias podem ser marcados por falhas 
ou zonas de cisalhamento, inconformidades, 
rápidas mudanças no grau metamórfico ou 
por contatos intrusivos. Províncias crustais 
podem ser orogênicas ou anorogênicas. 
Estas últimas podem ser ígneas ou 
sedimentares, como exemplificados, 
respectivamente, pelas bacias do Paraná e 
Parnaíba e por grandes derrames basálticos. 
Províncias orogênicas são resultantes de 
deformação e metamorfismo. Exemplos, 
com idades variando do Arqueano até o 
presente, são discutidos nos capítulos 9 a 11. 
O termo cráton normalmente é empregado 
para províncias orogênicas tectonicamente 
estabilizadas pelo menos desde o início do 
Neoproterozóico, mas alguns autores 
preferem restringir o termo para escudos ou 
plataformas de idade arqueana. Províncias 
orogênicas são, também, chamadas cinturões 
orogênicos ou faixas móveis. 
Os termos tipo crustal e província 
crustal não são sinônimos, embora possam 
coincidir em algumas situações, como no 
caso de cinturões orogênicos fanerozóicos. 
No entanto, uma província pode apresentar 
variações de espessura e não 
necessariamente consiste de um segmento 
de crosta contínuo. Por exemplo, vulcões de 
mesma idade distribuídos em uma região 
relativamente grande compõem uma 
província crustal, como é o caso da 
província alcalina de Poços de Caldas. Por 
outro lado, um tipo crustal pode englobar 
24 
 
vários segmentos de crosta com idades 
diferentes, isto é, várias províncias. Por 
exemplo, um escudo pode englobar um ou 
mais crátons e faixas móveis proterozóicas, 
como no caso do escudo canadense. 
 
3.6. Composição do manto 
 Várias linhas de evidência são 
utilizadas para a determinação da 
composição química e mineralógica do 
manto. Evidências diretas provêem de 
exposições do manto superior no assoalho 
oceânico, de xenólitos em magmas 
kimberlíticos e basálticos, e da seção basal 
de seqüências ofiolíticas. A parte mais 
superficial do manto pode aflorar no 
assoalho oceânico como resultado de 
exumação por falhas normais ou 
transformantes ou devido à ausência de 
crosta oceânica. Se as rochas se soerguem 
acima do nível do mar, como é o caso das 
ilhas de São Paulo e São Pedro, uma 
observação direta é possível. Caso contrário, 
amostras podem ser obtidas por dragagem 
ou perfurações. Estudos termobarométricos 
indicam a extração de xenólitos mantélicos 
de fontes situadas até cerca de 250 km, 
permitindo a caracterização das rochas 
presentes até esta profundidade. 
A parte acessível do manto tem 
composição química comparável à de certos 
tipos de meteoritos. Assumindo-se que esses 
meteoritos são remanescentes do material a 
partir do qual a Terra foi formada, sua 
composição química reflete a composição 
global da Terra. As composições do manto e 
do núcleo podem, então, ser calculadas a 
partir da composição global levando-se em 
consideração seus volumes relativos. A 
composição do manto derivada dessa forma 
corresponde à do manto primitivo, isto é, 
antes da formação da crosta continental (ver 
capítulos 2, 6 e 8). 
Finalmente, a composição química 
das rochas requerida para fornecer os 
magmas basálticos erupcionados na 
superfície da Terra pode sercalculada por 
modelagem geoquímica. A rocha hipotética 
derivada por este procedimento é chamada 
de pirólito. 
A Tabela 3.2 mostra estimativas da 
composição química do manto, utilizando 
diferentes metodologias. Os resultados são 
similares e mostram que os óxidos SiO2, 
MgO e FeO representam mais de 90% de 
seu peso. 
 
 
Tabela 3.2. Estimativas para a composição química 
do manto segundo diferentes metodologias (óxidos 
em %; elementos em ppm). (1) Pirólito 
(McDonough, 1995); (2) xenólitos em vulcões 
continentais intraplaca (Pearson et al., 2005); (3) 
Manto empobrecido (Salters e Stracke, 2004); (4) 
Manto primitivo (Palme e O’Neil, 2005). 
Óxido/ 
Elemento 
(1) (2) (3) (4) 
SiO2 45,0 44,33 44,87 45,4 
TiO2 0,20 0,10 0,20 0,16 
Al2O3 4,45 2,41 4,33 4,49 
FeO 8,05 8,07 8,09 8,1 
MnO 0,13 0,13 0,15 0,14 
MgO 37,8 41,84 38,13 36,77 
CaO 3,55 4,85 3,52 3,65 
Na2O 0,36 0,29 0,42 
K2O 0,03 0,01 0,02 
P2O5 0,02 0,03 0,01 
Sc 16,2 12 16,3 16,5 
V 82 59 79 86 
Cr 2625 2819 2500 2520 
Co 105 102 106 102 
Ni 1960 2147 1960 1860 
Cu 30 30 20 
Zn 55 56 53,5 
Ga 4 3,2 4,4 
Rb 0,6 0,09 0,6 
Sr 19,9 9,8 20,3 
Y 4,3 4,1 4,37 
Zr 10,2 7,94 10,81 
Nb 0,66 0,21 0,59 
Sn 0,13 0,1 0,14 
Ba 6,6 1,2 6,75 
La 0,65 0,23 0,69 
Nd 1,25 0,71 1,32 
Sm 0,41 0,27 0,43 
Eu 0,15 0,11 0,16 
Gd 0,54 0,39 0,57 
Dy 0,67 0,53 0,71 
Ho 0,15 0,12 0,16 
Er 0,44 0,37 0,46 
Yb 0,44 0,4 0,46 
Hf 0,28 0,2 0,04 
Pb 0,15 0,02 0,18 
Th 0,08 0,01 0,08 
U 0,02 0,005 0,02 
25 
 
As possíveis rochas presentes no 
manto devem ter propriedades físicas 
condizentes com aquelas obtidas a partir de 
estudos sismológicos. Atualmente, já é 
possível reproduzir em laboratório as 
condições de pressão e temperatura 
correspondentes até a base do manto. 
Comparando-se os dados provenientes da 
física dos minerais com os dados 
sismológicos é possível predizer as fases 
minerais presentes a diferentes 
profundidades (Fig. 3.8). 
 
3.6.1. Manto superior 
 As linhas de evidência acima 
indicam que a descontinuidade de 
Mohorovicic resulta de uma mudança de 
composição, de rochas máficas na crosta 
inferior para rochas ultramáficas no manto 
superior. A mineralogia do manto superior 
corresponde, portanto, à de um peridotito, 
com olivina sendo o mineral mais abundante 
(Fig. 3.8). Além dos constituintes normais 
de um peridotito (olivina, clinopiroxênio, 
ortopiroxênio), outra fase mineral deve estar 
presente para incorporar o Al2O3, que 
representa cerca de 4% do manto (Tabela 
3.2). A natureza desta fase depende da 
pressão (Fig. 3.9). Plagioclásio é a fase 
estável em pressões baixas (<1 GPa), sendo 
substituído por espinélio entre 1 e 2 GPa. A 
pressões mais elevadas que 2 GPa, ocorre a 
formação de granada. As reações 
simplificadas que descrevem a 
transformação de plagioclásio peridotito 
para espinélio peridotito e, daí, para granada 
peridotito são: 
 
CaAl2Si2O8 (An) + 2Mg2SiO4 (Fo) = 
MgAl2O4 (Sp) + Mg2Si2O6 (Opx) + 
CaMgSi2O6 (Cpx) 
 
MgAl2O4 (Sp) + 2Mg2Si2O6 (Opx) = 
Mg3Al2Si3O12 (Py) + Mg2SiO4 (Fo) 
 
onde An, Fo, Cpx, Opx, Sp e Py são, 
respectivamente, anortita, forsterita, 
clinopiroxênio, ortopiroxênio, espinélio e 
piropo. 
 
 
 
3.6.2. Zona de baixa velocidade 
A existência da zona de baixa 
velocidade no manto superior pode resultar 
da presença de água, de fusão parcial 
 
 
 
Figura 3.8. Proporções relativas dos minerais 
presentes no manto a profundidades superiores a 80 
km. (Mg, Fe)O – magnesiowüstita; MgPv – Mg-
perovskita; CaPv – Ca-perovskita. 
 
 
 
 
Figura 3.9. Diagrama P-T mostrando as transições 
de fase entre plagioclásio peridotito, espinélio 
peridotito e granada peridotito. 
26 
 
incipiente, ou da orientação preferencial de 
cristais de olivina. As duas últimas 
explicações são as mais aceitas e 
possivelmente atuam em conjunto. 
Resultados experimentais mostram 
que água livre não pode coexistir com os 
minerais anidros presentes no manto 
superior. Para pressões correspondentes a 
profundidades inferiores a 100 km, água é 
incorporada na estrutura de minerais 
hidratados, como anfibólio ou flogopita. Em 
profundidades maiores, a presença de água 
rebaixa o solidus do peridotito e causa fusão 
parcial incipiente (Fig. 3.10). Mesmo se a 
percentagem de fusão é muito baixa 
(<0,1%), isto pode causar uma redução 
substancial na velocidade das ondas 
sísmicas. 
 
Além de composição, temperatura e 
estado físico, a velocidade de propagação 
das ondas sísmicas é, ainda, influenciada 
pela microestrutura das rochas presentes em 
profundidade. No caso da olivina, o mineral 
mais abundante no manto superior (Fig. 
3.8), a velocidade é máxima paralelamente 
ao comprimento maior do grão. Este efeito é 
chamado de anisotropia sísmica. Uma menor 
velocidade de propagação das ondas 
sísmicas na LVZ pode, portanto, refletir a 
existência de um alinhamento horizontal dos 
cristais de olivina. 
 
3.6.3. Zona de transição e manto inferior 
 Estudos experimentais mostram que, 
com o aumento da profundidade, piroxênio 
entra progressivamente em solução sólida na 
estrutura da granada. Assim, a base do 
manto superior consiste essencialmente de 
olivina e granada. O mineral resultante da 
solução sólida completamente 
homogeneizada de granada+piroxênio é 
denominado majorita e é uma fase estável na 
zona de transição (Fig. 3.8). Sob as 
condições de pressão e temperatura 
correspondentes à descontinuidade de 410 
km, olivina sofre uma alteração na sua 
estrutura e é convertida para um polimorfo 
chamado de fase β ou wadsleyita (Fig. 3.8). 
Esta transformação resulta em um aumento 
de densidade de cerca de 8%, suficiente para 
explicar o aparecimento da descontinuidade 
sísmica. Assim, embora mudanças 
composicionais possam contribuir para a 
descontinuidade de 410 km, o principal fator 
responsável pela mesma é uma transição de 
fase. 
A transição de olivina para a fase β é 
causada pelo empacotamento mais denso 
dos átomos de oxigênio com o aumento da 
pressão. Isto faz com que o Si mude de uma 
coordenação tetraédrica para octaédrica. Na 
fase β, parte dos átomos de Si têm número 
de coordenação 4 e parte número de 
coordenação 6. A transformação completa 
da fase β para a fase γ (ou ringwoodita), 
onde todos os átomos de Si têm coordenação 
6, dá-se a profundidades entre 510 e 540 km. 
A metade inferior da zona de transição 
consiste, portanto, de majorita+ringwoodita 
(Fig. 3.8). 
A descontinuidade de 660 km é 
atribuída a outra mudança de fase, desta vez 
envolvendo a transformação de ringwoodita 
((Mg,Fe)2SiO4) para Mg-perovskita 
((Mg,Fe)SiO3) e magnesiowüstita (ou 
ferropericlásio) ((Mg,Fe)O) (Fig. 3.8): 
 
(Mg,Fe)2SiO4 = (Mg,Fe)SiO3 + (Mg,Fe)O 
 
 
 
Figura 3.10. Presença de água no manto rebaixa 
o solidus do peridotito. A geoterma cruza o 
solidus hidratado (o que resulta em fusão 
parcial) numa profundidade equivalente àquela 
detectada sismicamente para o topo da LVZ. 
 
27 
 
 
Embora seja consenso que a 
descontinuidade de 660 km resulta da 
transição de fase acima, ainda é debatido se 
o manto inferior tem ou não a mesma 
composição do manto superior. Em 
particular, tem sido sugerido que o manto 
inferior é relativamente enriquecido em 
ferro ou em sílica em comparação com o 
manto superior. No entanto, devido à 
consistência entre observações sismológicas 
e resultados experimentais, a opinião 
dominante é que o manto inferior tem uma 
composição similar à do manto superior. 
No manto inferior, a maior parte do 
Al2O3 contido na majorita é acomodada na 
estrutura da Mg-perovskita, enquanto CaO 
forma outro silicato também com a estrutura 
da perovskita (Ca-perovskita; CaSiO3). 
Na2O, NiO e Cr2O3, os três outros óxidosmais abundantes no manto, entram na 
estrutura da magnesiowüstita. 
Algumas inclusões encontradas em 
diamantes e em xenólitos em rochas 
vulcânicas foram interpretadas como 
consistindo de majorita, Mg-perovskita, Ca-
perovskita e Fe-periclásio. Isto representaria 
uma confirmação direta da mineralogia da 
zona de transição e do manto inferior 
determinada em laboratório, mas estas 
observações ainda são disputadas. 
Em contraste com o manto superior e 
o manto inferior, a solubilidade de H2O nos 
minerais presentes na zona de transição é 
elevada (1-3%). O manto superior é 
praticamente anidro (0,01% H2O) e a 
concentração de H2O no manto inferior é 
muito baixa (0,05% H2O), mas estimativas 
para a concentração de água na zona de 
transição variam de 0,1 a 2%. 
 
3.6.4. Camada D’’ 
Mg-perovskita é estável até 
profundidades de 2550-2750 km, 
correspondentes ao topo da camada D´´, o 
que o torna o mineral mais abundante na 
Terra (Fig. 3.11). Uma transição de 
perovskita para uma fase denominada pós-
perovskita foi, recentemente, observada em 
laboratório. Esta descoberta sugere que a 
pós-perovskita é o mineral preponderante na 
camada D´´ (Fig. 3.11). 
Na base da camada D´´, foi, também, 
recentemente detectada uma região 
descontínua, com 7-8 km de espessura, 
apresentando uma redução de, pelo menos, 
10% na velocidade de propagação das ondas 
sísmicas. A presença desta região de ultra-
baixa velocidade (ULVZ, das iniciais em 
inglês para ultra-low velocity zone) indica a 
existência de mais de 15% de fusão parcial. 
Estas descobertas têm importantes 
implicações para a dinâmica do manto e 
serão abordadas nos próximos capítulos. 
 
 
3.7. Composição do núcleo 
 Uma série de evidências indica que 
ferro metálico deve ser o principal 
constituinte do núcleo: (a) analogias com 
meteoritos (ver Capítulo 8); (b) 
disponibilidade durante o crescimento da 
Terra, já que ferro é o elemento pesado mais 
abundante no Sol e, portanto, existiria em 
quantidades significativas no início de 
formação do sistema solar; (c) similaridade 
entre a densidade do núcleo e a velocidade 
de propagação das ondas P para o ferro 
determinadas experimentalmente em 
laboratório ou inferidas a partir de estudos 
teóricos; (d) o requerimento de um núcleo 
 
 
 
Figura 3.11. Proporções minerais relativas no 
manto. Cpx+Opx – clino- e ortopiroxênio, Ol – 
olivina, Mj – majorita, CaPv – cálcio-perovskita, 
MgPv – magnésioperovskita, Mw – magnésio-
wüstita, Post-Pv – pós-perovskita. 
 
28 
 
líquido metálico para gerar o campo 
magnético da Terra. Devido à abundância de 
Ni e de seu caráter siderófilo, este elemento 
também deve ser um elemento maior no 
núcleo (cerca de 5%). Pela mesma razão, 
quantidades substanciais de Cr, Co, Mn e Cu 
também são prováveis (Tabela 3.3). 
 
 
A densidade do núcleo externo é 
cerca de 10% inferior à do ferro nas 
condições de pressão e temperatura 
correspondentes. Isto requer a presença de 
elementos mais leves em quantidades 
razoáveis (10-15%). Os elementos leves 
propostos como componentes principais são 
O, Si, C, P e S (Tabela 3.3). Embora alguns 
resultados experimetnais recentes sugiram 
que O e Si possam coexistir, a maioria dos 
estudos sugerem que eles são mutuamente 
excludentes. Dessa maneira, atualmente, Si é 
favorecido como o principal elemento leve 
no núcleo. Como o núcleo externo, o núcleo 
interno também deve conter um elemento de 
número atômico baixo para explicar suas 
propriedades físicas, porém a quantidade 
requerida é menor (3-7%). 
 
Referências selecionadas 
Allègre, C.J., Poirier, J.P., Humler, E.,Hofmann, 
A.W., 1995. The chemical composition of the 
Earth. Earth and Planetary Science Letters 134, 
515-526. 
Badro, J., Fiquet, G., Guyot, F., Gregoryanz, E., 
Occelli, F., Antonangeli, D., d’Astuto, M., 2007. 
Effect of light elements on the sound velocities 
in solid iron: implications for the composition of 
Earth’s core. Earth. Earth and Planetary Science 
Letters 254, 233-238. 
Bina, C.R., 2005. Seismological constraints upon 
mantle composition. In: Carlson, R.W. (ed.) The 
Mantle and Core. Treatise on Geochemistry 2, 
39-59. 
Bercovici, D., Karato, S.-I., 2003. Whole-mantle 
convection and the transition-zone water filter. 
Nature 425, 39-44. 
Bodinier, J.L., Godard, M., 2005. Orogenic, 
ophiolitic, and abyssal peridotites. In: Carlson, 
R.W. (ed.) The Mantle and Core. Treatise on 
Geochemistry 2, 103-170. 
Christensen, N.I., Mooney, W.D., 1995. Seismic 
velocity structure and composition of the 
continental crust: a global view. Journal of 
Geophysiacl Research 100, B7, 9761-9788. 
Collerson, K.D., Hapugoda, S., Kamber, B.S., 
Williams, Q., 2000. Rocks from the mantle 
transition zone: majorite-bearing xenoliths from 
Malaita, southwest Pacific. Science 288, 1215-
1223. 
Drake, M.J., Righter, K., 2002. Determining the 
composition of the Earth. Nature 416, 39-44. 
Hayman, C.P., Kopylova, M.G., Kaminsky, F.V., 
2005. Lower mantle diamonds from Rio Soriso 
(Juina area, Mato Grosso, Brazil). Contributions 
to Mineralogy and Petrology 149, 430-445. 
Helffrich, G.R., Wood, B.J., 2001. The Earth’s 
mantle. Nature 412, 501-507. 
Hirose, K., 2006. Postperovskite phase transition and 
its geophysical implications. Reviews of 
Geophysics 44, doi: 2005RG000186. 
Li, J., Fei, Y., 2005. Experimental constraints on core 
composition. In: Carlson, R.W. (ed.) The Mantle 
and Core. Treatise on Geochemistry 2, 521-546. 
McDonogh, W.F., 2005. Compositional model of the 
Earth’s core. In: Carlson, R.W. (ed.) The Mantle 
and Core. Treatise on Geochemistry 2, 547-568. 
McDonogh, W.F., Sun, S.S., 1995. The composition 
of the Earth. Chemical Geology 120, 223-253. 
McLennan, S.M., 2001. Relationships between the 
trace element composition of sedimentary rocks 
and upper continental crust. Geochemistry 
Geophysics Geosystems 2, doi: 2000GC000109. 
Nguyen, J.H., Holmes, N.C., 2004. Melting of iron at 
the physical conditions of the Earth's core. 
Nature 427, 339-342. 
Palme, H., O’Neill, H.St.C., 2005. Cosmochemical 
estimates of mantle composition. In: Carlson, 
R.W. (ed.) The Mantle and Core. Treatise on 
Geochemistry 2, 1-38. 
Pearson, D.P., Canil, D., Shirey, S.B., 2005. Mantle 
samples included in volcanic rocks: xenoliths 
and diamonds. In: Carlson, R.W. (ed.) The 
Mantle and Core. Treatise on Geochemistry 2, 
171-275. 
Tabela 3.3. Estimativas para a composição química 
do núcleo externo. (1) Allègre et al. (1995); (2) 
McDonough (2005); (3) Badro et al. (2007). 
Óxido/ 
Elemento 
 (1) (2) (3) 
Fe (%) 79,4 85,5 
Ni (%) 4,9 5,2 
Si (%) 7,3 6 2,8 
S (%) 2,3 1,9 0 
O (%) 4,1 0 5,3 
C (%) 0 0,2 
P (%) 0,11 0,2 
Cr (%) 0,78 0,9 
Co (%) 0,28 0,25 
Mn 
(ppm) 
 5820 300 
29 
 
Romanowickz, B., 2008. Using seismic waves to 
image Earth’s internal structure. Nature 451, 
266-268. 
Rudnick, R.L., Fountain, D.M., 1995. Nature and 
composition of the continental crust: a lower 
crustal perspective. Reviews of Geophysics 33, 
267-309. 
Rudnick, R.L., Gao, S., 2005. Composition of the 
continental crust. In: Rudnick, R.L. (ed.) The 
Crust. Treatise on Geochemistry 3, 1-64, 
Elsevier. 
Salters, J.M., Stracke, A., 2004. Composition of the 
depleted mantle. Geochemistry, Geophysics, 
Geosystems 5, doi:10.1029/2003GC000597 
.Shim, S.H., 2005. Stability of MgSiO3 perovskite in 
the lower mantle. In: van der Hilst, R.D., Bass, 
J.D., Matas, J., Trampert, J. (eds.) Earth’s Deep 
Mantle: Structure, Composition, and Evolution. 
Geophysical Monograph Series 160, 261-280. 
Taylor, S.R., McLennan, S.M., 1995. The 
geochemical evolution of the continental crust. 
Reviews of Geophysics 33, 241-265. 
Thybo, H., 2006. The heterogeneousupper mantle 
low velocity zone. Tectonophysics 416, 53-79. 
Thybo, H., Ross, A.R, Egorkin, A.V., 2003. 
Explosion seismic reflexions from the Earth's 
core. Earth and Planetary Science Letters 216, 
693-702. 
Williams, Q., Knittle, E., 2005. The uncertain major 
element bulk composition of the Earth’s mantle. 
In: van der Hilst, R.D., Bass, J.D., Matas, J., 
Trampert, J. (eds.) Earth’s Deep Mantle: 
Structure, Composition, and Evolution. 
Geophysical Monograph Series 160, 187-199. 
30 
 
31 
 
4. Convecção Mantélica e Tectônica de Placas 
 
 
 
4.1. Introdução 
 O manto é aquecido por condução de 
calor proveniente do núcleo e pelo calor 
resultante da desintegração de elementos 
radioativos (K, Th, U), e é resfriado por 
perda de calor para a superfície (Fig. 4.1). 
Embora o manto seja sólido (o que permite a 
transmissão de ondas S através do seu 
interior), as temperaturas elevadas (Fig. 4.2) 
fazem com que ele se comporte como um 
fluido numa escala de tempo geológico. 
Fluidos tendem a entrar em convecção 
quando a diferença de temperatura entre o 
topo e a base do sistema ultrapassa um valor 
crítico. Cálculos teóricos e modelos 
numéricos e analógicos mostram que esta 
diferença é mais que suficiente para induzir 
convecção no manto terrestre. 
 
Fortes gradientes de temperatura 
estão presentes nas porções superiores e 
inferiores do manto (Figs. 4.1 e 4.2). Estas 
regiões são chamadas, na terminologia da 
mecânica dos fluidos, de camadas 
termicamente limitadas. Em corpos 
planetários, a camada termicamente limitada 
superior é denominada litosfera. A região 
situada abaixo da litosfera, onde as rochas 
são quentes o suficiente para se deformar 
por fluxo dúctil, constitui a astenosfera. Pelo 
fato de a temperatura média da litosfera ser 
relativamente baixa, ela apresenta um 
comportamento rígido. Isto pode, 
eventualmente, resultar em sua imobilidade, 
mas o aumento de densidade resultante das 
temperaturas mais baixas pode 
contrabalançar este efeito. Se a densidade da 
litosfera supera a da astenosfera, ela se torna 
gravitacionalmente instável. Este é o caso da 
Terra, onde a litosfera é dividida em uma 
série de placas chamadas placas tectônicas ou 
litosféricas. É a descida dessas placas na 
astenosfera que, dominantemente, controla a 
ocorrência de convecção no manto. Assim, 
tectônica de placas e convecção mantélica são 
diferentes expressões de um mesmo processo. 
Outro estilo de convecção no manto é 
representado pela subida de material de sua 
base em direção à superfície por meio de 
plumas. Estes dois modos de convecção são, 
em grande parte, independentes. 
 
 
4.2. Características térmicas e mecânicas 
da litosfera 
A litosfera se estende abaixo da 
descontinuidade de Mohorovicic, 
compreendendo a crosta e a porção mais 
superior do manto. Do ponto de vista 
reológico, o limite entre a litosfera e a 
astenosfera, normalmente, é considerado 
como a profundidade equivalente à isoterma 
de 1280ºC. A esta temperatura, olivina (o 
principal mineral no manto superior; ver Fig. 
3.8) se deforma exclusivamente por 
plasticidade intracristalina. Como a 
transmissão de calor na astenosfera se dá por 
 
 
 
Figura 4.2. Diagrama mostrando a distribuição de 
temperatura no interior da Terra. A largura da faixa 
sombreada corresponde à incerteza associada com 
a estimativa. 
 
 
Figura 4.1. Esquema mostrando a distribuição de 
temperatura com a profundidade em um fluido 
aquecido internamente. 
 
32 
 
convecção, seu gradiente geotérmico é 
aproximadamente adiabático, isto é, a 
elevação de temperatura com a profundidade 
decorre, apenas, da diminuição de volume 
causada pelo aumento de pressão (Fig. 4.3). 
Na litosfera, ao contrário, a transmissão de 
calor se dá por condução. Assim, sua base é 
marcada por um rápido decréscimo no 
gradiente da temperatura com a 
profundidade. A parte superior da litosfera, 
mais fria e resistente, é chamada de litosfera 
mecânica (Fig. 4.3). 
 
 
Em regiões oceânicas, a base da 
litosfera é definida por uma redução brusca 
na velocidade de propagação das ondas S, 
coincidindo com o topo da zona de baixa 
velocidade. Sua espessura, tipicamente, 
varia de 60 a 100 km. Nos continentes, esta 
redução, em geral, é mais sutil. No entanto, 
o cálculo de geotermas e, por extrapolação, 
da espessura da litosfera, pode ser feito a 
partir do fluxo térmico medido na superfície 
e por estudos termobarométricos de 
xenólitos de peridotitos em rochas 
vulcânicas. Observa-se uma correlação entre 
a idade das rochas expostas na superfície e a 
espessura da litosfera continental. Valores 
típicos são: 180 a 250 km para crátons 
arqueanos, 180 a 140 km para terrenos 
proterozóicos e 100 a 140 km para regiões 
fanerozóicas (Fig. 4.4). 
 
 Além de suas características sísmicas, 
térmicas e reológicas, o manto litosférico 
continental também difere da astenosfera 
mineralogicamente e geoquimicamente. A 
litosfera continental é bem menos fértil que a 
astenosfera, indicando que ela foi modificada 
pela extração de magmas resultantes de sua 
fusão parcial. Petrologicamente, isto se reflete 
em percentagens modais menores de granada 
e clinopiroxênio, pela ocorrência comum de 
harzburgitos (peridotitos sem clinopiroxênio) 
entre os xenólitos de derivação litosférica, e 
por teores mais baixos de CaO, Al2O3 e FeO. 
Um resultado disso é que, para uma mesma 
temperatura, a litosfera continental é menos 
densa que a astenosfera, onde a razão 
FeO/MgO é maior. 
 
4.3. Tectônica de Placas 
 A tectônica de placas descreve os 
deslocamentos relativos entre as placas 
litosféricas, as interações entre elas, e as 
conseqüências dessas interações. No modelo 
mais recente, quatorze placas maiores e trinta 
e oito placas menores são reconhecidas (Fig. 
4.5). As placas maiores são as do Pacífico, 
Africana (ou Núbica), Antártica, Sul-
Americana, Norte Americana, Australiana, 
Eurasiática, Índica, Arábica, Caribenha, de 
Cocos, de Juan de Fuca, de Nazca e das Filipinas. 
Uma placa tectônica pode consistir, na sua 
porção superior, apenas de crosta oceânica, 
como é o caso da placa do Pacífico, ou de 
 
 
Figura 4.3. Estrutura térmica da litosfera 
assumindo uma temperatura potencial (Tp) de 
1280ºC na astenosfera. A linha tracejada 
corresponde à diminuição de temperatura, caso a 
astenosfera suba adiabaticamente (isto é, sem 
perda de calor) para a superfície. A espessura da 
litosfera depende do gradiente geotérmico de cada 
região. 
 
 
 
 
Figura 4.4. Diagrama esquemático mostrando a 
correlação entre espessura litosférica e idade de 
regiões continentais. N.M.: nível do mar. 
 
33 
 
crosta oceânica e continental, como nos demais casos de placas maiores. 
 
 Existem três tipos de contatos de 
placas (Fig. 4.6). O contato onde duas placas 
adjacentes estão se separando é chamado de 
divergente. Nestes locais, a ascensão de 
material do manto, para preencher o espaço 
que está sendo criado, gera nova litosfera 
oceânica. Devido a isto, este tipo de contato 
é chamado, também, de construtivo. 
Contatos divergentes são representados 
pelas dorsais oceânicas (Fig. 3.6); riftes 
continentais podem caracterizar contatos 
divergentes incipientes. 
Contatos ao longo dos quais duas 
placas estão se aproximando são chamados 
de convergentes. Para que o processo 
continue é necessário que uma placa 
mergulhe sob a outra e desça para a 
astenosfera (Fig. 4.6). Locais onde isto 
ocorre são chamados de zonas de subducção 
e marcados por depressões no assoalho 
oceânico (fossas oceânicas). 
Ambientes onde ocorre apenas 
deslocamento relativo de placas adjacentes ao 
longo de falhas transformantes (Fig. 4.6), sem 
que haja nem criação nem destruição da 
litosfera, são chamados de contatos 
conservativos.Falhas transformantes diferem 
de falhas de rejeito direcional, porque o 
sentido de movimento relativo aos segmentos 
de cadeias rejeitados é o oposto do predito 
pelo movimento transcorrente (Fig. 4.7). 
 As placas tectônicas estão 
continuamente mudando de forma e 
dimensão. Uma placa pode aumentar ou 
diminuir de tamanho de acordo com os tipos 
de contato que a limitam (Fig. 4.8). As placas 
Africana e Antártica, que são, em grande 
parte ou na totalidade, circundadas por 
 
 
 
Figura 4.5. Mapa mostrando as cinqüenta e duas placas tectônicas. As áreas hachuradas correspondem a 
regiões que estão sofrendo deformação e, nesse sentido, não podem ser consideradas parte de placas rígidas. 
AF – Africana, AM – Amar, AN – Antarctica, AP – Altiplano, AR – Arábica, AS – Mar Egeu, AT – Anatólia, 
AU – Australiana, BH – Birds Head, BR – Balmoral Reef, BS – Banda, BU – Burma, CA – Caribenha, CL – 
Carolina, CO – Cocos, CR – Conway Reef, EA – Páscoa, EU – Eurasiática, FT – Futuna, GP – Galápagos, IN 
– Índica, JF – Juan de Fuca, JZ – Juan Fernandez, MA – Mariana, MN – Manus, MO – Maoke, MS – Moluca, 
NA – Norte-Americana, NB – Norte Bismarck, ND – Norte Andes, NH – Nova Hébridas, NI – Niuafo’ou, NZ 
– Nazca, OK – Okhotsk, ON – Okinawa, PA – Pacífico, PM – Panamá, PS – Filipinas, RI – Rivera, AS – Sul-
Americana, SB – Sul Bismarck, SC – Escósia, SL – Shetland, SO – Somália, SS – Mar de Salomão, SU – 
Sunda, SW – Sandwich, TI – Timor, TO – Tonga, WL – Woodlark, YA – Yangtze. 
 
34 
 
cadeias oceânicas, estão crescendo, 
enquanto a placa do Pacífico é limitada em 
toda sua extensão norte e oeste por zonas de 
subducção e está diminuindo de tamanho. 
 
 
 
4.4. Evidências indicando atuação da 
tectônica de placas 
 A teoria da tectônica de placas foi 
precedida pelas hipóteses da deriva dos 
continentes e da expansão do assoalho 
oceânico. A idéia da migração dos 
continentes (proposta nas primeiras décadas 
do século vinte) foi baseada no pressuposto de 
que, antes do Mesozóico, todos os continentes 
estavam reunidos em uma massa continental 
única, chamada de Pangéia. Os principais 
argumentos utilizados em favor dessa 
hipótese foram: (a) o ajuste geométrico dos 
continentes, em particular das linhas de costa 
da África e América do Sul; (b) a presença de 
sedimentos, cuja deposição é sensível ao 
clima, em latitudes inesperadas (por exemplo, 
depósitos glaciais próximos ao equador ou 
recifes de corais em latitudes superiores a 
30º); (c) a presença de plantas e animais 
fósseis de um mesmo gênero em continentes 
separados por grandes oceanos; (d) estruturas 
e províncias orogênicas similares em 
continente opostos que se ajustam, caso o 
oceano entre eles seja fechado. 
Um dos principais problemas 
enfrentados pela hipótese da deriva 
continental foi encontrar um mecanismo 
plausível para explicar a migração dos 
continentes. Pensava-se que estes se moviam 
sobre um substrato basáltico ou sobre a 
descontinuidade de Mohorovicic. Os 
principais empecilhos foram: (a) a 
demonstração geofísica que os continentes 
têm raízes no manto (Capítulo 3 e Fig. 4.4), e 
(b) cálculos numéricos, mostrando a 
impossibilidade de gerar os esforços 
requeridos para mover os continentes sobre o 
manto ou a crosta oceânica. Estas objeções 
foram removidas quando se reconheceu que 
são as placas litosféricas, e não os 
continentes, que se deslocam. 
O conceito da expansão do assoalho 
oceânico foi formulado no início dos anos 
sessenta para explicar a fisiografia (Fig. 3.6) e 
as propriedades físicas recém-descobertas das 
bacias oceânicas e margens continentais. O 
alto fluxo térmico observado acima das 
dorsais oceânicas, em combinação com o 
ambiente tectônico extensional, foi 
interceptado como resultado de subida de 
material do manto para formar nova crosta 
oceânica nestes locais. 
Um grande número de evidências tem 
sido acumulado desde a proposição da 
 
(a) 
 
 
(b) 
 
 
Figura 4.6. (a) Bloco-diagrama ilustrando o 
modelo da tectônica de placas. (b) Visão em 
planta dos três tipos possíveis de contato entre 
duas placas litosféricas. 
 
 
 
 
Figura 4.7. Comparação entre falhas 
transformante (esquerda) e transcorrente (direita). 
A separação entre dois segmentos de uma cadeia 
oceânica permanece constante no primeiro caso e 
o rejeito é o oposto daquele observado ao longo 
de uma falha transcorrente. 
35 
 
tectônica de placas, em meados da década de 
sessenta, confirmando a existência do 
deslocamento relativo das placas 
litosféricas. As mais decisivas são revistas nas 
próximas seções. 
 
 
4.4.1. Distribuição de hipocentros de 
terremotos 
 Os terremotos são classificados 
quanto à profundidade do hipocentro (ou 
foco, o local onde o terremoto é gerado) em 
rasos (<70 km), intermediários (70-300 km) 
e profundos (>300 km). A distribuição dos 
epicentros dos terremotos (o local na 
superfície imediatamente acima do 
hipocentro) mostra que a quase totalidade da 
atividade sísmica atual situa-se ao longo de 
arcos de ilhas, de margens continentais 
bordejadas pelo Pacífico, de riftes 
continentais, do sistema de cadeias 
oceânicas, e do sistema de montanhas 
Alpino-Himalaiano (compare a Fig. 4.9 com 
a Fig. 4.8). Quando somente terremotos com 
hipocentros superiores a 70 km são 
analisados, constata-se que os mesmos estão 
concentrados, apenas, nas proximidades de 
fossas oceânicas e de cadeias de montanhas 
jovens, com terremotos profundos 
praticamente restritos à região do Pacífico. 
A profundidade dos focos dos 
terremotos em contatos de placas 
convergentes aumenta da fossa em direção ao 
continente ou arco de ilha. Note-se, por 
exemplo, na Figura 4.9, que, na placa sul-
americana, epicentros de terremotos com 
focos cada vez mais profundos situam-se 
mais para o interior do continente. Seções 
verticais através de arcos de ilhas e margens 
ativas mostram que os hipocentros ocorrem 
em uma faixa relativamente estreita, 
chamada zona de Wadati-Benioff (Fig. 4.10). 
Zonas de Wadati-Benioff são interpretadas 
como a porção superior da placa subduzida. 
Elas têm mergulhos muito variáveis (5º a 
90º) e suas profundidades podem atingir até 
700 km (Fig. 4.10). 
A origem dos terremotos mais 
profundos ainda é controversa. Terremotos 
são produzidos quando o esforço aplicado 
excede a resistência das rochas presentes a 
uma dada profundidade, provocando sua 
ruptura. No entanto, esse mecanismo é 
fortemente inibido por aumentos de pressão e 
temperatura. A hipótese mais aceita é que 
olivina persiste de forma meta-estável no 
centro da placa subduzida, enquanto sua 
temperatura estiver abaixo de cerca de 
600ºC. Quando ocorre um pequeno 
aquecimento adicional, ela sofre uma rápida 
transformação para a fase-β. Os terremotos 
profundos seriam frutos da súbita redução de 
 
 
 
Figura 4.8. Mapa mostrando as placas tectônicas maiores, suas velocidades relativas e os tipos de contatos entre 
elas. 
36 
 
volume resultante desse processo. Isto sugere 
que esses terremotos, ao contrário daqueles 
mais rasos, são gerados no centro e não na 
porção superior da placa subduzida. 
4.4.2. Terremotos e mecanismos focais 
 O método sismológico que permite 
determinar a orientação e o sentido de 
deslocamento ao longo de planos de falhas, 
denominado solução de mecanismo focal ou 
solução de plano de falha, é ilustrado na 
Figura 4.11. Quando um terremoto ocorre, a 
falha e o plano perpendicular a ela e próximo 
ao foco (chamado de plano auxiliar) dividem 
o espaço em quatro regiões: duas que estão 
sofrendo contração e duas que estão sofrendo 
extensão (Fig. 4.11a). Se as ondas sísmicas 
emitidas nestas regiões alternadas forem 
registradas em várias estações sismológicas 
(S1, S2, S3 e S4) e os dados projetados em um 
estereograma, é possível traçardois planos 
perpendiculares, dividindo o estereograma 
em quatro quadrantes. A partir dessa análise, 
não é possível dizer qual dos dois planos 
corresponde à falha e qual é o plano auxiliar. 
No entanto, observações de campo, 
normalmente, permitem superar esta 
ambigüidade. Uma vez estabelecido o plano 
de falha, é possível determinar o seu tipo 
(Fig. 4.11b): o arranjo dos quadrantes 
contracionais e extensionais indica o sentido 
de deslocamento. 
Terremotos rasos nas dorsais 
oceânicas são limitados a uma estreita zona 
ao longo da crista da cadeia. Soluções de 
mecanismos focais indicam que estes 
terremotos são associados com falhas 
normais. Por outro lado, terremotos rasos em 
zonas de subducção têm mecanismos focais 
indicando falhas de empurrão. Estas 
observações são consistentes com os 
ambientes extensional e convergente, 
 
 
 
Figura 4.9. Distribuição de epicentros de terremotos com magnitude superior a 6 ocorridos entre 1990 e 2006. 
As cores correspondem à profundidade do foco mostrado na escala do lado direito. 
 
37 
 
respectivamente, postulado pela tectônica de 
placas, para estas duas regiões. 
Os terremotos ao longo de falhas 
transformantes ocorrem quase que 
exclusivamente na porção da falha que 
conecta dois segmentos de cadeia, indicando 
que apenas esta porção é sismicamente ativa. 
Soluções de plano de falha mostram que o 
movimento ao longo do segmento ativo é 
transcorrente. No entanto, o sentido é oposto 
ao do predito analisando-se a separação entre 
os segmentos de cadeia (Fig. 4.12). Esta 
observação é, portanto, consistente com o 
modelo proposto para a formação das falhas 
transformantes (Fig. 4.7). 
 
 
4.4.3. Tomografia sísmica 
 Uma conseqüência esperada da 
atuação da tectônica de placas é o 
desenvolvimento de heterogeneidades 
laterais no manto. Como a temperatura da 
litosfera é inferior à da astenosfera (Fig. 4.3) 
e silicatos são mal condutores de calor, a 
diferença de temperatura entre placas 
subduzidas e o manto profundo deve persistir 
por longos períodos de tempo. Da mesma 
forma, temperaturas mais elevadas são 
esperadas abaixo das cadeias oceânicas, onde 
material mais profundo e, portanto, mais 
quente, sobe para preencher o espaço criado 
pela separação entre as placas. Tais variações 
de temperatura podem ser detectadas através 
do estudo de ondas sísmicas, uma vez que a 
velocidade de propagação das mesmas é 
inversamente proporcional à temperatura. 
A técnica utilizada para mapear 
variações de temperatura é chamada de 
tomografia sísmica e fornece uma visão 
tridimensional do manto. As imagens são 
 
 
 
Figura 4.10. Distribuição de hipocentros de terremotos abaixo de alguns sistemas de arcos modernos. T - fossa; 
V - cadeia vulcânica recente. 
 
38 
 
produzidas a partir da análise de milhares de 
medidas do tempo decorrido entre a 
produção de ondas P ou S, causadas por 
terremotos ou explosões artificiais, até sua 
chegada às estações de registro sismológico 
mundiais. 
 
 
 
 
(a) (b) 
 
Figura 4.11. (a) Representação esquemática mostrando a divisão do espaço em regiões contracionais (em cinza) 
e extensionais (em branco) produzidas durante um terremoto causado por uma falha sinistral. (b) Soluções de 
mecanismos focais para os principais tipos de falhas. As setas indicam o sentido do movimento (do quadrante 
extensional para o quadrante compressivo). 
 
 
 
Figura 4.12. Exemplo de soluções de planos de falhas para terremotos ocorridos entre 1992 e 1998 nas falhas 
transformantes Romanche e Chain (dorsal mesoatlântica). Notar que o rejeito aparente sinistral dos segmentos da 
dorsal (realçados pelas linhas) é o oposto daquele determinado pelas soluções de mecanismos focais (dextral). 
 
39 
 
 
 
Estudos de tomografia sísmica 
mostram que a estrutura abaixo dos 
continentes difere daquela presente abaixo da 
crosta oceânica. Escudos e plataformas são 
marcados por velocidades mais altas até 
profundidades de 250 km (Fig. 4.13). No 
manto mais superior, velocidades baixas são 
associadas com dorsais oceânicas. Essas 
anomalias desaparecem para profundidades 
maiores que 250-400 km (Fig. 4.13). Em 
contraste, anomalias de velocidades altas são 
dominadas por feições lineares longas que 
podem ser correlacionadas com locais onde 
subducção ocorre no presente ou ocorreu no 
passado (compare as Figuras 4.13 e 4.8). As 
imagens tomográficas mostram claramente 
que placas subduzidas podem atingir o manto 
inferior. Isto pode ser observado melhor em 
perfis verticais através de zonas de 
subducção atuais (Fig. 4.14). Assim, a 
ausência de terremotos a profundidades 
acima de 700 km resulta apenas das elevadas 
condições de pressão e temperatura vigentes 
no manto inferior, e não de uma interrupção 
na subducção da placa. 
 
 
 
Figura 4.13. Modelo tomográfico mostrando variações laterais na velocidade de propagação de ondas S a 
diferentes profundidades no manto. Azul e vermelho correspondem, respectivamente, a velocidades acima e 
abaixo da média. 
 
40 
 
 
Devido ao aumento da densidade e 
viscosidade que acompanha a transformação 
de olivina para perovskita, é possível que 
uma placa seja retida, em alguns casos, pela 
descontinuidade de 660 km antes de 
mergulhar no manto inferior (perfis BB’ e 
CC' na Fig. 4.14). Além disso, devido ao 
aumento de viscosidade com a profundidade 
e ao progressivo aquecimento, uma placa 
pode se deformar antes de atingir a base do 
manto. As placas podem, portanto, ser 
defletidas e dobradas. Isto é sugerido pela 
grande largura (> 400 km) das anomalias de 
velocidade altas nos perfis DD’, EE’ e FF’ 
(Fig. 4.14), quando comparadas com a 
espessura típica de 100 km para a litosfera 
oceânica. 
 
4.4.4. Reversões do campo magnético e 
faixas de anomalias magnéticas no assoalho 
oceânico 
 Historicamente, a descoberta das 
faixas de anomalias magnéticas e sua 
interpretação, em termos de expansão do 
assoalho oceânico, foi o principal suporte que 
levou à aceitação da tectônica de placas. Esta 
 
 
 
Figura 4.14. Perfis tomográficos verticais através de algumas zonas de subducção atuais. AA’ – arco helênico, 
BB’ – arco Curila, CC’ – arco Izu Bonin, DD’ – arco de Sunda (Java) EE’ – Arco de Tonga, FF’ -– arco 
centro-americano. CMB: contato manto/núcleo (core/mantle boundary). 
41 
 
evidência é bastante forte. Seu entendimento 
requer algumas considerações prévias sobre o 
campo magnético terrestre e o magnetismo 
de rochas. 
 
A existência do campo magnético 
terrestre faz com que os minerais de ferro 
presentes em uma rocha ígnea adquiram uma 
magnetização espontânea, denominada 
termoremanescente, quando a temperatura da 
mesma cai abaixo de um determinado valor. 
Esta temperatura crítica é chamada ponto de 
Curie. Ela varia de acordo com o mineral 
(580ºC, no caso da magnetita) e é inferior à 
temperatura de cristalização, implicando que 
uma rocha só se torna magnetizada depois de 
decorrido algum tempo de sua formação. A 
magnetização termoremanescente tem a 
mesma orientação do campo magnético 
existente na época em que a rocha foi 
resfriada abaixo do ponto de Curie e é maior 
que aquela induzida pelo campo atual. Dessa 
forma, ela pode persistir indefinidamente, a 
não ser que a rocha seja submetida a 
temperaturas elevadas durante um evento 
metamórfico subseqüente. 
 
O campo magnético terrestre é 
causado por correntes de convecção no 
núcleo externo, embora o mecanismo preciso 
ainda não seja conhecido. Ele é bastante 
próximo ao campo que seria gerado por um 
dipolo localizado no centro da Terra, mas 
com seu eixo ligeiramente deslocado em 
relação ao eixo de rotação (Fig 4.15). As 
linhas de força do campo magnético são, 
aproximadamente, paralelas à superfícienas 
proximidades do equador, e apontam para o 
exterior no hemisfério sul e para o interior no 
hemisfério norte (Fig. 4.15). O ângulo 
formado entre as linhas de força e a 
horizontal é a inclinação magnética, que 
varia de 0º (próximo ao equador) a 90º 
(próximo aos pólos). O ângulo entre a 
projeção horizontal das linhas de força e as 
linhas de longitude geográficas é a 
declinação magnética (Fig. 4.16). 
A magnetização termoremanescente 
em rochas de diferentes idades, provenientes 
de uma única localidade, pode ter a mesma 
inclinação ou uma inclinação oposta à do 
campo magnético atual (Fig. 4.17). No 
primeiro caso, diz-se que a rocha apresenta 
uma polaridade normal; no segundo, uma 
polaridade inversa. A ocorrência de rochas 
com polaridade inversa indica que o campo 
 
 
 
Figura 4.16. Orientação do campo magnético total 
(H), inclinação (I) e declinação (D) para um ponto 
localizado no hemisfério norte. 
 
 
 
 
Figura 4.15. O campo magnético da Terra é 
próximo ao gerado por um dipolo magnético no 
seu centro. Como as linhas de força são 
dirigidas de sul para norte, o pólo norte do 
dipolo situa-se no hemisfério sul. Por 
convenção, a interseção do eixo do dipolo com a 
superfície no hemisfério norte é o norte 
geomagnético (NM). I – inclinação magnética. 
42 
 
magnético sofreu reversões com o decorrer 
do tempo geológico. Estudos detalhados em 
seqüências de rochas vulcânicas mostram que 
mudanças de polaridade são quase 
instantâneas numa escala de tempo geológico 
(1000-2000 anos). 
 
Combinando-se a escala do tempo 
geológico e dados estratigráficos e 
paleontológicos com intervalos de tempo de 
polaridade normal e inversa, foi possível a 
construção de uma escala do tempo de 
polaridades geomagnéticas para o período 
Cenozóico e parte do Mesozóico (Fig. 4.18). 
Cada intervalo de tempo de polaridade 
magnética é denominado chron (abreviatura 
da palavra inglesa chronology). 
Os chrons mais importantes de 
polaridade normal até 125 Ma atrás são 
numerados de um a trinta e quatro. O chron 
atual (1) estende-se até 700.000 anos atrás e 
o chron mais longo (34) vai de 83 Ma a 125 
Ma. Para idades mais antigas que 125 Ma, os 
chrons de polaridade inversa são numerados 
como M0, M1,..., M29 (M de Mesozóico). A 
imprecisão nas idades absolutas aumenta 
com o tempo. Ela é de algumas dezenas de 
milhares de anos para rochas com menos de 
5 Ma a vários milhões de anos para rochas 
mais antigas que o Cretáceo. Dado que, com 
exceção do chron 34, intervalos de 
polaridade tipicamente têm duração de 
centenas de milhares a alguns milhões de 
anos, uma escala do tempo de polaridades 
geomagnéticas para idades mais antigas que 
150 Ma é bem menos refinada que para o 
Cenozóico e o Cretáceo. 
 
Levantamentos magnetométricos ao 
longo de perfis perpendiculares às dorsais 
oceânicas mostram que o campo magnético 
ou é mais forte ou mais fraco que o esperado, 
indicando a presença de rochas magnetizadas 
no assoalho oceânico. Estas anomalias 
resultam da presença de magnetita na crosta 
oceânica máfica. As anomalias são 
arranjadas segundo um padrão, com faixas 
alternadas de anomalias magnéticas positivas 
e negativas, simétricas com respeito ao eixo 
das dorsais (Fig. 4.19). A interpretação mais 
óbvia é a de que anomalias magnéticas 
positivas resultam da presença de rochas 
formadas em períodos de polaridade normal, 
o que reforça o campo atual. Inversamente, 
anomalias negativas indicam a presença de 
rochas formadas em épocas de polaridade 
inversa. 
 
 
 
Figura 4.17. Perfil hipotético de uma seqüência de 
derrames de lava mostrando a orientação da 
magnetização termoremanescente (setas) em 
amostras coletadas em diferentes níveis. Rochas 
com polaridades normal e inversa são mostradas, 
respectivamente, em preto e em branco. 
 
 
 
Figura 4.18. Escala do tempo de polaridades 
geomagnéticas. Chrons de polaridade normal em 
preto e de polaridade inversa em branco. 
 
43 
 
 
 
A interpretação das faixas de 
anomalias magnéticas, em termos de 
expansão do assoalho oceânico, é ilustrada na 
Figura 4.20. A crosta oceânica produzida 
numa cadeia oceânica gera uma faixa de 
assoalho oceânico magnetizada numa direção 
que registra a direção do campo magnético 
da época (Fig. 4.20a). Se o campo sofre uma 
reversão e a expansão continua, uma nova 
faixa se forma no meio da antiga (Fig. 
4.20b). Reversões subseqüentes constroem, 
sucessivamente, um padrão de faixas 
positivas e negativas que é simétrico com 
respeito ao eixo da cadeia (Fig. 4.20c). Em 
 
 
 
Figura 4.20. Esquema ilustrando a formação de faixas de anomalias magnéticas no hemisfério norte. As setas 
representam a inclinação magnética. A. Separação continental e formação de um segmento de crosta oceânica. 
B. Reversão do campo magnético durante a continuação da expansão. Uma nova faixa com polarização inversa 
se forma no meio da faixa antiga. C. Nova reversão e geração de uma faixa com polarização normal. 
 
 
 
 
Figura 4.19. Campo magnético produzido pelas rochas do assoalho oceânico ao longo da dorsal meso-atlântica ao sul 
da Islândia. (a) Faixas de anomalias magnéticas (polaridade normal em preto). Notar a simetria das faixas mais largas 
(B e C) com respeito à faixa central A. (b) Perfis ao longo de diferentes linhas magnéticas (numeradas 7, 12, etc.). 
44 
 
placas limitadas, de um lado, por um contato 
divergente e, do outro, por um contato 
convergente, esta simetria é perdida. Ao 
longo de contatos convergentes, a ausência 
de faixas de anomalias magnéticas que estão 
presentes do outro lado da dorsal indica que 
parte da placa sofreu subducção abaixo da 
fossa. 
 
4.4.5. Idades do assoalho oceânico 
 A descoberta das faixas de anomalias 
magnéticas, a elaboração da escala do tempo 
de polaridades geomagnéticas, a datação de 
sedimentos oceânicos por métodos 
paleontológicos e estratigráficos, bem como 
a obtenção de idades absolutas em basaltos 
do fundo oceânico permitem determinar com 
relativa precisão a distribuição de idades no 
assoalho oceânico. Como previsto pela 
tectônica de placas, as rochas mais jovens 
são encontradas próximas às dorsais 
oceânicas e sua idade aumenta 
progressivamente ao se afastar delas (Fig. 
4.21). As rochas mais antigas, com cerca de 
180 Ma, são encontradas ao longo das 
margens passivas opostas do oeste da África 
e do leste da América do Norte, e na porção 
noroeste da placa do Pacífico. 
 
4.4.6. Paleomagnetismo 
Estudos paleomagnéticos assumem 
que o campo magnético da Terra pode ser 
aproximado por um dipolo com eixo 
paralelo ao eixo de rotação. Assim, medidas 
da inclinação e da declinação magnética em 
amostras de rochas com idades conhecidas 
fornecem indicações sobre deslocamentos e 
rotações sofridos pelos continentes: a 
declinação magnética dá a direção do pólo 
magnético na época de formação da rocha, 
enquanto a inclinação permite calcular sua 
paleolatitude. Se o paleopólo determinado não 
coincide com o pólo atual, isto implica que, 
ou o pólo magnético ou o continente, onde a 
amostra foi coletada, migrou com o tempo. A 
linha unindo os pólos paleomagnéticos 
calculados para rochas de diferentes idades de 
um mesmo continente é chamada de curva de 
deriva polar aparente (Fig. 4.22). 
 
 
 
 
Figura 4.21. Mapa de idades do assoalho oceânico. 
 
45 
 
 
Caso as trajetórias de deriva polar 
aparente em um dado intervalo de tempo 
fossem as mesmas para todos os continentes, 
isto implicaria ausência de movimentos 
relativos entre eles e, conseqüentemente, 
migração polar verdadeira. No entanto, 
continentes distintos (ou mesmo segmentos 
de um mesmo continente) têm diferentes 
curvas de deriva polar aparentes. Isto 
demonstra que são os continentes, e não ospólos magnéticos, que se movem. Por 
exemplo, a Figura 4.23 mostra que as curvas 
de deriva polar para o norte da América do 
Norte e a Europa, nos últimos 300 Ma, são 
semelhantes, mas não coincidentes. Isto 
implica que as placas das quais estas massas 
continentais fazem parte deslocaram-se 
relativamente uma à outra. 
 
4.4.7. Sedimentos oceânicos, fluxo térmico e 
batimetria do assoalho oceânico 
De acordo com a da tectônica de 
placas, afastando-se das dorsais oceânicas, o 
assoalho oceânico se torna mais antigo (Fig. 
4.20). Isto é consistente com a inexistência 
de sedimentos ao longo do eixo das dorsais, 
com o aumento em sua espessura ao afastar-
se delas, e com a relação direta entre a idade 
dos sedimentos imediatamente acima da 
crosta basáltica e sua distância do eixo da 
cadeia. 
 
 
Medições batimétricas mostram que a 
profundidade do assoalho oceânico aumenta 
com a distância de uma dorsal (Fig. 4.24a), 
ou seja, varia com a idade. Este 
comportamento é explicado pelo 
resfriamento da litosfera por condução de 
calor. Ao se afastar do eixo da dorsal, onde 
ela é gerada, a litosfera oceânica se resfria, 
sofre contração e aumenta de densidade, 
causando, assim, subsidência da superfície do 
assoalho oceânico. Usando as equações de 
condução de calor, é possível demonstrar que 
a profundidade (d) é proporcional à raiz 
quadrada da idade (t): d ~ t1/2. As medições 
 
 
 
Figura 4.22. Paleopólos (abaixo) e trajetórias de 
deriva polar aparente (acima) para a América do 
Norte durante o Mesozóico e Cenozóico. As 
elipses em torno dos pólos são os limites de 
confiança a 95%. 
 
 
 
 
Figura 4.23. Curvas de migração polar aparente 
para a Europa e América do Norte. Em cinza 
escuro são mostradas as regiões de proveniência 
das amostras analisadas. Os pólos só coincidem no 
tempo presente, indicando o movimento relativo 
dos continentes. NG: norte geográfico. 
 
46 
 
batimétricas ajustam-se razoavelmente bem à 
curva predita teoricamente (Fig. 4.24a). 
 
 Da mesma forma que a profundidade, 
o fluxo térmico nos oceanos também é 
relacionado com a raiz quadrada da idade, 
decrescendo com o aumento da distância 
para o eixo da dorsal (Fig. 4.24b). Acima da 
dorsal, o fluxo térmico é superior a 300 
mW/m2 e decresce para cerca de 50 mW/m2 
acima do assoalho oceânico mais antigo. O 
valor médio (100 mW/m2) é cerca de duas 
vezes maior que o encontrado em regiões 
continentais, o qual se situa tipicamente entre 
40 e 60 mW/m2. Esta observação é o oposto 
do esperado, uma vez que a crosta 
continental é muito mais rica em elementos 
radioativos (K, Th, U) que a crosta oceânica 
(Capítulo 3). Isto pode ser explicado pelo 
transporte de calor do interior em direção à 
superfície pelos movimentos verticais de 
massa envolvidos na expansão do assoalho 
oceânico (Figs. 4.6 e 4.20). 
 
4.4.8. Movimento de placas no presente 
 A localização de pontos na superfície 
da Terra pode ser feita atualmente de forma 
bastante precisa, por meio de três métodos 
geodésicos (Geodésia é a ciência que estuda 
o tamanho e forma da Terra). O primeiro, 
chamado interferometria de linha de base 
muito longa (Very Long Baseline 
Interferometry, VLBI), usa radiotelescópios 
como fontes receptoras de ondas de rádio 
emitidas por quasares. O segundo utiliza 
pulsos de laser emitidos por satélites 
(Satellite Laser-Ranging, SRL). No terceiro 
método, chamado sistema de posicionamento 
global (Global Positioning System, GPS), 
vários satélites posicionados a uma altitude 
de 20.000 km transmitem continuamente 
sinais de radio para a superfície. 
Medindo-se a variação da distância 
entre dois pontos, em certo intervalo de 
tempo, por qualquer dos métodos acima é 
possível determinar as taxas e direções do 
deslocamento das placas litosféricas (Fig. 
4.25). Os resultados confirmam o movimento 
relativo das placas no presente e indicam que 
as velocidades atuais são comparáveis com 
aquelas determinadas por métodos geofísicos 
para os últimos milhões de anos (compare as 
figuras 4.25 e 4.8). 
 
4.5. Descrevendo o movimento das placas 
tectônicas 
 O local onde três placas tectônicas se 
encontram é chamado ponto ou junção 
tríplice. Quando a litosfera consiste de mais 
de duas placas, a ocorrência de junções 
tríplices é inevitável porque, devido à 
geometria de uma esfera, esta é a única 
maneira com que um contato de placas pode 
terminar. Na notação usada para classificar 
os diferentes tipos de junções tríplices, uma 
cadeia oceânica é escrita como R (de ridge, 
dorsal), uma falha transformante como F (de 
fault, falha) e uma zona de subducção como 
T (de trench, fossa). Dessa forma, o encontro 
de três dorsais oceânicas é uma junção RRR, 
 
(a) 
 
(b) 
 
Figura 4.24. Batimetria (a) e valores médios do 
fluxo térmico (b) nos oceanos Pacífico Norte 
(círculos) e Atlântico Norte (quadrados) versus 
idade do assoalho oceânico. Linhas 
cheias são curvas teóricas preditas pela 
teoria de condução do calor. hfu: heat 
flow unit (= 41,84 mW/m2). 
47 
 
de uma cadeia oceânica, uma fossa e uma 
falha transformante é uma junção RTF, e 
assim por diante. Existem dezesseis 
combinações possíveis de R, T e F, mas 
apenas seis são comuns: RRR, TTR, TTF, 
FFR, FFT e RTF. Alguns exemplos incluem 
o encontro das seguintes placas (ver Figs. 4.8 
e 4.25): RRR - Antártica, do Pacífico e de 
Nazca; TTR - Antártica, Sul Americana e de 
Nazca; FFR – Norte Americana, Sul 
Americana e Africana; FFT - Cocos, Nazca e 
Caribe (Fig. 11.14); RTF – Juan de Fuca, 
Norte Americana e Pacífico (Fig. 11.12). A 
configuração das placas tectônicas muda 
continuamente e junções tríplices podem 
migrar geograficamente, passando de um tipo 
a outro (Fig. 4.26). 
. 
 
 
O movimento relativo de duas placas 
em uma esfera pode ser descrito como uma 
rotação angular em torno de um eixo que 
passa pelo centro da Terra (teorema de 
Euler). A interseção do eixo de rotação com 
a superfície é chamado de pólo e a 
velocidade angular ω em torno do eixo 
define a magnitude do movimento relativo 
entre as duas placas (Fig. 4.27a). Assim, a 
velocidade tangencial entre elas varia de um 
mínimo próximo ao pólo de rotação até um 
máximo para pontos localizados a 90º do 
pólo. A determinação do pólo de rotação 
para placas em lados opostos de dorsais 
oceânicas pode ser feita utilizando-se falhas 
transformantes, uma vez que estas devem 
representar pequenos círculos em torno do 
pólo: os grandes círculos perpendiculares a 
duas ou mais falhas transformantes devem 
se interceptar no pólo de rotação (Fig. 
4.27b). 
Uma maneira de quantificar o 
movimento das placas, nos últimos 200 Ma, 
é correlacionar faixas de anomalias 
 
 
 
Figura 4.25. Velocidades relativas para as placas litosféricas determinadas por GPS para o período 1993-2000. A 
sigla REVEL-2000 denota Recent velocities e a data do último ano incluído no modelo. A abreviatura das placas 
é ligeiramente diferente da mostrada na Figura 4.28. A placa Africana é designada aqui de Núbica (Nu). 
 
48 
 
magnéticas do assoalho oceânico (Fig. 4.19 
e 4.20) com a escala do tempo de 
polaridades geomagnéticas (Fig. 4.18). 
Comparando-se a idade de uma anomalia 
com sua distância da cadeia oceânica, é 
possível calcular a taxa de expansão do 
assoalho oceânico. Por exemplo, as 
anomalias magnéticas de número 5 (≈ 10 
Ma) de um lado e outro da dorsal 
mesoatlântica na Figura 4.19 estão separadas 
por uma distância de cerca de 220 km. Isto 
corresponde a uma velocidade média de 2,2 
cm/ano para os últimos milhões de anos. 
 
Numa escala global, as taxas de 
expansão para os diferentes oceanos podem 
ser calculadas a partir do padrão de idades 
mostrado na Figura 4.21. Ela varia de 1 
cm/ano, na dorsal Ártica, até 18 cm/ano, na 
cadeia do PacíficoLeste. As velocidades 
medidas ao longo de riftes continentais são 
cerca de duas vezes menores que as 
encontradas nas cadeias oceânicas mais 
lentas. Por exemplo, o rifte Leste Africano 
está dividindo a placa Africana da placa 
Somaliana a uma taxa de 6 mm/ano. 
 
4.6. Forças responsáveis pela tectônica de 
placas 
Em modelos de convecção térmica 
do manto, a camada termicamente limitada 
superior representa a litosfera. O 
deslocamento das placas tectônicas é 
causado por gradientes horizontais de 
pressão nesta camada (Fig. 4.28). Estes 
gradientes se desenvolvem em conseqüência 
de contrastes de densidade entre a litosfera e 
a astenosfera. A litosfera é mais fria e densa 
longe das dorsais oceânicas do que nas suas 
proximidades. Placas jovens e, portanto, 
quentes têm densidade similar ou menor que 
a astenosfera, mas placas com idades 
superiores a 10-20 Ma são mais densas. O 
contraste de densidade aumenta com a idade 
e, eventualmente, atinge um valor suficiente 
para iniciar o processo de subducção. Esta 
força é, freqüentemente, chamada em inglês 
de slab-pull (puxão da placa, em tradução 
livre). 
 
 
Uma vez que uma placa subduzida 
atinge certa profundidade, as transições de 
 
 
 
Figura 4.26. Evolução da configuração entre três 
placas. Em (b) duas junções tríplices (FFT e RTF) 
são formadas. Em (c), outra junção tríplice (TTR) 
aparece e o ponto entre A, C e B1 migrou para sul 
e tornou-se uma junção tríplice FFT. 
 
(a) 
 
(b) 
 
 
Figura 4.27. (a) O movimento relativo entre duas 
placas pode ser descrito como uma rotação em 
torno de um eixo. (b) O pólo de rotação entre duas 
placas oceânicas ocorre na interseção entre 
grandes círculos perpendiculares ás falhas 
transformantes. 
49 
 
gabro para eclogito na crosta oceânica e de 
olivina para a fase-β na porção mantélica 
contribuem para aumentar o efeito 
gravitacional negativo. A conversão de 
olivina para wadsleyita na placa ocorre a 
uma profundidade consideravelmente menor 
que a descontinuidade de 410 km (Fig. 
4.28). Isto acontece porque a reação olivina 
→ wadsleyita é exotérmica (libera calor), 
diminuindo a energia interna do sistema. 
Assim, o declive da curva de reação em um 
diagrama pressão-temperatura, calculado 
pela equação de Clausius-Clapeyron (dP/dT 
= ∆S/∆V, onde ∆S é a variação de entropia e 
∆V a variação de volume) é positivo, desde 
que ∆S e ∆V são negativos (Fig. 4.29). A 
natureza mais rasa da conversão aumenta a 
densidade relativa da litosfera subduzida, 
favorecendo seu contínuo afundamento. Esta 
força é denominada em inglês de slab 
suction (sucção da placa em tradução livre). 
 
Outra força agindo sobre as placas 
resulta da subida de material abaixo das 
dorsais oceânicas e da diferença de 
topografia entre a dorsal e o assoalho 
oceânico. Esta força, chamada em inglês de 
ridge push (empurrão da dorsal, em tradução 
livre) contribui com menos de 10% para o 
balanço de forças que promovem o 
movimento das placas (Fig. 4.28). Assim, as 
forças mais importantes responsáveis pela 
tectônica de placas são representadas pelas 
próprias placas, quando elas mergulham no 
manto em zonas de subducção. Isto é 
consistente com a observação de que a 
velocidade de placas que estão atualmente 
sofrendo subducção é, aproximadamente, 
quatro vezes maior que a de placas não 
limitadas por contatos convergentes. Neste 
cenário, a subida da astenosfera, ao longo 
das dorsais oceânicas, é meramente passiva, 
consistente com a observação que a 
anomalia térmica associada com elas não se 
estende a profundidades muito maiores que 
300 km (Fig. 4.13). 
 
Placas que não são limitadas por 
zonas de subducção, como no caso da placa 
Sul Americana, aparentemente contradizem 
a dedução que o excesso de densidade da 
litosfera em zonas de subducção 
proporciona a maior parte da força requerida 
para mover as placas. No entanto, a 
geometria atual das placas não reflete 
necessariamente sua configuração passada. 
Uma possibilidade é que a fragmentação do 
supercontinente Pangéia e a abertura do 
oceano Atlântico tenham sido causadas por 
esforços oriundos de zonas de subducção 
com mergulho para oeste no oceano que 
precedeu o oceano Pacífico. 
 
4.7. Simulações numéricas 
 
 
 
Figura 4.28. Esquema ilustrando como o 
movimento descendente da placa subduzida 
dominantemente controla o deslocamento 
horizontal das placas e o fluxo do manto (linha 
tracejada). O tamanho das setas corresponde à 
contribuição relativa das forças de ridge push 
(RP), slab pull (SP) e slab suction (SS). A figura 
não está em escala. 
 
 
 
 
Figura 4.29. Diagrama P-T esquemático mostrando que 
reações exotérmicas (abaixo) e endotérmicas (acima) 
têm declives positivos e negativos, respectivamente. A 
transição olivina → wadsleyita é exotérmica, enquanto 
a transformação de ringwoodita para perovskita e 
magnesiowüstita é endotérmica. Em uma placa 
subduzida, a distribuição de temperatura situa-se à 
esquerda da geoterma. Já materiais ascendendo 
adiabaticamente do manto profundo têm temperaturas 
mais elevadas que a da geoterma a uma dada 
profundidade. 
 
50 
 
Modelos numéricos visando 
reproduzir o comportamento mecânico da 
Terra têm sido continuamente aperfeiçoados 
nos últimos anos. Os resultados mostram 
que, mesmo quando a densidade de uma 
placa supera a da astenosfera, regiões de 
baixa viscosidade (correspondentes a falhas, 
no mundo real) são necessárias para induzir 
o processo de subducção (Fig. 4.30). 
 
A placa mantém a forma tabular ao 
descer e começa a exibir dobramentos ao se 
aproximar da base do sistema (Fig. 4.30), 
num comportamento similar ao revelado por 
tomografia sísmica para placas subduzidas 
(Fig. 4.14). O tempo estimado, nos modelos 
numéricos, para que uma placa atinja a base 
do manto (várias dezenas até algumas 
centenas de milhões de anos; Fig. 4.30) é 
consistente com as velocidades das placas 
tectônicas. Por exemplo, assumindo-se uma 
velocidade de 5 cm/ano, o tempo requerido 
seria de cerca de 60 Ma. Os resultados 
mostram ainda que a mudança de fase 
correspondente à descontinuidade de 660 
km, não impede a penetração da placa para o 
manto mais profundo, embora ela possa 
ficar temporariamente retida nessa 
descontinuidade. 
 Embora muitos dos modelos 
numéricos sejam bidimensionais, resultados 
obtidos com modelos tridimensionais 
revelam características semelhantes. 
Modelos levando em conta a esfericidade da 
Terra também têm sido produzidos, mas 
argumentos teóricos demonstram que os 
efeitos impostos pela esfericidade (por 
exemplo, uma assimetria das células de 
convecção, já que a largura da base será 
menor que a do topo) são bem menos 
importantes que aqueles resultantes do calor 
interno da Terra e de variações de 
viscosidade com a profundidade. 
 
Referências selecionadas 
Artemieva, I.M., 2006. Global 1º x 1º thermal model 
TC1 for the continental lithosphere: 
implications for lithospheric secular evolution. 
Tectonophysics 416, 245-277. 
Bercovici, D., Karato, S.-I., 2003. Whole-mantle 
convection and the transition-zone water filter. 
Nature 425, 39-44. 
Bercovici, D., Ricard, Y., Richards, M.A., 2000. The 
relation between mantle dynamics and plate 
tectonics: a primer. In: Richards, M.A., Gordon, 
R.G., van der Hilst, R.D. (eds.) The history and 
dynamics of global plate motions. Geophysical 
Monograph Series 121, American Geophysical 
Union, 5-46. 
Bird, P., 2003. An updated digital model of plate 
boundaries. Geochemistry, Geophysics, 
Geosystems 4, doi: 10.1029/2001GC000252. 
Butler, R.F., 1992. Paleomagnetism: 
Magnetic domains to 
geologic terranes. Blackwell Scientific 
Publications (disponível gratuitamente em 
edição eletrônica no site http: 
//www.geo.arizona.edu/Paleomag/). 
Bunge,H.P., Grand, S.P., 2000. Mesozoic plate-
motion history below the northeast Pacific 
Ocean from seismic images of the subducted 
Farallon slab. Nature 405, 337-340. 
Chu, D., Gordon, R.G., 1999. Evidence for motion 
between Nubia and Somalia along the 
Southwest India ridge. Nature 398, 64-87. 
 
 
 
Figura 4.30. Modelo numérico simulando o início e 
desenvolvimento de uma zona de subducção. Uma 
zona de baixa viscosidade foi introduzida na 
camada superior para facilitar o início do processo. 
 
51 
 
Condie, K.C., 1997. Plate Tectonics and Crustal 
Evolution. Butterworth-Heinemann. 
Conrad, C.P., Lithgow-Bertelloni, C., 2004. The 
temporal evolution of plate driving forces: 
importance of "slab suction" verus "slab pull" 
during the Cenozoic. Journal of Geophysical 
Research 109, doi: 10.1029/2004JB002991. 
Davies, G.F., 1999. Dynamic Earth: Plates, Plumes 
and Mantle Convection. Cambridge University 
Press. 
Forte, A.M., Mitrovica, J.X., 2001. Deep mantle 
high-viscosity flow and thermochemical 
structure inferred from seismic and geodynamic 
data. Nature 410, 1049-1056. 
Gurnis, M., Hall, C., Lavier, L., 2004. Evolving force 
balance during incipient subduction. 
Geochemistry, Geophysics, Geosystems 5, doi: 
10.1029/2003GC000681. 
Kárason, H., van der Hilst, R.D., 2000. Constraints 
on mantle convection from seismic tomography. 
In: Richards, M.A., Gordon, R.G., van der Hilst, 
R.D. (eds.) The history and dynamics of global 
plate motions. Geophysical Monograph Series 
121, American Geophysical Union, 277-288. 
Hutko, A.R., Lay, T., Garnero, E.J., Revenaugh, J., 
2006. Seismic detection of folded, subducted 
lithosphere at the core–mantle boundary. Nature 
441, 333-336. 
Maggi, A., Jackson, J.A., McKensie, D., Priestley, 
K., 2000. Earthquake focal depths, effective 
elastic thickness, and the strength of the 
continental lithosphere. Geology 28, 495-498. 
Maruyama, S., Santosh, M., Zhao, D., 2007. 
Superplume, supercontinent, and post-
perovskite: Mantle dynamics and anti-plate 
tectonics on the Core–Mantle Boundary. 
Gondwana Research 11, 7-37. 
Muller, R.D., Roest, W.R., Royer, J.Y., Gahagan, 
L.M., Sclater, J.G., 1997. Digital isochrons of 
the world’s ocean floor. Journal of Geophysical 
Research 102, 3211-3214. 
Priestley, K., McKenzie, D.P., 2006. The thermal 
structure of the lithosphere from shear wave 
velocities. Earth and Planetary Science Letters 
244, 285-301. 
Richards, M.A., Gordon, R.G., van der Hilst, R.D. 
(eds), 2000. The history and dynamics of global 
plate motions. Geophysical Monograph Series 
121, American Geophysical Union. 
Ribe, N.M., Stutzmann, E., Rena, Y. and van der 
Hilst, R., 2007. Buckling instabilities of 
subducted lithosphere beneath the transition 
zone. Earth and Planetary Science Letters 254, 
173-179. 
Sella, G.F., Dixon, T.H., Mao, A., 2002. REVEL: A 
model for Recent plate velocities from space 
geodesy. J. Geophys. Res. 107. 
Simmons, N.A., Forte, A.M., Grand, S.P., 2006. 
Constraining mantle flow with seismic and 
geodynamic data: a joint approach. Earth and 
Planetary Science Letters 246, 109-124. 
Steiner, S.A., Conrad, C.P., 2007. Does active mantle 
upwelling help drive plate motions? Physics of 
the Earth and Planetary Interiors 161, 103-114. 
Stevenson, D.J., 2003. Styles of mantle convection 
and their influence on planetary evolution. 
Comptes Rendus Geoscience 335, 99-111. 
Trampert, J., van der Hilst, R.D., 2005. Towards a 
quantitative interpretation of global seismic 
tomography. In: van der Hilst, R.D., Bass, J.D., 
Matas, J., Trampert, J. (eds.) Earth's deep 
mantle: Structure, composition, and evolution. 
Geophysical Monograph Series 160, American 
Geophysical Union, 47-62. 
Zhao, D., 2004. Global tomographic images of 
mantle plumes and subducting slabs: insight 
into deep Earth dynamics. Physics of the Earth 
and Planetary Interiors 146, 3-34. 
52 
 
53 
 
5. Convecção Mantélica, Plumas e Hotspots 
 
 
 
5.1. Introdução 
 Subducção de placas litosféricas e 
ascensão de material a partir de camadas 
termicamente limitadas quentes (Fig. 4.1) são 
feições complementares de convecção no 
manto. Experimentos de laboratório e 
modelos numéricos mostram que o fluxo 
ascendente se dá através de condutos 
cilíndricos (Fig. 5.1). Isto contrasta com o 
estilo de convecção representado pela 
tectônica de placas, o qual é controlado pela 
subducção de placas tabulares. O material 
ascendente é denominado pluma e sua forma 
típica é a de uma esfera (a cabeça da pluma) 
ligada através de uma cauda estreita (o 
pescoço) à região fonte (Fig. 5.1). 
 
Geralmente, se assume que plumas 
são originadas na base do manto, embora 
plumas geradas na interface da zona de 
transição com o manto inferior também 
sejam plausíveis (Fig. 5.2). Outra 
possibilidade é a de que plumas profundas 
sejam detidas pela descontinuidade de 660 
km e dêem origem a plumas menores no 
manto superior. De acordo com os 
experimentos, plumas geradas na base do 
manto devem ter um diâmetro (em torno de 
1000 km) aproximadamente quatro vezes 
maior que o daquelas originadas na 
descontinuidade de 660 km (cerca de 250 
km). Ao chegar à base da litosfera, a cabeça 
da pluma se achata e seu diâmetro duplica 
(Figs. 5.1 e 5.2). Estimativas do diâmetro de 
caudas de plumas variam de 100 a 400 km. 
 
 O termo hotspot (ponto quente) é 
empregado para centros vulcânicos ativos 
que não estão associados com limites entre 
placas tectônicas, como no caso do Havaí, e 
para segmentos de dorsais oceânicas 
caracterizados por um volumoso vulcanismo, 
como no caso da Islândia. Hotspots ocorrem 
tanto nas bacias oceânicas quanto nos 
continentes (Fig. 5.3). Estimativas do número 
total de hotspots são variáveis, com cerca de 
quarenta sendo bem documentados. 
 
 
 
Figura 5.2. Diferentes modelos de plumas 
mantélicas. 
 
(a) 
 
(b)
 
(c) 
 
 
Figura 5.1. Plumas produzidas em experimentos 
de laboratório (a) e em simulações numéricas 
bidimensionais (b) e tridimensionais (c). λ é o 
contraste de viscosidade entre o material da 
pluma e o manto. 
 
54 
 
 
 
 
5.2. Evidências indicando a existência de 
plumas 
Embora plumas sejam facilmente 
produzidas em experimentos de laboratório 
e em simulações numéricas de convecção no 
manto, sua forma, dimensão e, mesmo sua 
existência, são tópicos bastante debatidos. 
Isto resulta, principalmente, de dois fatores: 
(1) condutos cilíndricos são mais difíceis de 
detectar por métodos geofísicos que placas 
frias tabulares; (2) muitos hotspots são 
localizados em regiões oceânicas, onde 
poucas estações sísmicas estão disponíveis. 
Apesar disso, vários argumentos sugerem 
fortemente que plumas existem e que a 
maioria é proveniente do manto inferior. 
 
5.2.1. Tomografia sísmica 
A temperatura de plumas geradas na 
base do manto deve ser mais alta que a do 
manto adjacente. É de se esperar, portanto, 
que nelas as mudanças de fase que 
produzem as descontinuidades de 410 km e 
660 km se processem a profundidades 
maiores e menores, respectivamente, que as 
profundidades normais (Figs. 4.29 e 5.4). O 
efeito pode ser suficientemente grande para 
ser detectado sismicamente e foi observado 
em alguns locais. Por exemplo, a espessura 
da zona de transição abaixo da Islândia, do 
Havaí e do hotspot de Afar é, 
respectivamente, cerca de 20 km, 40-50 km 
e 20-30 km menor que a média para o 
manto. 
Amplas regiões (superplumas) com 
anomalias de velocidades baixas 
(implicando temperaturas mais elevadas que 
 
 
 
Figura 5.3. Batimetria residual do assoalho oceânico (diferença entre a profundidade real e seu valor médio), 
distribuição de hotspots (estrelas), e valores 87Sr/86Sr em basaltos (círculos). Notar a correlação entre hotspots e 
locaiscom batimetria residual positiva. Abreviaturas: hotspots centrados em dorsais ou nas suas proximidades. 
Af, Afar; As, Ascensão; Az, Açores; Ba, Balleny; Bo, Bowie; Bv, Bouvet; Co, Cobb; Cr, Crozet; ES, Páscoa; 
Ga, Galápagos; Go, Gough; Gu, Guadalupe; Ic, Islândia; JM, Jan Mayen; Ke, Kerguelen; Lo, Louisville; Ma, 
Marion; Re, Reunião; SA, São Paulo-Amsterdã; Sh, Shona; SH, Santa Helena; Tr, Tristão da Cunha. 
 
55 
 
a média) são observadas no manto mais 
profundo (>2200-2800 km) em praticamente 
todos os modelos de tomografia sísmica (por 
exemplo, Fig. 4.13). Duas superplumas 
maiores estão presentes abaixo do sul da 
África e do centro do oceano Pacífico (Fig. 
4.13). Uma comparação entre as figuras 4.13 
e 5.3 mostra que superplumas situam-se 
imediatamente abaixo de locais onde 
numerosos hotspots são encontrados. Elas 
são, portanto, interpretadas como o local 
onde plumas são geradas. 
 
Até recentemente, a resolução dos 
modelos tomográficos era insuficiente para 
detectar condutos de plumas no manto 
inferior, mas esta limitação está começando 
a ser superada. Nos últimos anos, modelos 
sísmicos mais sofisticados permitiram uma 
visualização de plumas através de todo o 
manto. Como exemplo, a Figura 5.5 mostra 
seções tomográficas a diferentes 
profundidades abaixo dos hotspots do Taiti e 
da Ilha Cook. As ilhas são vizinhas, mas 
resultam de anomalias separadas emanando 
da região central da superpluma do Pacífico. 
Plumas profundas foram também 
identificadas abaixo dos hotspots de 
Ascensão, Açores, Canárias, Cabo Verde, 
Crozet, Páscoa, Kerguelen, Havaí e Samoa. 
Nas imagens tomográficas, apenas as 
plumas de Seychelles e Eifel são 
indiscutivelmente limitadas ao manto 
superior. 
 
5.2.2. Anisotropia sísmica 
 Estudos de anisotropia de ondas 
sísmicas indicam a existência de uma trama 
horizontal amplamente distribuída na 
camada D’’. Abaixo do Havaí, foi detectada 
a mudança dessa trama horizontal para uma 
trama vertical. Isto sugere o fluxo lateral de 
material para alimentar um conduto de 
pluma na base do manto. No manto superior, 
igualmente, em geral, observa-se uma trama 
horizontal e uma forte correlação entre 
direções de anisotropias rápidas na 
astenosfera e a direção do movimento das 
placas. Este padrão é perturbado nas 
proximidades de hotspots, proporcionando 
evidência indireta da presença de plumas. 
 
 
5.2.3. Superdomos e anomalias do geóide 
Hotspots geralmente são centrados 
em regiões dômicas (swells) com 1000-2000 
 
 
 
Figura 5.5. Visão tridimensional mostrando 
anomalias negativas de velocidade de ondas S 
abaixo do Taiti (TH) e da ilha Cook (CI). 
 
 
Fig. 5.4. A espessura da zona de transição é 
menor na vizinhança de um conduto de pluma 
porque a profundidade para as descontinuidades 
de 410 e 660 km aumentam e diminuem 
respectivamente, com a elevação de temperatura. 
 
56 
 
km de diâmetro, elevadas cerca de 1 km em 
relação a regiões vizinhas. Superdomos 
(superswells) com milhares de quilômetros 
de diâmetro estão presentes no sul da África 
e no Pacífico, onde o maior número de 
hotspots é encontrado (Fig. 5.3). A 
existência de plumas proporciona uma 
explicação para estas feições. A chegada de 
material menos denso e aquecido na base da 
litosfera, ou nas proximidades de dorsais 
oceânicas, ocasiona soerguimento da 
superfície e vulcanismo. Este efeito é, 
também, detectado por anomalias do geóide, 
a superfície equipotencial do campo 
gravitacional terrestre coincidente com a 
superfície dos oceanos. Anomalias do 
geóide resultam de variações de densidade 
no interior da Terra. Anomalias positivas 
coincidem com a localização de superdomos 
e com regiões de baixas velocidades 
sísmicas em modelos tomográficos do 
manto. 
 
 
5.2.4. Argumentos petrológicos 
Muitos hotspots oceânicos marcam a 
terminação de cadeias lineares de vulcões 
extintos, cujas idades aumentam 
progressivamente afastando-se deles. O 
exemplo clássico é o da cadeia havaiana, 
mas muitos outros são visíveis em mapas 
batimétricos dos oceanos. Estes traços de 
hotspots podem ser unidos, em muitos casos, 
a derrames continentais de platô e a platôs 
oceânicos (Fig. 5.6). Basaltos continentais 
de platô (CFB, de continental flood basalts) 
e platôs oceânicos são depósitos espessos de 
basaltos, acumulados, respectivamente, nos 
continentes e em bacias oceânicas. Suas 
áreas podem atingir dois milhões de 
quilômetros quadrados. Eles constituem as 
chamadas grandes províncias ígneas (LIPs, 
de large igneous provinces). Os principais 
derrames continentais de platô são: Paraná 
(Brasil e Paraguai), Etendeka e Karoo (sul 
da África), Decão (sul da Índia), e Sibéria 
(Fig. 5.6). Platôs oceânicos cobrem cerca de 
dez por cento da superfície dos oceanos e 
 
 
 
Figura 5.6. Distribuição de grandes províncias ígneas e traços de hotspots. 
57 
 
elevam-se 2 a 4 km acima do assoalho 
oceânico adjacente. A crosta oceânica nestes 
locais tem 20 a 40 km de espessura, 
consideravelmente maior que a espessura 
típica de 7 km. Os maiores platôs oceânicos 
são os de Kerguelen, ao norte da Antártica, e 
Ontong Java, no oeste do oceano Pacífico 
(Fig. 5.6). 
Estudos geocronológicos detalhados 
mostram que, na maioria dos casos, o 
vulcanismo associado a LIPs ocorreu em um 
curto intervalo do tempo geológico (alguns 
milhões a menos de um milhão de anos). A 
taxa de produção de magmas, nestes casos, 
é, assim, bem maior que em ambientes 
relacionados a limites de placas (ver 
Capítulo 6). Essas taxas elevadas e a 
associação espacial entre LIPs e traços de 
hotspots podem ser explicadas pela ascensão 
e fusão parcial de plumas. Ao chegar à base 
da litosfera, a cabeça de uma pluma sofre 
fusão parcial por descompressão, 
produzindo um volumoso vulcanismo 
basáltico (Fig. 5.7a, b). Com o deslocamento 
da placa, será agora a vez da cauda da pluma 
sofrer fusão parcial, gerando um volume 
bem menor de magma e um hotspot (Fig. 
5.7c). Com a continuação do movimento, o 
vulcanismo cessa neste hotspot e um novo 
centro vulcânico se forma. Eventualmente, 
um traço de vulcões extintos, ligando um 
hotspot ativo a um LIP, é formado (Fig. 
5.7d). 
Os magmas dominantes, tanto nos 
LIPs, quanto em ilhas oceânicas, são 
basaltos toleíticos. Álcali-basaltos e rochas 
alcalinas (nefelinitos, fonolitos, etc.) podem 
estar presentes em CFBs e em ilhas 
oceânicas e são atribuídos a uma menor 
porcentagem de fusão parcial, em 
combinação, ou não, com cristalização 
fracionada. Basaltos picríticos (basaltos 
ricos em MgO) presentes em alguns CFBs 
são interpretados como fusão parcial da 
porção central, e, portanto, mais quente, da 
cabeça de plumas. Estimativas da diferença 
de temperatura de basaltos em LIPs e 
hotspots oceânicos e de basaltos 
erupcionados nas dorsais oceânicas variam 
de 150º a 400ºC. Isto é consistente com a 
origem profunda assumida para plumas. 
 
 A formação de kimberlitos, 
carbonatitos e rochas relacionadas é 
atribuída, também, à fusão parcial de plumas 
mantélicas. Inclusões encontradas em alguns 
diamantes de kimberlitos (majorita, 
magnesiowüstita) indicam uma origem no 
manto inferior. A composição peculiar de 
magmas kimberlíticos e carbonatíticos 
(teores elevados de MgO e de elementos 
incompatíveis, como K, elementos terras 
raras, Nb e Ti) parece ser adquirida pela 
assimilação de porções metassomatizadas da 
litosfera por magmas ultramáficos. 
 
 
 
Figura 5.7. Estágios sucessivos da interação entre 
uma pluma gerada na base do manto, o 
deslocamento da litosfera (seta) e convecção 
mantélica (elipses com setas). 
 
58 
 
Kimberlitos ocorrem apenas em regiões 
continentais estáveis antigas (> 1,7 Ga), 
onde a litosfera é bastante espessa (200-250 
km), mas carbonatitos estão também 
presentesem riftes continentais. 
 
5.2.5. Argumentos geoquímicos 
Devido ao crescimento da crosta 
continental, o manto tem sido 
progressivamente empobrecido em 
elementos incompatíveis com o decorrer do 
tempo geológico (Capítulo 8). Magmas 
derivados por fusão parcial do manto 
superior, como aqueles extravasados nas 
dorsais oceânicas, têm concentrações 
extremamente baixas desses elementos (Fig. 
5.8 e Capítulo 6). Em contraste, basaltos de 
ilhas oceânicas (OIBs, de ocean island 
basalts) e de derrames continentais de platô 
têm concentrações bem mais elevadas, 
particularmente dos elementos mais 
incompatíveis (Rb, Ba, Th, Nd, La; Fig. 
5.8). Isto indica derivação de uma fonte que 
foi menos afetada pela formação da crosta 
continental e reteve, assim, uma maior 
proporção de seus elementos incompatíveis. 
Esta fonte, presumivelmente, deve ser mais 
profunda, consistente com a derivação de 
plumas a partir do manto inferior. 
 
Comparado com OIBs, basaltos 
continentais de platô tendem a ter 
concentrações mais baixas de elementos 
incompatíveis (Fig. 5.8), refletindo a maior 
percentagem de fusão parcial em cabeças de 
plumas que em suas caudas. Variações 
composicionais mais acentuadas também 
são esperadas em basaltos continentais, 
devido à maior espessura da litosfera 
continental, o que dificulta a ascensão dos 
magmas. Isto favorece a atuação de 
processos de cristalização fracionada e uma 
maior interação dos magmas com a litosfera, 
o que pode resultar em sua contaminação, 
seja por assimilação de material crustal, seja 
por mistura com magmas derivados de fusão 
parcial do manto litosférico e/ou da crosta. 
 
5.2.6. Argumentos isotópicos 
Estudos isotópicos corroboram a 
distinção entre OIBs e basaltos de dorsais 
oceânicas. Lavas de hotspots tendem a ser 
enriquecidas nos isótopos radiogênicos de Sr 
e Pb e empobrecidas no isótopos 
radiogênico de Nd. Por exemplo, a variação 
da razão 87Sr/86Sr em basaltos de dorsais 
oceânicas é, tipicamente, 0,702-0,703, 
enquanto em hotspots é 0,703-0,705 (Fig. 
5.3). 
As variações isotópicas observadas 
em diferentes hotspots requerem a existência 
de, pelo menos, três reservatórios com 
características isotópicas distintas (Fig. 5.9): 
(1) HIMU (de high µ; onde µ é a razão 
238U/204Pb) caracterizado por altas razões 
206Pb/204Pb; (2) EM1 (de enriched mantle, 
tipo 1), com razões relativamente baixas de 
206Pb/204Pb e moderadas de 87Sr/86Sr; (3) 
EM2 (de enriched mantle, tipo 2), com 
razões 206Pb/204Pb moderadas e 87Sr/86Sr 
elevadas. Algumas ilhas têm composições 
próximas da composição de um desses 
componentes extremos, mas a maioria 
mostra uma dispersão de valores, sugerindo 
mistura de dois ou mais componentes e/ou 
com o manto fonte dos MORBs (Fig. 5.9). 
Geograficamente, as composições EM1 e 
EM2 estão concentradas em hotspots 
localizados ao sul do equador. Esta feição é 
freqüentemente referida como anomalia 
DUPAL. 
 
 
 
Figura 5.8. Diagrama de elementos traço 
(normalizados em relação ao manto) comparando 
composições médias de basaltos de cadeias 
oceânicas (MORB), de hotspots (OIB) e de 
derrames continentais de platô (Paraná, Decão e 
Rio Columbia). 
59 
 
 
 Uma possível explicação para o valor 
elevado da razão 238U/204Pb no componente 
HIMU é sua proveniência de porções do 
manto que não foram afetadas pela extração 
de U para a crosta continental, isto é, manto 
primitivo. No entanto, a razão 87Sr/86Sr 
desse componente é semelhante à de 
basaltos em dorsais oceânicas (Fig. 5.9), 
sugerindo, ao contrário, fonte similar à dos 
MORBs, isto é, manto empobrecido. Por 
isso, a explicação mais aceita é a presença 
de crosta oceânica subduzida na região fonte 
dos hotspots dominados pelo componente 
HIMU. Nesta interpretação, a alta razão 
238U/204Pb é atribuída à perda preferencial de 
Pb nos fluidos liberados durante a 
subducção da placa oceânica (Capítulo 6). 
A origem do componente EM1 é 
atribuída à introdução na região fonte dos 
OIBs de sedimentos pelágicos subduzidos 
ou de porções da litosfera continental 
delaminadas durante eventos orogênicos 
(Capítulo 7). A elevada razão 87Sr/86Sr no 
componente EM2 é interpretada como 
resultado da introdução de sedimentos 
continentais, via subducção, na região fonte 
dos OIBs. 
Muitos hotspots são, ainda, 
caracterizados isotopicamente por razões 
3He/4He mais elevadas que em MORBs. 
Uma vez que 4He é produzido pelo 
decaimento radioativo de U e Th, razões 
3He/4He elevadas podem ser interpretadas 
pela proveniência de plumas de uma fonte 
profunda, menos afetada pela perda de 
voláteis durante a evolução da Terra. 
Em síntese, os dados sugerem que a 
diversidade isotópica observada em hotspots 
resulta da derivação de plumas de porções 
do manto afetadas pelo crescimento da 
crosta continental, como no caso de 
MORBs, mas que foram variavelmente 
reenriquecidas por subducção de 
componentes litosféricos, tanto continentais 
quanto oceânicos. Em vista da evidência 
geofísica indicando a descida de placas até a 
base do manto, isto suporta a origem 
profunda das plumas. 
 
5.3. Hotspots sem relação com plumas 
 Nem todos hotspots estão 
relacionados a plumas provenientes do 
manto inferior. Isto é o caso do vulcanismo 
no Maciço Central (França) e do hotspot 
Eifel (Alemanha), os quais resultam de 
plumas relativamente pequenas no manto 
superior. Outros hotspots, aparentemente, 
não têm relação com plumas, como no caso 
de pequenos vulcões submarinos isolados e 
do vulcanismo associado com alguns riftes 
continentais. Nestas situações, o mecanismo 
mais comumente invocado para a produção 
do magmatismo intraplaca é a concentração 
de esforços extensionais na litosfera, 
ocasionando seu fraturamento e fusão 
parcial por descompressão da astenosfera. 
Concentrações de esforços podem ocorrer, 
por exemplo, pelo encurvamento da litosfera 
na proximidade de uma zona de subducção. 
Outros mecanismos, comumente 
invocando para a formação de hotspots, são 
o aquecimento espontâneo do manto abaixo 
de grandes continentes/supercontinentes e 
 
 
 
Figura 5.9. Razões isotópicas de Sr e Nd em 
basaltos de dorsais oceânicas (MORB) e de 
hotspots (OIB). Amostras dominadas pelos 
componentes HIMU, EM1 e EM2 são mostradas 
em vermelho, laranja e amarelo, respectivamente. 
PRIMA é a composição inferida para o manto 
primitivo. Em diagramas isotópicos ternários Sr-
Nd-Pb as composições de ilhas individuais podem 
convergir para um ponto. FOZO (abreviatura de 
focal zone, zona focal) e C (abreviatura de 
common, comum) são as projeções de dois desses 
pontos neste diagrama binário. 
 
60 
 
convecção em pequena escala. Neste 
segundo caso, variações de espessura 
litosférica, como observada entre um cráton 
arqueano e litosfera mais jovem (Fig. 4.4), 
produzem diferenças laterais de temperatura 
na astenosfera. A instabilidade gravitacional 
resultante pode fazer com que a astenosfera 
mais fria, próxima ao cráton, desça e induza 
um fluxo contrário da astenosfera mais 
profunda e quente, a qual pode sofrer fusão 
por descompressão ao se aproximar da 
superfície. 
Finalmente, a formação de algumas 
LIPs tem sido atribuída ao alívio de pressão 
subseqüente ao impacto de meteoritos. 
 
 
 
5.4. Traços de hotspots e velocidades 
absolutas de placas 
 Modelos numéricos sugerem que o 
local onde uma pluma é produzida 
permanece fixo com o decorrer do tempo. Se 
hotspots são também relativamente fixos, a 
trilha deixada pela passagem da litosfera 
sobre um hotspot (Fig. 5.7) fornece um 
referencial para se determinar as velocidades 
absolutas do movimento das placas. Isto tem 
uma grande vantagem sobre os métodos 
geofísicos e geodésicos descritos no capítulo 
anterior, porque todos eles fornecem, 
apenas, velocidades relativas. 
Nomodelo de hotspot, a direção e a 
velocidade do movimento de uma placa são 
obtidas, respectivamente, pela direção da 
trilha e pela progressão de idades ao longo 
dela. Por exemplo, vulcões ao longo da 
cadeia do Havaí têm idades aumentando 
progressivamente para noroeste de zero até 
43 Ma (Fig. 5.11). Como o comprimento da 
trilha é cerca de 3600 km, isto indica que a 
placa do Pacífico tem se movido para 
noroeste a uma velocidade média de 
aproximadamente 80 km/Ma (= 8 cm/ano) 
durante este intervalo de tempo. O ângulo de 
120º entre as cadeias do Havaí e Imperador 
(Fig. 5.11), por sua vez, indica uma 
mudança na direção do movimento da placa 
do Pacífico, a qual seria quase N-S entre 43 
e 80 Ma. 
Estudos paleomagnéticos mostram 
que alguns hotspots não são fixos. No 
entanto, o movimento relativo entre hotspots 
localizados numa mesma placa é 
insignificante. Numa escala global, a 
magnitude do movimento entre hotspots 
localizados nos oceanos Atlântico e Índico e 
aqueles localizados no oceano Pacífico tem 
sido estimada em uns poucos milímetros por 
ano até cerca de 1 cm/ano. 
 
 
5.5. Plumas e tectônica de placas 
 O fato de a localização de hotspots 
não apresentar uma correlação forte com a 
configuração atual dos limites entre as 
diferentes placas tectônicas indica que os 
modos de convecção do manto, 
representados pela tectônica de placas e por 
plumas, são, em grande parte, 
 
 
Figura 5.10. Esquema ilustrativo de como a 
descontinuidade vertical de temperatura ao longo 
do limite entre um cráton e a litosfera mais fina 
adjacente pode induzir instabilidades 
gravitacionais e convecção na astenosfera 
 
 
 
Figura 5.11. Idade versus distância para a trilha 
de hotspot Havaí-Imperador. 
 
61 
 
independentes. No entanto, interações entre 
plumas e placas podem acontecer em várias 
situações. As mais comuns são descritas 
abaixo: 
 1. Numa escala global, modelos 
tomográficos mostram que plumas formam-
se preferencialmente afastadas de locais 
onde ocorre subducção profunda (Fig. 4.13). 
Este efeito é esperado, porque a descida de 
placas litosféricas para a base do manto 
provoca um resfriamento da camada 
termicamente limitada inferior, diminuindo 
o contraste de viscosidade e densidade 
requerido para o desenvolvimento de 
plumas. 
2. Plumas podem ser afetadas pela 
convecção em larga escala do manto 
resultante do movimento das placas 
tectônicas, causando uma curvatura do 
conduto para a direção do deslocamento da 
litosfera (Fig. 5.7d-e). Uma deflexão mais 
acentuada é esperada na porção mais 
superior do manto (onde o fluxo cisalhante 
resultante do deslocamento horizontal das 
placas é maior) e abaixo de placas rápidas. 
 3. Plumas podem coincidir 
espacialmente com dorsais oceânicas, como 
no caso da Islândia. Isto afeta a morfologia 
da dorsal, que tende a apresentar uma 
batimetria positiva (Fig. 5.3), bem como o 
volume e a composição dos magmas 
produzidos nestes locais. A chegada de uma 
pluma nas proximidades de uma dorsal 
pode, ainda, provocar mudanças na sua 
geometria, induzindo uma relocalização do 
eixo para a proximidade do hotspot, onde as 
temperaturas são mais elevadas. 
 4. A coincidência temporal, em 
alguns casos, entre o quebramento de 
continentes e a atividade de plumas sugere 
que elas podem influenciar a localização do 
rompimento e, talvez, causar a separação de 
pequenos blocos. Três causas, atuando em 
conjunto, podem ser responsáveis por isto. 
Primeiro, ao chegar à base da litosfera, uma 
pluma exerce um esforço normal, forçando a 
mesma a se deslocar horizontalmente. 
Segundo, o soerguimento da superfície 
causado pela pluma gera esforços 
extensionais na porção superior da litosfera, 
os quais podem provocar o desenvolvimento 
de falhas normais. Finalmente, o 
amolecimento (softening) reológico, causado 
pela elevação da temperatura, facilita a 
deformação extensional da litosfera. 
5. Erosão térmica por plumas pode 
produzir uma redução na espessura da 
litosfera continental, facilitando o 
deslocamento da placa na qual ela está 
situada. A rápida migração da Índia para o 
norte, a velocidades de até 20 cm/ano, 
subseqüente à sua separação do 
supercontinente Gondwana (Capítulo 11) é 
atribuída a este fator. 
 
6. No caso de plumas chegando 
abaixo de regiões continentais, fusão parcial 
e formação de basaltos continentais de platô 
é condicionada pela espessura da litosfera. 
No modelo de impacto, fusão parcial da 
cabeça da pluma se dá concomitantemente 
com sua chegada na base da litosfera. O 
resultado é a produção de um grande volume 
de magma em curto intervalo de tempo (< 1 
Ma) e uma influência limitada da litosfera 
na sua composição. No modelo de 
incubação, a presença de uma litosfera 
espessa, abaixo dos continentes, inibe fusão 
por descompressão. Nestes casos, a litosfera 
deve ser adelgaçada e removida por 
condução antes que fusão parcial ocorra, o 
que requer certo tempo, resultando em 
magmatismo mais prolongado (≥10 Ma). 
Neste último caso, a própria litosfera pode 
 
 
 
Figura 5.12. Esquema ilustrando a interação de 
uma pluma com a litosfera continental. Em 
regiões onde a litosfera é espessa, fusão parcial 
ocorre apenas imediatamente acima do conduto, 
onde a temperatura é mais elevada. 
62 
 
sofrer fusão parcial, especialmente se fluidos 
e elementos incompatíveis foram 
adicionados a ela durante eventos 
geológicos pretéritos. Assim, os magmas 
extravasados podem conter uma mistura de 
componentes da pluma e da litosfera 
continental. Finalmente, interação de plumas 
com heterogeneidades da litosfera, em 
particular variações de espessura, pode 
provocar uma dispersão do magmatismo na 
superfície (Fig. 5.12). 
 
5.6. Uma visão global da dinâmica e 
evolução do manto 
 Existe, agora, ampla evidência 
geofísica de que a descontinuidade de 660 
km não constitui uma barreira intransponível 
para a descida de placas em direção ao 
manto inferior. Embora com menos 
segurança, os dados geofísicos também 
sugerem que muitas plumas são geradas na 
base do manto. Estas informações implicam 
que convecção envolve todo o manto (Fig. 
5.13). Em contraste, argumentos 
geoquímicos favorecem um manto 
estratificado, com ocorrência de convecção 
em duas camadas isoladas, uma acima e 
outra abaixo da descontinuidade de 660 km. 
A defesa de um manto estratificado é 
baseada em cálculos de balanço de massa 
que permitem estimar a fração do manto 
afetada pelo crescimento da crosta 
continental. Isto pode ser feito, em tese, 
conhecendo-se a concentração de um 
elemento incompatível no manto primitivo 
(normalmente obtida a partir de estudos de 
meteoritos; ver Capítulo 8) e suas 
concentrações atuais na crosta e no manto. 
Alternativamente, razões elementais ou 
isotópicas também podem ser empregadas. 
Os resultados obtidos variam de 40% a 94%. 
Os valores mais baixos requerem, apenas, a 
participação da porção do manto acima da 
descontinuidade de 660 km no processo de 
criação da crosta continental. Isto apoiaria o 
modelo de convecção em duas camadas 
porque, se a convecção fosse global, o 
contraste composicional entre o manto 
superior e o manto inferior revelado pelas 
diferenças entre MORBs e OIBs tenderia a 
desaparecer com o passar do tempo. As 
estimativas mais recentes favorecem, no 
entanto, os valores mais elevados, indicando 
que uma fração significativa do manto não 
possui mais uma composição primitiva (Fig. 
5.13). 
 
Mesmo que uma quantidade 
significativa de material primordial ainda 
esteja presente no manto, ocorrência de 
convecção global não é invalidada. Modelos 
 
 
 
Figura 5.13. Modelo esquemático ilustrando um possível cenário para a estrutura e dinâmica do manto onde 
fragmentos de placas subduzidas antigas e porções remanescentesdo manto primitivo persistem em uma matriz 
empobrecida em elementos incompatíveis. 
63 
 
numéricos recentes sugerem que até 50% de 
material primitivo pode estar presente no 
manto. Ele ocorreria na forma de pequenos 
domínios espalhados, fortemente cisalhados 
e dobrados (Fig. 5.13). Os cálculos sugerem 
que estas heterogeneidades geoquímicas 
podem sobreviver por períodos de tempo 
maiores que a idade da Terra. 
Enquanto movimentos de convecção 
tendem a homogeneizar o manto, a 
reciclagem da litosfera oceânica, por 
subducção, introduz heterogeneidades no 
manto inferior. Plumas profundas podem, 
assim, conter proporções variáveis de manto 
primitivo, de manto empobrecido e de 
diversos componentes litosféricos. É, 
portanto, de se esperar que os produtos de 
sua fusão parcial apresentem uma grande 
variabilidade geoquímica e isotópica, como 
observado em basaltos de ilhas oceânicas e 
LIPs. 
Em síntese, embora ainda não haja 
consenso sobre diversos aspectos da 
estrutura, dinâmica e evolução do manto, 
uma convergência de dados geofísicos, 
geoquímicos e isotópicos, de experimentos 
numéricos e laboratoriais, e de modelos 
teóricos sugere um cenário similar ao 
ilustrado na Figura 5.13. 
 
Referências selecionadas 
Albarède, F., 2005. The survival of mantle 
geochemical heterogeneities. In: van der Hilst, 
R.D., Bass, J.D., Matas, J., Trampert, J. (eds.) 
Earth’s Deep Mantle: Structure, Composition, 
and Evolution. Geophysical Monograph Series 
160, 27-46. 
Boschi, L., Becker, T.W., Steinberger, B., 2007. 
Mantle plumes: Dynamic models and seismic 
images. Geochemistry, Geophysics, Geosystems 
8. doi:10.1029/2007GC001733. 
Burke, K., Torsvik, T.H., 2004. Derivation of Large 
Igneous Provinces of the past 200 million years 
from long-term heterogeneities in the deep 
mantle. Earth and Planetary Science Letters 
227, 531-538. 
Campbell, I.H., Davies, G.F., 2006. Do mantle 
plumes exist? Episodes 29, 162-168. 
Class, C., Goldstein, S.L., 2005. Evolution of helium 
isotopes in the Earth's mantle. Nature 436, 
1107-1112. 
Davies, G.F., 1999. Dynamic Earth: Plates, Plumes 
and Mantle Convection. Cambridge University 
Press. 
Davies, J.H., 2005. Steady plumes produced by 
downwellings in Earth-like vigor spherical 
whole mantle convection models. 
Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6, doi: 
10.1029/2005GC001042. 
Davies, J.H., Bunge, H.P., 2006. Are splash plumes 
the origin of minor hotspots? Geology 34, 349-
352. 
Eldholm, O., Coffin, M.F., 2000. Large igneous 
provinces and plate tectonics. In: Richards, 
M.A., Gordon, R.G., van der Hilst, R.D. (eds) 
The history and dynamics of global plate 
motions. Geophysical Monograph Series 121, 
309-326. 
Ernst, R.E., Buchan, K.L., Campbell, I.H., 2005. 
Frontiers in Large Igneous Province research. 
Lithos 79, 271-297. 
Farnetani, C.G., Samuel, H., 2005. Beyond the 
thermal plume paradigm. Geophysical Research 
Letters 32, doi: 10.1029/2005GL022360. 
Helmberger, D.V., Wen, L.X., 1998. Seismic 
evidence that the source of the Iceland hotspot 
lies at the core-mantle boundary. Nature 396, 
251-255. 
Jellinek, A.M. Manga, M., 2004. Links between long-
lived hot spots, mantle plumes, D’’, and plate 
tectonics. Reviews of Geophysics 42, doi: 
10.1029/2003RG000144. 
Ito, G., Lin, I., Graham, D., 2003. Observational and 
theoretical studies of the dynamics of mantle 
plume-mid-ocean ridge interaction. Reviews of 
Geophysics 41, doi: 10.1029/2002RG000117. 
Jurine, D., Jaupart, C., Brandeis, G., 2005. 
Penetration of mantle plumes through depleted 
lithosphere. Journal of Geophysical Research 
110, doi: 10.1029/2005JB003751. 
Kerr, A.C., 2005. Oceanic plateaus. In: Rudnick, R.L. 
(ed.) The Crust. Treatise on Geochemistry 3, 
537-565, Elsevier. 
Kumar, P., Yuan, X., Kumar, M.R., Kind, R., Li, X., 
Chadha, R.K., 2007. The rapid drift of the 
Indian tectonic plate. Nature 449, 894-897. 
Li, X., Kind, R., Priestley, K., Sobolev, S.V., 
Tilmann, F., Yuan, X., Weber, M., 2000. 
Mapping the Hawaiian plume conduit with 
converted seismic waves. Nature 405, 938-941. 
McNamara, A., van Keken, P.E., Karato, S.I., 2002. 
Development of anisotropic structure in the 
Earth's lower mantle by solid-state convection. 
Nature 416, 310-314. 
Montelli, R., Nolet, G., Dahlen, F.A., Masters, G., 
2006. A catalogue of deep mantle plumes: new 
results from finite frequency tomography. 
Geochemistry, Geophysics, Geosystems 7, doi: 
10.1029/2006GC001248. 
64 
 
Putirka, K.D., 2005. Mantle potential temperatures at 
Hawaii, Iceland, and the mid-ocean ridge 
system, as inferred from olivine phenocrysts: 
evidence for thermally driven mantle plumes. 
Geochemistry, Geophysics, Geosystems 6, doi: 
10.1029/2005GC000915. 
Russel, S.A., Lay, T., Garnero, E.J., 1998. Seismic 
evidence for small-scale dynamics in the 
lowermost mantle at the root of the Hawaiian 
hotspots. Nature 396, 255-258. 
Shen, Y., Solomon, S.C., Bjarnason, I.T, Wolfe, C.J., 
1998. Seismic evidence for a lower-mantle 
origin of the Iceland plume. Nature 395, 62-65. 
Sleep, N.H., 2006. Mantle plumes from top to 
bottom. Earth-Science Reviews 77, 231-271. 
Steinberger, B. Antretter, M., 2006. Conduit diameter 
and buoyant rising speed of mantle plumes: 
implications for the motion of hot spots and 
shape of plume conduits. Geochemistry, 
Geophysics, Geosystems 7, doi: 
10.1029/2006GC001409. 
Storey, B.C., 1995. The role of mantle plumes in 
continental breakup: case histories from 
Gondwanaland. Nature 377, 301-377. 
van Thienen, P., van Summeren, J., van der Hilst, 
R.D., van den Berg, A.P., Vlaar, N.J., 2005. 
Numerical study of the origin and stability of 
chemically distinct reservoirs deep in Earth’s 
mantle. In: van der Hilst, R.D., Bass, J.D., 
Matas, J., Trampert, J. (eds.) Earth’s Deep 
Mantle: Structure, Composition, and Evolution. 
Geophysical Monograph Series 160, 117-136. 
Zhao, D., 2007. Seismic images under 60 hotspots: 
search for mantle plumes. Gondwana Research 
12, 335-355. 
 
65 
 
6. Ambientes Tectônicos: Estrutura e Associações 
Petrotectônicas Características 
 
 
 
6.1. Introdução 
 A constatação da inexistência de 
crosta oceânica mais antiga que 200 Ma 
(Capítulo 4) levou à proposição de que a 
abertura e fechamento de oceanos ocorrem 
ciclicamente na história da Terra. Este 
conceito é agora conhecido como o ciclo de 
Wilson (Fig. 6.1). 
O ciclo de Wilson tem início com a 
formação de um rifte continental, sendo 
seguido pela abertura de uma bacia oceânica 
com margens continentais passivas de ambos 
os lados (Fig. 6.1a-d). Com a progressiva 
expansão do assoalho oceânico, a litosfera 
oceânica se torna mais velha e, 
conseqüentemente, mais densa e 
gravitacionalmente instável. Eventualmente, 
zonas de subducção se desenvolvem de um 
ou de ambos os lados do oceano recém 
formado (Fig. 6.1e). Se a taxa com que a 
litosfera é consumida na(s) zona(s) de 
subducção supera a taxa com que ela é criada 
na dorsal oceânica, a bacia oceânica começa 
a se fechar, culminando na colisão de dois 
continentes (Fig. 6.1f,g). O continente 
resultante pode, posteriormente, sofrer 
rifteamento e dar início a um novo ciclo. 
Associações de rochas supracrustais 
(sedimentares e vulcânicas) que caracterizam 
os diferentes ambientes tectônicos 
relacionados com o ciclo de Wilson são 
chamadas de associações petrotectônicas. 
Neste capítulo, são descritas as associações 
petrotectôncias formadas durante as fases de 
divergência e convergência de placas 
litosféricas, bem como suas principais 
características morfológicas, estruturais e 
metamórficas. Feições relacionadas com a 
fase de colisão são abordadas no próximo 
capítulo. 
 
6.2. Riftes continentais 
6.2.1. Características gerais e mecanismos 
de formação 
 Riftes e sistemasde riftes continentais 
são cinturões da litosfera continental sujeitos 
à extensão. Sistemas de riftes comumente são 
estreitos (<100 km) e alongados (>1000 km), 
como no caso do sistema de riftes do leste da 
África (Fig. 6.2), mas, também, podem 
resultar de extensão difusa de grandes áreas, 
algumas com larguras superiores a 1000 km. 
Isto é o caso da província Basin and Range 
(Fig. 11.12), no oeste dos Estados Unidos, e 
do Platô Tibetano (Fig. 7.2). Esta segunda 
situação, normalmente, resulta do 
adelgaçamento de uma crosta previamente 
espessada durante eventos orogenéticos e 
será detalhada no próximo capítulo. 
 
 Dependendo do mecanismo de 
formação, riftes continentais podem ser 
 
 
 
Figura 6.1. Seqüência idealizada de eventos em 
um ciclo de Wilson. (a) Cráton; (b) Rifte 
continental; (c) Rifte oceânico incipiente; (d) 
Rifte oceânico e margens continentais passivas; 
(e) Formação de uma zona de subducção; (f) 
Fechamento oceânico, com subducção da dorsal; 
(g) Colisão continental. 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
66 
 
classificados como ativos ou passivos (Fig. 
6.3). 
 
 
Figura 6.2. Mapa esquemático do sistema de riftes do 
leste da África e rochas vulcânicas cenozóicas 
associadas. 
 
Riftes ativos (também chamados de 
termicamente ativados) são produzidos em 
resposta à subida de plumas do manto (Fig. 
6.3). Isto causa, inicialmente, domeamento e, 
subseqüentemente, fraturamento da litosfera. 
Neste caso, grandes volumes de derrames 
continentais de platô são erupcionados antes 
da ocorrência de extensão significativa. No 
rifteamento ativo, tipicamente, três riftes 
formando um ângulo de 120º entre si se 
desenvolvem (Fig. 6.4). Os três ramos podem 
evoluir até a formação de uma bacia 
oceânica, porém, mais comumente, dois 
ramos se conectam para formar uma margem 
passiva, enquanto o outro é abandonado. Este 
último é chamado de rifte abortado. O termo 
aulacógeno é empregado para um rifte 
abortado que sofreu contração em ângulo 
elevado com a direção do rifte durante um 
evento deformacional posterior. Em regiões 
antigas, rifteamento ativo pode ser 
reconhecido pela ocorrência de enxames de 
diques radiais com raio superior a 1000 km 
(Fig. 6.4). 
Riftes passivos são produzidos por 
fraturamento da litosfera, em resposta a 
esforços resultantes do movimento das placas 
tectônicas. Neste caso, extensão significativa 
é necessária antes que fusão por 
descompressão da astenosfera seja possível 
(Fig. 6.3). Um exemplo é o Rifte Baikal, na 
parte central da Eurásia, o qual, 
provavelmente, formou-se como uma 
resposta distal da colisão Índia-Ásia. Entre as 
zonas ativas no presente, este rifte é o que 
está associado com o menor volume de 
rochas vulcânicas na superfície. 
 
A formação de bacias 
intracontinentais (também chamadas bacias 
intracratônicas ou sinéclises) pode estar 
associada com uma fase inicial de 
 
 
 
 
 
Figura 6.3. Estágios sucessivos na evolução de 
riftes ativos e passivos. No primeiro caso, 
domeamento (A) e vulcanismo (B) ocorrem antes 
de extensão significativa (C). No segundo, 
extensão (A, B) precede soerguimento (B) e 
magmatismo (C). 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
67 
 
rifteamento. Durante esta fase, a maior 
proximidade da astenosfera da superfície 
causa uma elevação regional da temperatura. 
Uma vez cessada a extensão, a contração 
térmica subseqüente pode desenvolver 
depressões amplas. O efeito será tanto maior 
quanto maior o volume de magma 
acompanhando a extensão. Se a atividade 
magmática for intensa, a intrusão de magmas 
máficos na crosta inferior (Fig. 6.3C) pode 
manter a espessura da crosta mais ou menos 
constante. Com o preenchimento das 
depressões com sedimentos, o processo de 
subsidência é acentuado, devido ao peso da 
coluna sedimentar, até que uma situação de 
equilíbrio é atingida. 
 
 
6.2.2. Controles na formação e evolução de 
riftes continentais 
 O rifteamento da litosfera pode dar-se 
por cisalhamento puro ou por cisalhamento 
simples (Fig. 6.5). No primeiro caso, horsts e 
grábens múltiplos simétricos são produzidos 
durante extensão rúptil da crosta superior, 
enquanto a crosta inferior e o manto 
litosférico sofrem extensão dúctil. No 
segundo caso, o rifteamento é assimétrico. 
Uma falha de descolamento grada a uma 
zona de cisalhamento em profundidade, a 
qual pode penetrar toda a litosfera. O 
descolamento separa uma placa superior 
sujeita a ruptura e desenvolvimento de falhas 
lístricas ou em dominó de uma placa inferior 
deformada ductilmente. 
 
 
 Estruturas prévias na litosfera 
continental exercem um grande controle na 
orientação e localização da deformação 
extensional em sistemas de rifte. Por 
exemplo, o sistema de riftes do leste da 
África segue a orientação das estruturas 
formadas durante a orogênese Pan-Africana 
do Neoproterozóico Superior e a presença do 
cráton da Tanzânia, mais rígido, condicionou 
a formação dos ramos leste e oeste (Fig. 6.2). 
Quando estruturas preexistentes não são 
perpendiculares à direção de estiramento 
regional, rifteamento oblíquo pode ocorrer. 
Nestes casos, falhas com rejeitos oblíquos 
podem ser formadas (Fig. 6.6a). 
Alternativamente, pode ocorrer uma partição 
da deformação entre regiões sujeitas à 
extensão e regiões sujeitas a um regime 
transcorrente (Fig. 6.6b). Ambientes onde 
ocorre divergência oblíqua de blocos são 
chamados transtrativos. 
 A formação de um sistema de riftes se 
inicia com uma série de falhas desconectadas 
que começam a interferir umas com as outras 
durante seu crescimento. Isto, tipicamente, 
produz segmentos de rifte com traçados 
sinuosos. Regiões onde dois segmentos de 
rifte se conectam são chamadas zonas de 
acomodação. Em alguns casos, zonas de 
acomodação são formadas unicamente por 
 
 
 
Figura 6.5. Modelos simplificados de extensão da 
litosfera continental por (a) cisalhamento puro e 
(b) cisalhamento simples. 
 
 
 
Figura 6.4. Evolução de uma junção tríplice 
formada por rifteamento ativo com intrusão de 
enxames de diques radiais. Uma dorsal oceânica 
incipiente se forma pela conexão de dois ramos e 
término de extensão no terceiro. 
felipe
Marcador de texto
felipe
Riscado
felipe
Sublinhado
felipe
Marcador de texto
68 
 
falhas de rejeito direcional. Estas são 
chamadas de falhas de transferência e podem 
evoluir para falhas transformantes, se o rifte 
chegar ao estágio oceânico. 
 
 
6.2.3. Associações petrotectônicas 
 Riftes continentais são caracterizados 
por sedimentos clásticos terrígenos imaturos 
(arcósios, quartzitos feldspáticos e 
conglomerados) derivados da erosão de 
blocos falhados soerguidos. Sedimentos 
lacustres finos também podem ser 
encontrados. Quando a subsidência é 
suficiente para trazer o assoalho do rifte 
abaixo do nível do mar, evaporitos são 
depositados. Com a continuaçãoda extensão, 
o rifte é progressivamente inundado por água 
do mar, e arenitos, argilitos e carbonatos 
marinhos são depositados. 
Rochas ígneas em riftes continentais 
são caracterizadas por suítes vulcânicas 
bimodais, com rochas de composição 
intermediária (andesitos, por exemplo) sendo 
raras. Os membros máficos consistem 
dominantemente de basaltos toleíticos e 
basaltos alcalinos. Estas rochas podem ser 
derivadas de plumas mantélicas, do manto 
litosférico, ou da astenosfera (Fig. 6.3) e 
exibem graus variados de contaminação pela 
crosta continental. Os membros félsicos são, 
comumente, menos abundantes que os 
máficos e incluem fonolitos, nefelinitos e 
riolitos. Embora essas rochas possam, em 
alguns casos, ser produzidas por cristalização 
fracionada dos membros máficos, dados 
geoquímicos e isotópicos indicam que a 
maioria é de origem crustal, sendo gerados 
por fusão parcial da crosta inferior, 
promovida pelos magmas basálticos. 
 Com o decorrer da abertura de um 
rifte continental, rochas máficas derivadas da 
astenosfera mudam de dominantemente 
alcalinas a dominantemente toleíticas, até 
que, com a formação de assoalho oceânico, 
sua composição começa a se aproximar da 
dos basaltos de dorsais oceânicas (seção 6.4). 
 A sigla BVAC (da abreviação em 
inglês para bimodal volcanics, arkose, 
conglomerate) é comumente usada para se 
referir à associação petrotectõnica 
característica de riftes continentais. 
 
6.3. Margens passivas e assoalho oceânico 
Margens continentais passivas são 
formadas com a separação completa de dois 
continentes. A largura e estrutura de margens 
continentais dependem de vários fatores. Elas 
podem conter uma grande abundância ou 
serem carentes em rochas vulcânicas (Fig. 
6.7). No último caso, seções do manto 
superior podem aflorar no assoalho oceânico. 
Devido à reação com a água do mar, os 
peridoditos mantélicos mostram, 
freqüentemente, um grau avançado de 
serpentinização. Um exemplo de tal situação 
é a margem continental da Ibéria. Quando o 
rifteamento é assimétrico (Fig. 6.5b), a 
margem que se desenvolve na placa inferior é 
bem mais larga e apresenta uma seqüência 
sedimentar mais espessa que a margem da 
placa superior. Margens evoluídas de regiões 
transtrativas tendem a ser mais estreitas que 
margens formadas por extensão ortogonal. 
Três regiões são reconhecidas em 
margens continentais da linha de costa para o 
 
 
 
Figura 6.6. Esquema mostrando que a 
deformação em zonas de divergência oblíqua 
pode ser acomodada por falhas de rejeito oblíquo 
(A) ou por uma partição da deformação (B). 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Riscado
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
69 
 
oceano: a plataforma continental, o talude 
continental e a elevação continental. As 
rochas sedimentares típicas da plataforma 
continental são sedimentos clásticos maturos 
de águas rasas (arenitos, siltitos e argilitos) e 
carbonatos. Estas rochas também 
predominam em bacias intracratônicas, com 
os carbonatos sendo depositados durante 
ciclos transgressivos, que resultam na 
formação de mares rasos extensos. A sigla 
QPC (da abreviação em inglês para quartzite, 
pelite, carbonate) é comumente usada para se 
referir a esta associação. Espessas 
acumulações de turbiditos ocorrem no talude 
e na elevação continental. Turdiditos 
caracteristicamente apresentam estratificação 
gradacional, com camadas de granulação 
mais grossa na base e mais fina no topo. Este 
ordenamento interno é chamado seqüência de 
Bouma. 
 
O estiramento da crosta continental 
cessa quando o assoalho oceânico é formado. 
No entanto, falhas extensionais continuam a 
se desenvolver na seqüência sedimentar da 
plataforma continental. Estes falhamentos 
resultam apenas de forças gravitacionais e 
ocorrem devido ao declive da margem 
passiva. Tipicamente, os níveis evaporíticos 
na base da seqüência servem como 
descolamentos basais para as falhas normais 
(geralmente com geometria lístrica) que se 
desenvolvem durante o deslizamento dos 
sedimentos para o lado oceânico. Diápiros de 
sal podem ascender devido ao alívio de carga 
que acompanha o movimento nas falhas 
extensionais. 
Sedimentos depositados em bacias 
oceânicas afastadas de regiões continentais 
são chamados de sedimentos pelágicos. Eles 
incluem sedimentos abissais (siltitos e 
argilitos) de origem terrígena, que são, em 
parte, eólicos, bem como calcários 
fossilíferos e cherts. Estes dois últimos 
resultam, respectivamente, do acúmulo de 
microorganismos com carapaças carbonáticas 
(predominantemente foraminíferos) e 
silicosas (diatomáceas e radiolários). 
 
6.4. Dorsais oceânicas 
6.4.1. Classificação e morfologia 
 A taxa de expansão é a principal 
variável observada ao longo do sistema de 
dorsais oceânicas. De acordo com este 
critério, elas são classificadas em rápidas (> 
7 cm/ano), intermediárias (5-7 cm/ano), 
lentas (2-5 cm/ano) e ultralentas (< 2 
cm/ano). Dados geofísicos mostram que a 
espessura da crosta oceânica é mais ou 
menos constante para taxas de expansão 
iguais ou superiores a 2 cm/ano. Para valores 
inferiores a este, ela decresce rapidamente 
com a diminuição da taxa de expansão. 
Ainda se discute se a taxa de expansão global 
média permaneceu relativamente constante 
nos últimos 180 Ma de anos ou se ocorreram 
variações significativas. Por exemplo, alguns 
estudos sugerem que a taxa de expansão 
durante o Cretáceo foi maior que durante o 
Cenozóico (Fig. 6.8). 
Dorsais rápidas, como no caso da 
cadeia do leste do Pacífico, elevam-se 
suavemente a partir do assoalho oceânico e 
podem atingir larguras de até 1500 km (Fig. 
6.9a, b), enquanto cadeias lentas, como a 
dorsal meso-Atlântica, são, relativamente, 
estreitas (algumas centenas de quilômetros de 
largura; Fig. 6.9a, c). Estas diferenças 
morfológicas acontecem porque, para uma 
mesma distância do eixo da dorsal, a litosfera 
oceânica em uma dorsal lenta é mais velha e, 
portanto, mais densa que em uma dorsal 
rápida. Dorsais lentas apresentam uma 
topografia bastante acidentada e são 
 
 
 
Figura 6.7. Esquema ilustrando diferenças na 
estrutura de margens continentais amagmáticas 
(acima) e magmáticas (abaixo). 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Seta
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de textofelipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
70 
 
caracterizadas por um vale axial com 20 a 40 
km de largura e 1 a 2 km de profundidade 
(Fig. 6.9c). No entanto, esta morfologia pode 
ser modificada nas proximidades de hotspots, 
como no caso da Islândia, o que, 
freqüentemente, resulta em dorsais com 
forma em V, onde o vale axial torna-se mais 
aberto e elevado em direção ao centro do 
hotspot. 
 
Dorsais com velocidades de expansão 
intermediárias, como alguns segmentos da 
dorsal do Pacífico, têm características 
também intermediárias, apresentando um 
vale axial não tão bem desenvolvido como no 
caso de dorsais lentas. Em outros casos, 
dorsais intermediárias apresentam segmentos 
com morfologias alternadas, apresentando 
características sejam de dorsais rápidas, 
sejam de dorsais lentas. 
 Peridotitos serpentinizados afloram, 
ocasionalmente, ao longo de vales axiais e de 
falhas transformantes associadas com cadeias 
lentas. É o caso do arquipélago São Pedro e 
São Paulo, ao longo da falha transformante 
São Paulo, no Atlântico equatorial. Estas 
exposições do manto são interpretadas como 
resultantes de produção insuficiente de 
magma para gerar crosta oceânica contínua 
nestes locais. Tal situação se torna mais 
comum nas dorsais ultralentas, como na 
dorsal Ártica e no segmento sudoeste da 
dorsal Índica. Nestes locais, vulcanismo 
intermitente faz com que grandes segmentos 
amagmáticos contínuos, formados por 
exposições do manto, ocorram por distâncias 
de até 50 km. 
 
 
6.4.2. Magmatismo 
 Dorsais oceânicas são responsáveis 
pela produção de mais de 85% de todo o 
volume de magma produzido na Terra. Com 
base em estudos geofísicos de dorsais 
oceânicas atuais e no estudo estrutural de 
ofiolitos, este magmatismo é explicado pela 
subida passiva do manto, em resposta à 
separação entre as placas litosféricas (Fig. 
6.10a). Fusão parcial por descompressão 
começa entre 60 e 80 km de profundidade e 
aumenta com a diminuição da profundidade. 
Estimativas recentes sugerem que a 
percentagem de fusão parcial média seja 
relativamente baixa (6-10%). 
Com a progressão da fusão parcial, 
magma começar a se separar do resíduo 
sólido, convergindo de uma zona bastante 
larga para a região axial da dorsal (Fig. 
6.10a). A segregação e transporte dos 
magmas podem ocorrer por fluxo poroso ou 
canalizado. O primeiro processo refere-se à 
migração de magmas ao longo dos contatos 
de grãos, enquanto o outro envolve a 
formação de condutos tabulares. 
Uma câmara magmática estável rasa 
(1-2 km de profundidade) está presente 
abaixo de segmentos de cadeia rápidos (Fig. 
 
 
 
Figura 6.8. Estimativas da taxa de expansão 
média global com a idade. 
 
 
 
Figura 6.9. (a) Perfis esquemáticos de dorsais 
rápidas (cinza claro) e lentas (cinza escuro). (b, 
c) Detalhe do eixo da dorsal. Dorsais rápidas 
apresentam um alto axial (b) enquanto dorsais 
lentas têm um vale axial (c) 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
71 
 
6.10b). Esta câmara superpõe uma zona 
mush, onde magma e cristais coexistem, 
estendendo-se até a base da crosta. 
Lateralmente a esta região, ocorre uma zona 
de transição, separando rochas parcialmente 
e totalmente solidificadas (Fig. 6.10b). 
 
Embora uma câmara magmática tenha 
sido recentemente identificada abaixo de um 
segmento da dorsal meso-Atlântica, é pouco 
provável que câmaras magmáticas estáveis 
sejam uma feição comum em dorsais lentas. 
Mais comumente, a estrutura da dorsal deve 
consistir de uma zona mush tabular abaixo do 
vale axial, circundada por uma zona de 
transição bem mais estreita que em dorsais 
rápidas (Fig. 6.10c), com bolsões discretos de 
magma se formando episodicamente. Falhas 
penetram profundamente na crosta oceânica e 
podem ser enraizadas na zona parcialmente 
fundida. 
 
6.4.3. Petrologia e geoquímica 
 Como no caso de LIPs e de ilhas 
oceânicas (Capítulo 5), os produtos 
magmáticos característicos de cadeias 
oceânicas são basaltos toleíticos. Estes 
basaltos são denominados de MORB (de 
mid-ocean ridge basalt) e têm composições 
bastante uniformes em termos de elementos 
maiores, sendo caracterizados por valores 
relativamente constantes de SiO2 (≈ 50%), 
baixas concentrações de potássio (K2O 
geralmente menor que 0,2%) e baixas razões 
K/Na (Tabela 6.1). MORBs em cadeias 
lentas têm razões Mg/Fe tipicamente mais 
elevadas (são mais primitivas no jargão 
geoquímico) que em cadeias rápidas. Isto é 
devido à possibilidade de cristalização 
fracionada mais acentuada em dorsais 
rápidas, durante a residência dos magmas em 
câmaras magmáticas rasas (Fig. 6.10b). 
 
 
Grande parte da variação 
composicional observada em MORBs resulta 
de processos de cristalização fracionada, 
envolvendo olivina, plagioclásio cálcico e 
clinopiroxênio. Como o fracionamento 
desses minerais tem efeito menos acentuado 
Tabela 6.1. Composições médias de elementos 
maiores de basaltos de dorsais oceânicas: (1) Dorsal 
meso-Atlântica; (2) dorsal do Pacífico leste; (3) 
dorsais no oceano Índico. 
Óxido/ 
Elemento 
(1) (2) (3) 
SiO2 50,68 50,19 50,93 
TiO2 1,49 1,77 1,19 
Al2O3 15,60 14,86 15,15 
FeO 9,85 11,36 10.32 
MgO 7,69 7,10 7,69 
CaO 11,44 11,44 11,84 
Na2O 2,71 2,66 2,32 
K2O 0,17 0,16 0,14 
P2O5 0,12 0,14 0,10 
(a) 
 
(b) 
 
(c) 
 
 
Figura 6.10. (a) Subida passiva de magmas abaixo 
de uma dorsal oceânica (linhas cheias) em 
resposta ao movimento divergente das placas 
tectônicas (linhas tracejadas). (b, c) Modelos 
esquemáticos da estrutura da crosta oceânica 
abaixo de dorsais rápidas (b) e lentas (c). 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
72 
 
sobre a concentração de sílica que sobre a 
concentração de magnésio, a variação 
composicional de MORBs é, normalmente, 
representada projetando-se os óxidos dos 
elementos maiores versus MgO (Fig. 6.11). 
O valor de MgO nos magmas parentais é 
estimado em torno de 8%. 
 
 
Em termos de elementos-traço, a 
principal característica de MORBs são as 
baixas concentrações de elementos 
incompatíveis, como K, Rb, Ba, Cs, U e Th 
(Fig. 5.8). Isto se reflete em baixas razões 
iniciais Sr87/Sr86 e elevadas razões 
Nd143/Nd144 (Fig. 5.9). 
Os MORBs resultam de fusão parcial 
da astenosfera (Fig. 6.10a), mas em 
segmentos de cadeia centrados em hotspots, 
como na Islândia, pode ocorrer contaminação 
por plumas. Esses basaltos são chamados de 
E- ou P-MORBs (E de enriquecidos, P de 
pluma) em oposição aos MORBs normais 
(N-MORBs). Eles apresentam concentrações 
mais elevadas de elementos terras raras leves 
(Fig. 6.12) e demais elementos 
incompatíveis, bem como razões 87Sr/86Sr 
mais altas (Fig. 5.3). Basaltos com 
características intermediárias entre E- e N-
MORBS são chamadosde T-MORBs (T de 
transicionais). 
 
6.4.4. Hidrotermalismo e metamorfismo 
Sistemas hidrotermais em dorsais 
oceânicas são responsáveis por, 
aproximadamente, 20% do calor perdido pela 
Terra. Ao longo do eixo ou dos flancos das 
dorsais, água fria penetra através de fissuras 
na crosta oceânica, é aquecida e retorna para 
o oceano em fontes térmicas. Durante este 
percurso, a crosta oceânica é alterada, 
incorporando alguns dos constituintes da 
água do mar, como Na, Mg e sulfatos, 
enquanto outros componentes como Si, Fe e 
outros metais (Mn, Ag, Zn, Cu) são extraídos 
(Fig. 6.13). Quando o fluido aquecido retorna 
para o oceano, os metais dissolvidos se 
combinam rapidamente com enxofre para 
formar sulfetos. Se a temperatura do fluido é 
muito alta (podendo atingir até 350ºC), a 
mistura se dá acima da crosta oceânica, 
dando ao fluido a aparência de uma fumaça 
negra. Estas fontes hidrotermais são 
chamadas fumarolas negras (black smokers). 
Quando a temperatura é mais baixa, a 
mistura do fluido com a água do mar ocorre 
abaixo do assoalho oceânico e o fluido 
extravasado tem coloração clara, sendo 
chamado de fumarola branca (white smoker). 
Os metais precipitados (pirita, calcopirita, 
esfalerita, galena) formam importantes 
depósitos minerais chamados de sulfetos 
maciços. 
O metamorfismo resultante da 
alteração da crosta oceânica causada pela 
circulação de fluidos hidrotermais depende 
da profundidade. Em níveis mais superficiais, 
onde a temperatura é baixa (< 100ºC), 
carbonatos, zeólitas e argilas são formadas e 
a alteração comumente não é penetrativa. Na 
porção mais inferior dos derrames basálticos 
 
 
 
Figura 6.11. Diagrama de variação para mais de 
11000 amostras de taquilitos (vidros de 
composição basáltica) de dorsais oceânicas. 
 
 
 
Figura 6.12. Padrões de elementos terras raras 
para N-MORBs e E-MORBS. 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
73 
 
e nos enxames de diques, os minerais 
primários são, tipicamente, substituídos por 
associações minerais da fácies xisto-verde 
(clorita, epidoto, albita). Basaltos e diabásios, 
onde quase todo o cálcio foi substituído por 
sódio, são convertidos em rochas ricas em 
albita chamadas de espilitos. Na porção 
plutônica, gabros são convertidos para 
anfibolitos. Fusão parcial desses anfibolitos 
gera tonalitos extremamente empobrecidos 
em elementos incompatíveis, denominados 
plagiogranitos. Isto pode ocorrer devido à 
chegada de magmas primários na base da 
crosta oceânica ou num evento bem 
posterior, associado ao alojamento de 
ofiolitos (Capítulo 7). Em dorsais lentas, 
água do mar pode atingir o manto, 
promovendo a substituição de olivina e 
piroxênio por serpentina e/ou talco. 
 
 
6.5. Margens ativas e arcos de ilhas 
6.5.1. Características gerais 
 Margens continentais ativas e arcos 
de ilhas resultam, respectivamente, da 
subducção de uma placa oceânica sob um 
continente ou sob outra placa oceânica. Um 
perfil ao longo de um arco de ilha ativo típico 
é mostrado na Figura 6.14. Do oceano para o 
continente tem-se: a elevação externa; a 
fossa; o complexo da zona de subducção 
(também chamado prisma de acresção), com 
bacias ante-arco (forearc) sobrejacentes; o 
arco magmático; e a bacia retro-arco (back-
arc). 
A formação da fossa e da elevação 
externa é uma resposta à flexão da litosfera, 
quando a placa inferior se encurva para 
mergulhar no manto. Para um referencial fixo 
no manto, o local onde isto ocorre migra em 
direção ao oceano com o decorrer do tempo 
(Fig. 6.1e, f). Este processo é chamado de 
recuo (roll-back). Quando o recuo da fossa é 
mais rápido que o deslocamento da placa 
superior, a região atrás do arco entra em 
extensão, ocasionando a formação de uma 
bacia retro-arco. Estas zonas de subducção 
extensionais são denominadas de tipo 
Mariana. Se o recuo da fossa é mais lento 
que o avanço da placa superior, esforços 
compressivos se desenvolvem, provocando 
contração na região atrás do arco e a 
formação de um cinturão de empurrões e 
dobramentos. Zonas de subducção, nas quais 
o arco está sob compressão, são chamadas de 
tipo Chileno (ou Andino). 
A formação de zonas de subducção 
do tipo Mariana é favorecida quando a placa 
subduzida é antiga e fria. Zonas de 
subducção do tipo Chileno resultam da 
subducção de litosfera oceânica jovem e 
quente, de segmentos de dorsais ou, ainda, de 
segmentos litosféricos com crosta oceânica 
anomalamente espessa, como platôs 
oceânicos, ilhas vulcânicas e arcos de ilhas. 
Em todos estes casos, a densidade média da 
litosfera é diminuída, dificultando a 
subducção e reduzindo o ângulo de mergulho 
da placa. Em conseqüência, zonas de 
subducção rasas, com mergulhos inferiores a 
10-20º, são formadas. 
O nome arco de ilha resulta do fato de 
que vulcões ativos na superfície se dispõem 
em forma arqueada. A curvatura de arcos de 
ilhas pode ter várias causas. Ela pode ser uma 
 
 
 
Figura 6.13. Etapas esquemáticas envolvidas na 
atividade hidrotermal associada com dorsais 
oceânicas. (1) Água fria penetra na crosta através 
de fraturas. (2, 3) Remoção de oxigênio e potássio 
(2) e de cálcio, sulfato e magnésio (3) da água do 
mar. (4) O fluido aquecido remove sódio, cálcio e 
potássio da crosta oceânica. (5, 6) Metais (Cu, Zn, 
Fe) e enxofre entram no fluido e este começa a 
subir. (7) Black smoker. 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
74 
 
feição formada desde o começo da 
subducção, devido à própria esfericidade da 
Terra, ou resultar do encurvamento de um 
arco originalmente retilíneo. Situações onde 
este último caso pode ocorrer incluem a 
chegada de traços de hotspots a uma zona de 
subducção, o que reduz a velocidade de 
recuo da fossa na sua proximidade; a 
presença de heterogeneidades dentro da 
litosfera resultantes de diferenças de idade, 
novamente causando variações na velocidade 
do recuo; e deslocamentos causados porfalhas transformantes. 
 
6.5.2. Início do processo de subducção 
 Quando a litosfera oceânica 
envelhece e esfria ao afastar-se de uma 
dorsal oceânica, sua densidade também 
aumenta, eventualmente, superando a 
densidade da astenosfera. A partir daí, ela 
torna-se gravitacionalmente instável. No 
entanto, a resistência da litosfera oceânica 
também aumenta com a diminuição da 
temperatura. Assim, para que o processo de 
subducção tenha início, é necessária uma 
localização da deformação em regiões de 
baixa resistência, onde uma instabilidade 
pode se desenvolver e propagar (Fig. 4.30). 
Estes locais incluem (Fig. 6.15): a transição 
crosta oceânica/crosta continental, ao longo 
de margens passivas; dorsais oceânicas; 
falhas transformantes; e bacias retro-arco. 
A nucleação de zonas de subducção 
pode dar-se espontaneamente ou ser 
induzida por esforços compressivos (Fig. 
6.15). Estão incluídas, na primeira categoria, 
zonas de subducção iniciadas ao longo de 
margens continentais passivas e de falhas 
transformantes. Modelos numéricos sugerem 
que o início de subducção em margens 
passivas requer uma carga sedimentar da 
ordem de 10 km de espessura e hidratação 
do manto litosférico. Falhas transformantes 
podem colocar lado a lado litosferas 
oceânicas de idades bastante diferentes. 
Assim, a litosfera mais velha e espessa pode 
começar a descer para a astenosfera, ao 
longo dessa descontinuidade. 
No caso de nucleação induzida, uma 
zona de subducção preexistente é bloqueada 
 
 
 
Figura 6.14. Seção esquemática de um arco de ilha do tipo Mariana mostrando suas principais divisões 
tectônicas. 
75 
 
pela chegada na fossa de material de baixa 
densidade (continentes, microcontinentes, 
platôs oceânicos). A Figura 6.15 mostra 
duas situações possíveis. No caso de 
transferência, a continuação da convergência 
faz com que uma nova zona de subducção se 
forme no lado oceânico do bloco colidente. 
No outro caso, um arco oceânico colide com 
uma margem passiva. Como a litosfera do 
arco é quente e, portanto, menos resistente, 
uma zona de subducção com sentido de 
mergulho oposto ao da zona de subducção 
precedente pode ser nucleada. 
 
 
6.5.3. Vulcanismo 
 O vulcanismo em zonas de 
subducção começa, em geral, abruptamente 
em uma frente vulcânica situada 150 a 350 
km de distância da fossa oceânica associada 
(Fig. 6.14). Estimativas da profundidade 
onde fusão parcial ocorre para produzir estes 
magmas variam de 60 a 170 km. Estas 
variações refletem diferenças no ângulo de 
mergulho, na idade da placa subduzida, na 
velocidade de convergência e na estrutura 
térmica da placa superior, embora a 
contribuição relativa de cada um desses 
fatores ainda seja debatida. A largura do 
arco magmático apresenta uma correlação 
positiva com o ângulo de mergulho e o 
volume de magma erupcionado decresce, 
afastando-se da frente vulcânica. 
 
Modelos térmicos indicam que a 
crosta oceânica subduzida não atinge uma 
temperatura suficiente para sofrer fusão 
parcial em zonas de subducção normais 
(Fig. 6.16a). Assim, a geração de magmas 
em zonas de subducção, geralmente, é 
atribuída à fusão parcial da cunha do manto 
acima da placa subduzida (Fig. 6.14). 
Estudos experimentais mostram que 
hornblenda, a principal fase mineral presente 
em metabasaltos, é estável até cerca de 100 
km de profundidade. A partir daí, ela sofre 
desidratação e a água liberada migra em 
direção à superfície. A adição de fluidos à 
astenosfera rebaixa seu solidus, promovendo 
fusão parcial e geração de magmas 
basálticos ricos em água. 
 
 
 
Figura 6.16. Estrutura térmica de zonas de 
subducção normais (a) e quentes (b). 
 
 
 
 
 
Figura 6.15. Possíveis situações responsáveis pelo 
início do processo de subducção. 
 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
76 
 
Fusão da crosta oceânica só é 
esperada quando: (a) a litosfera é muito 
jovem (menos de 5 Ma) e, portanto, quente 
(Fig. 6.16b); (b) a subducção é suborizontal, 
permitindo que a placa subduzida seja 
aquecida pelo manto sobrejacente (Fig. 
6.17); (c) segmentos de dorsais oceânicas 
são subduzidos. Zonas de subducção rasas 
podem ser provocadas pela chegada à fossa 
de crosta oceânica espessada (platôs 
oceânicos, por exemplo), o que reduz a 
densidade média da litosfera e dificulta a 
subducção (Fig. 6.17). 
 
 
6.5.4. Petrologia e geoquímica 
 Em contraste com MORBs e basaltos 
de ilhas oceânicas, basaltos em zonas de 
subducção são, comumente, quartzo 
normativos e hidratados (contendo até 6% 
de H2O), e possuem valores elevados de 
Al2O3 (16-20%) e de K2O (Fig. 6.18). Eles 
são dominantemente da suíte cálcio-alcalina, 
mas basaltos pertencentes à suíte toleítica 
podem predominar em alguns arcos de ilhas 
intraoceânicos. Basaltos em zonas de 
subducção normais podem sofrer grandes 
variações composicionais subseqüentemente 
à sua formação, em conseqüência de 
cristalização fracionada e contaminação com 
sedimentos subduzidos. Adicionalmente, em 
margens continentais ativas, assimilação de 
rochas da crosta continental e mistura com 
magmas crustais também pode ocorrer. 
Devido a estes diferentes processos, as lavas 
extravasadas em ambientes de zonas de 
subducção são bem mais diversificadas que 
aquelas encontradas em ilhas e cadeias 
oceânicas (Fig. 6.18). 
As rochas vulcânicas dominantes em 
arcos de ilhas intraoceânicos são basaltos e 
basaltos andesíticos. Andesitos e rochas 
mais félsicas dominam em margens 
continentais ativas, refletindo o maior 
envolvimento da crosta continental e/ou a 
maior percentagem de cristalização 
fracionada. Embora andesitos sejam, via de 
regra, produtos de cristalização fracionada 
de basaltos, é possível que alguns andesitos 
ricos em magnésio tenham sido formados 
diretamente por fusão parcial do manto. 
 
 Quando fusão parcial da crosta 
oceânica é possível, são gerados magmas 
andesíticos e dacíticos. Estas rochas, 
chamadas de adakitos, apresentam 
características geoquímicas distintas de 
lavas intermediárias e félsicas, resultantes da 
cristalização fracionada de basaltos. Em 
particular, um empobrecimento acentuado 
em elementos terras raras pesados e em Y é 
observado (Fig. 6.19a). Isto resulta em 
padrões de elementos terras raras 
extremamente fracionados e altas razões 
Sr/Y (Fig. 6.19b). Estas feições são 
atribuídas à retenção dos elementos terras 
raras pesados e de Y em anfibólio e/ou 
granada na rocha fonte. 
Em bacias retro-arco, fusão por 
descompressão da astenosfera pode ocorrer, 
se a extensão for suficientemente acentuada 
(Fig. 6.14). Os basaltos gerados neste 
ambiente são menos contaminados pelos 
 
 
 
Figura 6.17. Modelo de subducção rasa para fusão 
parcial da crosta oceânica. 
 
 
 
 
Figura 6.18. Diagrama K2O x SiO2 mostrando a 
variação composicional de lavas em arcos 
oceânicos (Izu-Bonin e Mariana) e continentais 
(Andes). Lavas cálcio-alcalinas de médio a alto 
potássio são típicas. O triângulo corresponde à 
composição média de MORBs. 
 
felipe
Sublinhado
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
77 
 
fluidos liberados durante a subducção da 
placa oceânica e adquirem composições 
semelhantes à de MORBs com a progressão 
daextensão. 
 
 Basaltos de arco exibem anomalias 
de Ti, Zr, Hf, Ta e Nb em diagramas de 
elementos traço normalizados, com a 
anomalia negativa de Nb sendo, 
particularmente, bem marcada (Fig. 6.19c). 
Os processos responsáveis pelo 
desenvolvimento dessas anomalias ainda são 
debatidos. A opinião dominante é que elas 
resultam da retenção desses elementos na 
placa subduzida. Isto seria causado, no caso 
do Ti, pela presença de ilmenita e, no caso 
do Nb, pelo aumento da compatibilidade 
deste elemento quando uma fase fluida está 
presente, fazendo com que ele seja, também, 
preferencialmente retido na placa subduzida. 
 
 Em comparação com MORBs, 
rochas de arcos de ilhas são enriquecidas e 
empobrecidas, respectivamente, nos 
isótopos radiogênicos de Sr e Nd. Isto indica 
que, como regra geral, elas não são 
derivadas de fusão parcial de crosta 
oceânica. Os valores mais elevados de Sr em 
relação aos basaltos de ilhas oceânicas 
refletem interação com água do mar e 
envolvimento de um componente 
continental na gênese dessas rochas. 
 
6.5.5. Deformação e metamorfismo 
 Durante o processo de subducção, a 
superfície da placa inferior é cisalhada 
contra a borda da placa superior. Em 
conseqüência, os sedimentos adicionados ao 
prisma de acresção são deformados por 
falhas reversas, cujo mergulho aumenta em 
direção ao continente (Fig. 6.14). O material 
acrescido consiste de sedimentos pelágicos, 
de sedimentos derivados da erosão do arco 
magmático e de depósitos piroclásticos, 
podendo, também, conter fragmentos da 
litosfera oceânica. O material intensamente 
cisalhado, contendo fragmentos de rochas de 
tamanho e origens diversas, é chamado de 
 
(a) 
 
(b) 
 
(c) 
 
 
Figura 6.19. (a, b) Comparação entre lavas cálcio-
alcalinas e adakíticas em termos de elementos 
terras raras (a) e da razão Sr/Y (b). (c) 
Aranhagrama comparando composições de 
basaltos em arcos de ilhas oceânicos (OAB; 
oceanic arc basalt) e continentais (CAB; 
continental arc basalt) e em dorsais oceânicas (N-
MORB). 
 
 
 
 
Figura 6.20. Diagrama esquemático comparando a 
composição isotópica de arcos magmáticos, ilhas 
oceânicas e MORBs. 
felipe
Sublinhado
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
78 
 
mélange. Além da adição lateral de material, 
em algumas zonas de subducção ocorre, 
ainda, acresção basal, com adição de 
material para a base do arco. Em alguns 
casos, quando o prisma torna-se bastante 
espesso, a energia gravitacional pode 
superar a resistência do material, 
provocando a formação de falhas normais na 
porção mais superficial do prisma. 
Em alguns arcos, pouco ou nenhum 
crescimento ocorre. Isto pode ser causado 
seja por sedimentação insuficiente na fossa 
seja porque houve erosão causada por 
subducção. Este último caso, normalmente, 
ocorre quando anomalias batimétricas (ilhas 
e platôs oceânicos, dorsais oceânicas, etc.) 
provocam abrasão mecânica da porção basal 
da placa superior. O material erodido pode 
ser transportado, juntamente com 
sedimentos pelágicos, para o manto mais 
profundo em grábens presentes na placa 
subduzida. 
O aumento de temperatura e pressão, 
à medida que uma placa mergulha para o 
interior da Terra, provoca metamorfismo da 
própria placa e do manto sobrejacente. O 
manto litosférico da placa superior pode ser 
extensivamente serpentinizado em 
profundidades rasas pela liberação da água 
contida em poros ou em minerais hidratadas 
de baixa estabilidade, como zeólitas, 
presentes em sedimentos e na porção 
superior da placa oceânica subduzida (Fig. 
6.14). Na placa inferior, basaltos hidratados 
formados em conseqüência de circulação 
hidrotermal nas dorsais oceânicas (seção 
6.4.4) são convertidos para xistos azuis em 
profundidades relativamente baixas (<30 
km) e, em seguida, para eclogitos. Os 
minerais hidratados presentes em 
metapelitos (principalmente biotita, fengita, 
talco, cloritóide e clorita) podem persistir até 
pressões iguais ou superiores a 2,5-3,0 GPa. 
No entanto, devido à sua baixa densidade, 
apenas uma pequena fração de sedimentos 
pode ser subduzida a grandes profundidades. 
Anfibolitos resultantes da alteração de 
gabros na porção plutônica da crosta 
oceânica podem persistir até profundidades 
de cerca de 100 km. A partir daí, anfibólio 
começa a sofrer desidratação e eclogitos são 
formados. Como a temperatura da placa 
permanece relativamente fria até 
profundidades significativas (Fig. 6.16), o 
metamorfismo é do tipo alta P/baixa T. 
A adição contínua de magmas ao 
arco vulcânico resulta em seu crescimento 
vertical, fazendo com que as rochas 
vulcânicas e plutônicas alojadas inicialmente 
sejam progressivamente soterradas. Com o 
aumento da pressão, associações minerais 
típicas das fácies xisto-verde, anfibolito e, 
dependendo do caso, granulito ou eclogito 
são formadas. Devido ao elevado gradiente 
geotérmico, o metamorfismo é do tipo baixa 
P/alta T. O termo metamorfismo 
emparelhado é empregado para as 
associações minerais contrastantes 
encontradas na fossa e no arco magmático. 
 
6.5.6. Associações petrotectônicas em 
arcos: síntese 
 Várias associações litológicas são 
características de arcos de ilhas e margens 
ativas, embora não exclusivamente limitadas 
a estes ambientes. As rochas vulcânicas 
típicas pertencem à associação cálcio-
alcalina, com andesitos dominantes em 
margens continentais ativas. Boninitos 
[andesitos ricos em magnésio e pobre em 
titânio (<0,5% TiO2)], shoshonitos (basaltos 
e andesitos ricos em potássio) e adakitos são 
também distintivos. Dentre as rochas 
sedimentares, um componente significativo 
consiste de grauvacas e sedimentos 
vulcanoclásticos de composição andesítica a 
dacítica. Em mélanges, estas rochas ocorrem 
imbricadas com sedimentos pelágicos e 
abissais e fragmentos de litosfera oceânica 
(basaltos, gabros e peridotitos variavelmente 
serpentinizados). Finalmente, rochas 
supracrustais máficas metamorfizadas nas 
fácies xisto azul e eclogito são diagnósticas 
de ambientes de zonas de subducção. 
 
Referências selecionadas 
Asimow, P.D., Langmuir, C.H., 2003. The 
importance of water to oceanic mantle melting 
regimes. Nature 421, 815-820. 
felipe
Sublinhado
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
79 
 
Chorowicks, J., 2005. The East African rift system. 
Journal of African Earth Sciences 43, 379-410. 
Cogné, J.P., Humler, E., 2004. Temporal variation of 
oceanic spreading and crustal production rates 
during the last 180 My. Earth and Planetary 
Science Letters 227, 427-439. 
Conrad, C.P., Lithgow-Bertelloni, C., 2007. Faster 
seafloor spreading and lithospheric production 
during the mid-Cenozoic. Geology 35, 29-32. 
Dick, H.J.B., Lin, J., Schouten, H., 2003. An 
ultraslow-spreading class of ocean ridge. Nature 
426, 405-412. 
Eichelberger, J.C., Izbekov, P.E., Bowne, B.I., 2006. 
Bulk chemical trends in arc volcanoes are not 
liquid lines of descent. Lithos 87, 135-154. 
Ernst, W.G., 1999. Hornblend, the continent maker – 
evolution of H2O during circumpacific 
subduction versus continental collision. 
Geology 27, 675-678. 
Faul, U.H., 2001. Melt retention and segregation 
beneath mid-ocean ridges. Nature 410, 920-923. 
Gurnis, M., Hall, C., Lavier, L., 2004. Evolving force 
balance during incipient subduction. 
Geochemistry, Geophysics,Geosystems 5, doi: 
10.1029/2003GC000681. 
Hellebrand, E., J.E., Dick, H.J.B., Hofmann, A.W., 
2001. Coupled major and trace elements as 
indicators of the extent of melting in mid-ocean-
ridge peridotites. Nature 410, 677-681. 
Hudec, M.R., Jackson, M.P.A., 2007. Terra infirma: 
understanding salt tectonics. Earth-Science 
Reviews 82, 1-28. 
Ito, G., 2001. Reykjanes 'V'-shaped ridges originating 
from a pulsing and dehydrating mantle plume. 
Nature 411, 681-684. 
Kelemen, M.W., Hanghoj, K., Greene, A.R., 2005. 
One view of the geochemistry of subduction-
related magmatic arcs, with an emphasis on 
primitive andesite and lower crust. In: Rudnick, 
R.L. (ed.) The Crust. Treatise on Geochemistry 
3, 593-659, Elsevier. 
Klein, E.M., 2005. Geochemistry of the igneous 
oceanics crust. In: Rudnick, R.L. (ed.) The 
Crust. Treatise on Geochemistry 3, 433-463, 
Elsevier. 
Morra, G., Regenauer-Lieb, K., Giardini, D., 2006. 
Curvature of oceanic arcs. Geology 34, 877-
880. 
Muller, R.D., Sdrolias, M., 2008. Age, spreading 
rates, and spreading asymmetry of the world’s 
ocean crust. Geochemistry, Geophysics, 
Geosystems 9, doi: 10.1029/2007GC001743. 
Peacock, S.M., 1993. Large-scale hydration of the 
lithosphere above subducted slabs. Chemical 
Geology 108, 49-59. 
Prouteau, G., Scaillet, B., Pichavant, M., Maury., R., 
2001. Evidence for mantle metasomatism by 
hydrous silicic melts derived from subducted 
oceanic crust. Nature 410, 197-200. 
Regenauer-Lieb, K., Yuen, D.A., Branlund, J., 2001. 
The initiation of subduction: criticality by 
addition of water? Science 294, 578-580. 
Schmidt, M.W., Poli, S., 2005. Generation of mobile 
components during subduction of oceanic crust. 
In: Rudnick, R.L. (ed.) The Crust. Treatise on 
Geochemistry 3, 567-591, Elsevier. 
Singh, S.C. et al., 2006. Discovery of a magma 
chamber and faults beneath a Mid-Atlantic 
Ridge hydrothermal field. Nature 442, 1029-
1032. 
Spiegelman, M., Reynolds, J.R., 1999. Combined 
dynamic and geochemical evidence for 
convergent melt beneath the East Pacific Rise. 
Nature 402, 282-285. 
Stern, R.J., 2002. Subduction zones. Reviews of 
Geophysics 40, doi: 10.1029/2001RG000108. 
Stern, R.J., 2004. Subduction initiation: spontaneous 
and induced. Earth and Planetary Science 
Letters 226, 275-292. 
Syracuse, E.M., Abers, G.A., 2006. Global 
compilations of variations in slab depth beneath 
arc volcanoes and implications. Geochemistry, 
Geophysics, Geosystems 7. doi: 
10.1029/2005GC001045. 
Thybo, H., Sandrin, A., Nielsen, L., Lykee-Andersen, 
H., Keller, G.R., 2006. Seismic velocity 
structure of a large mafic intrusion in the crust 
of central Denmark from project ESTRID. 
Tectonophysics 420, 105-122. 
van Wijk, J.W., 2005. Role of weak zone orientation 
in continental lithosphere extension. 
Geophysical Research Letters 32, doi: 
10.1029/2004GL022192. 
Workman, R.K.; Hart, S.R., 2005. Major and trace 
element composition of the depleted MORB 
mantle (DMM). Earth and Planetary Science 
Letters 231, 53-72. 
80 
 
81 
 
7. Orogênese 
 
 
 
7.1. Introdução 
 Orogênese (ou orogenia) significa, 
literalmente, criação de cadeias de 
montanhas. Este termo é, freqüentemente, 
empregado nesse sentido porque os processos 
tectônicos que ocorrem em regiões 
orogênicas geralmente também produzem 
elevações topográficas. Isto é uma resposta 
ao espessamento crustal causado pela atuação 
de esforços compressivos e pela adição de 
magmas à crosta continental. Como rochas 
crustais são menos densas que rochas do 
manto, o espessamento causa um 
soerguimento da superfície (este processo é 
chamado de isostasia). No entanto: 
(1) cadeias de montanhas podem se formar 
na ausência de esforços compressivos, como 
no caso de domeamento crustal associado 
com plumas do manto (Capítulo 5). A 
topografia, neste caso, não é resultante de 
anomalias de massa na litosfera, sendo 
chamada de topografia dinâmica. 
(2) os esforços podem não ser suficientes 
para produzir relevo significativo, como no 
caso do prisma de acresção em alguns arcos 
de ilhas (Capítulo 6). 
(3) regiões orogênicas antigas podem não 
apresentar mais qualquer expressão 
topográfica, devido à atuação de processos 
erosivos. 
Devido aos fatores acima, o termo 
orogênese é, normalmente, restringido para 
regiões afetadas, no presente ou no passado, 
por deformação contracional intensa 
(indicando que elas são ou foram sujeitas a 
esforços compressivos), independentemente 
de apresentarem expressão geomorfológica. 
Deformação orogênica é caracterizada por 
dobramentos e falhamentos de amplas 
regiões, sendo, em geral, acompanhada de 
vulcanismo, plutonismo e metamorfismo 
regional. As regiões sujeitas a estes processos 
são chamadas de faixas ou cinturões 
orogênicos, faixas ou cinturões orogenéticos, 
orógenos ou faixas móveis. 
Dois mecanismos principais são 
responsáveis pelo suporte isostático de 
cinturões orogênicos (Fig. 7.1). No primeiro, 
o excesso na topografia é compensado pela 
presença de raízes crustais no manto (modelo 
de Airy). No segundo, o peso da cadeia de 
montanhas é compensado pela flexão da 
litosfera, repartindo a carga sobre uma região 
bem mais ampla (modelo de Vening-
Meinesz). Neste último caso, isto resulta na 
formação de depressões laterais ao orógeno. 
 
O predomínio de um mecanismo 
sobre o outro depende dominantemente da 
rigidez da litosfera, a qual por sua vez, é 
função de sua idade média (Capítulo 3). 
Assim, quando a litosfera é muito rígida, 
cadeias de montanhas elevadas podem se 
formar sem o desenvolvimento de raízes 
profundas. Este é o caso do Himalaia, onde a 
crosta tem uma espessura de 
aproximadamente 55 km, isto é, apenas 15 
km a mais que a crosta continental em 
regiões estáveis. Os Andes, por outro lado, 
apresentam uma espessura crustal de até 80 
km, indicando que sua elevação é controlada 
dominantemente pela baixa resistência da 
litosfera. 
 Uma orogênese pode compreender 
vários episódios deformacionais discretos ou 
 
 
 
 
 
Figura 7.1. Mecanismos de compensação isostática 
segundo Airy (a) e Vening-Meinesz (b). 
82 
 
ser produto de um evento único, produzido 
durante deformação progressiva. No primeiro 
caso, fala-se de deformação polifásica. Uma 
mesma região pode ser afetada por mais de 
uma orogênese e, neste caso, diz-se que ela 
apresenta uma evolução policíclica. 
Orogêneses têm, tipicamente, duração de 
algumas dezenas de milhões até uma centena 
de milhão de anos. Regiões policíclicas 
afetadas por uma orogênese, em certa época, 
podem permanecer centenas de milhões de 
anos a alguns bilhões de anos sem sofrer 
deformação até serem novamente envolvidas 
em uma nova orogênese. 
 
7.2. Tipos de orógenos 
 Cinturões orogênicos são formados 
em resposta à convergência entre blocos 
litosféricos maiores. Eles podem ser 
classificados em três grandes grupos: 
orógenos relacionados com subducção; 
orógenos produzidos por colisão continental; 
e orógenos resultantes de deformação 
intracontinental (Fig. 7.2). 
 Para que ocorra orogênese em 
associação com zonas de subducção, é 
necessário que esforços compressivos 
significativos sejam transmitidos para a placa 
superior. Assim, nem todo arco de ilha ou 
margem continental ativa é um cinturão 
orogênico. Eventos deformacionais, nestes 
ambientes, ocorrem durante mudanças 
bruscas na velocidade ou no mergulho das 
placas ou quando terrenos oceânicos 
relativamente grandes ou microcontinentes 
chegam à fossa oceânica. 
 
 
 
 
Figura 7.2. Mapas mostrando o relevo de exemplos atuais de cinturões orogênicos. (a) Orógeno relacionado 
com subducção de placa oceânica (Andes). (b) Orógeno colisional (Himalaia) e orógenos intracontinentais (Tien 
Shan, Altai, Gobi-Altai). 
83 
 
Orógenos colisionaissão aqueles 
formados pelo choque entre dois continentes 
anteriormente separados por um oceano (Fig. 
6.1) ou, em menor escala, pela colisão entre 
um arco de ilha e um continente. Estes 
orógenos, portanto, são subseqüentes ao 
consumo de litosfera oceânica em uma zona 
de subducção. 
Em contraste com orógenos 
colisionais, orógenos intracontinentais são 
formados na ausência de consumo 
significativo de litosfera oceânica. Eles 
podem se desenvolver quando a 
convergência entre dois blocos continentais 
começa antes da formação expressiva de 
crosta oceânica, ou seja, sem que haja uma 
separação completa entre as placas antes da 
orogênese. Deformação intracontinental 
pode, ainda, resultar da transmissão de 
esforços para o interior de um continente, 
causada por um contato convergente de 
placas situado a centenas ou mesmo milhares 
de quilômetros de distância. Este é o caso dos 
orógenos Tien Shan e Altai (Fig. 7.2b). 
Cinturões orogênicos raramente são 
retilíneos. Os termos encurvamento oroclinal 
(oroclinal bending) ou oroclíneo (orocline) 
são empregados para se referir a uma 
mudança na direção do orógeno ao longo de 
seu comprimento. Se o encurvamento é 
superior a 90º, o termo sintaxe (syntaxis) é 
empregado. Por exemplo, o encurvamento do 
Andes em torno da latitude 20ºS (Fig. 7.2a) e 
do noroeste do Himalaia (Fig. 7.2b) são 
conhecidos, respectivamente, como oroclíneo 
boliviano e sintaxe de Nanga-Parbat. 
 
7.3. Ofiolitos 
 Uma característica distintiva de 
orógenos relacionados tanto com subducção 
como com colisão é a ocorrência de ofiolitos, 
fragmentos de litosfera oceânica colocados 
sobre rochas continentais. Uma seqüência 
ofiolítica completa consiste de (da base para 
o topo): rochas ultramáficas (lherzolitos, 
harzburgitos, dunitos, comumente 
serpentinizados), gabros, enxames de diques 
básicos, rochas basálticas extrusivas 
(comumente derrames em almofada), e uma 
cobertura de sedimentos oceânicos pelágicos 
(Fig. 3.5). O processo de alojamento de 
ofiolitos é chamado de obducção, em 
oposição à situação mais comum 
representada por zonas de subducção, onde a 
litosfera oceânica mergulha sob a litosfera 
continental. 
 
 Ofiolitos são colocados, mais 
freqüentemente, sobre margens continentais 
passivas (Fig. 7.3a, b) que sobre margens 
ativas (Fig. 7.3c). No primeiro caso, uma 
zona de cisalhamento basal, apresentando 
metamorfismo inverso (ver seção 7.9), separa 
a base do ofiolito dos sedimentos 
plataformais subjacentes. Rochas de origem 
 
 
 
Figura 7.3. Mecanismos de alojamento de 
ofiolitos. (a) Ofiolito do tipo MOR transportado a 
uma margem continental passiva por um empurrão 
originalmente intraoceânico. (b) Ofiolito de 
suprasubducção formado pelo transporte de 
litosfera de arco sobre uma margem passiva. (c) 
Ofiolito do tipo MOR alojado sobre uma margem 
ativa. 
felipe
Marcador de texto
felipe
Marcador de texto
84 
 
oceânica metamorfizadas na fácies anfibolito 
ou mesmo granulito passam, estruturalmente, 
para baixo, para rochas sedimentares 
metamorizadas na facies xisto-verde. Alguns 
ofiolitos são alojados em margens ativas, 
particularmente, durante o início de colisão 
continental (Fig. 7.3c). Neste caso, uma falha 
de empurrão antitética desenvolve-se na 
placa oceânica e transporta uma lasca da 
litosfera oceânica sobre a margem 
continental. 
Ofiolitos são classificados, quanto ao 
local de geração, em dois tipos. Ofiolitos do 
tipo MOR (de mid-ocean ridge) são gerados 
em dorsais oceânicas. Durante uma fase de 
convergência, empurrões intraoceânicos se 
desenvolvem e a placa superior é 
transportada até uma margem passiva (Fig. 
7.3a). Obducção pode estar relacionada a um 
aumento na velocidade de convergência das 
placas durante períodos de atividade de 
plumas. Isto colocaria as margens em 
compressão e induziria a flambagem e 
ruptura da placa oceânica, produzindo um 
empurrão intraoceânico. 
Ofiolitos gerados acima de zonas de 
subducção intraoceãnicas são referidos como 
do tipo SSZ (de supra-subduction zone; Fig. 
7.3b). Estes ofiolitos são bem mais comuns e 
melhor preservados que aqueles do tipo 
MOR. Eles apresentam características 
geoquímicas de arcos de ilhas juntamente 
com uma estrutura típica de crosta oceânica. 
Isto é interpretado como resultado de 
expansão oceânica na região ante-arco no 
início de formação de uma zona de 
subducção. Em alguns casos, obducção pode 
ocorrer antes que a placa subduzida atinja 
uma profundidade suficiente para formar um 
arco magmático maduro e um ofiolito do tipo 
SSZ pode passar gradualmente a um ofiolito 
do tipo MOR (Fig. 7.3b3). 
 
7.4. Orógenos relacionados a zonas de 
subducção 
Orógenos relacionados com 
subducção podem ser subdivididos nos tipos 
acrescionário (ou Cordilheirano), Andino, 
Laramide e extensional-contracional. 
 
7.4.1. Orógenos acrescionários 
Orógenos acrescionários são 
formados pela adição (colagem) de 
fragmentos oceânicos (platôs oceânicos, 
segmentos de dorsais oceânicas, arcos de 
ilhas) ou continentais (microcontinentes) 
para uma margem continental ativa. Estes 
segmentos litosféricos, de origem diversa, 
são chamados de terrenos 
tectonoestratigráficos, exóticos ou alóctones. 
O termo terreno suspeito é empregado 
quando sua origem não pode ou ainda não foi 
estabelecida com segurança. 
 
A acresção de platôs oceânicos, de 
arcos de ilhas e de ofiolitos é resultado seja 
da maior espessura da crosta oceânica nestes 
locais (platôs e arcos), seja porque a litosfera 
oceânica é jovem e, portanto, quente 
(ofiolitos do tipo MOR), o que dificulta a 
subducção. Se a acresção é frontal, os 
diferentes terrenos são separados por falhas 
inversas (Fig. 7.4), mas quando a 
convergência é oblíqua eles são separados 
por falhas transcorrentes, cujo rejeito pode 
superar várias centenas de quilômetros ou 
mesmo atingir alguns milhares de 
quilômetros. As feições fundamentais de 
terrenos são, portanto, que seus limites são 
definidos por falhas maiores e que eles 
possuem histórias geológicas distintas 
daquelas de terrenos adjacentes. Terrenos 
são, comumente, também separados por 
 
 
 
Figura 7.4. Bloco diagrama esquemático 
mostrando a estrutura de um orógeno 
acrescionário hipotético formado pela colagem de 
um ofiolito, um arco de ilhas e um platô oceânico 
a uma margem continental ativa. 
85 
 
faixas estreitas de rochas ofiolíticas ou de 
alta pressão, chamadas de suturas. 
Orógenos acrescionários podem 
terminar sua história pelo fechamento de um 
oceano entre dois continentes. Neste caso, o 
termo orógeno do tipo túrquico é, às vezes, 
empregado. No entanto, outros orógenos 
acrescionários não apresentam evidências 
para uma colisão continente-continente 
terminal. 
 
7.4.2. Orógenos do tipo Andino 
Em contraste com orógenos do tipo 
Cordilheirano, pouca ou nenhuma adição 
lateral de material ocorre durante a formação 
de orógenos do tipo Andino. Inclusive, um 
prisma de acresção pode ser inexistente. A 
carência de sedimentos na fossa pode ser 
causada por falta de sedimentação, devido a 
fatores climáticos, ou pela subducção do 
prisma de acresção. Espessamento crustal 
não é restrito ao arco magmático (Fig. 7.5), 
indicando que o encurtamento horizontal 
responsável pela formação de platôs elevados 
é de origem tectônica e não magmática. No 
entanto, em alguns casos, adição de magmas 
pode contribuir significativamente para o 
espessamento. 
Em contraste com orógenos 
colisionais (seção 7.5), grandes 
deslocamentos horizontais ao longo de 
cavalgamentos não estão presentes na região 
interna da montanha (chamada de 
hinterlândia ou além-país). No entanto, 
cinturões de empurrões e dobramentos 
ocorrem entre a hinterlândia e a região 
continental estável (chamada de antepaís). Os 
empurrõesafetam essencialmente a porção 
sedimentar, com pouco ou nenhum 
envolvimento do embasamento. Este tipo de 
deformação é denominado de tectônica 
pelicular delgada (thin-skinned tectonics). 
Grandes volumes de ignimbritos 
podem estar presentes na hinterlândia. Este 
magmatismo félsico pode estar relacionado 
com processos de fusão parcial em 
profundidade. De fato, regiões de baixas 
velocidades sísmicas abaixo dos Andes são 
observadas a profundidades entre 15 e 25 km 
e interpretadas como resultado de fusão 
parcial, indicando metamorfismo de alta 
temperatura e baixa pressão na crosta média. 
A origem do elevado gradiente geotérmico 
na hinterlândia pode ser devido a processos 
de delaminação litosférica (ver seção 7.7). 
 
 
 
 
7.4.3. Orógenos do tipo Laramide 
 Cadeias de montanhas, às vezes, são 
encontradas a uma distância da fossa bem 
superior que as esperadas durante períodos 
de subducção normal. Isto é o caso das 
Montanhas Rochosas no oeste dos Estados 
Unidos (Fig. 11.12), formadas durante a 
orogênese Laramide (80-50 Ma atrás), e das 
Serras Pampeanas no oeste da Argentina. 
Orógenos do tipo Laramide são, 
usualmente, atribuídos à subducção rasa. 
Quando o mergulho de uma placa muda de 
um ângulo normal para um ângulo pequeno 
(5-10º), a astenosfera é deslocada e 
comprimida na direção da subducção. Em 
 
 
 
Figura 7.5. Bloco diagrama esquemático mostrando a estrutura de um orógeno do tipo Andino. 
86 
 
conseqüência, a litosfera na região do antigo 
arco aumenta de resistência devido ao 
resfriamento resultante de sua justaposição 
com a litosfera oceânica mais fria. Ao 
mesmo tempo, o magmatismo se propaga na 
mesma direção da cunha da astenosfera (Fig. 
6.17), aumentando a temperatura e 
diminuindo a resistência do antepaís. Os 
esforços cisalhantes na base da placa 
superior, juntamente com a transmissão de 
esforços para o interior do continente, 
induzem compressão e espessamento crustal 
na região atrás do arco. A deformação, nesse 
caso, envolve tanto o embasamento quanto a 
cobertura e é referida como tectônica 
pelicular espessa (thick-skinned tectonics). 
Falhas reversas têm mergulhos variáveis (5º-
80º) e podem cruzar toda a crosta. 
 
 
7.4.4. Orógenos extensionais-contracionais 
 Este tipo de orógeno, reconhecido 
mais recentemente, resulta de períodos 
alternados de extensão e contração na região 
retro-arco. Durante a fase distensiva, nova 
crosta oceânica é criada na bacia retro-arco. 
Durante a fase compressiva, a bacia é 
fechada e o material, dominantemente de 
origem mantélica, é deformado e incorporado 
à crosta continental, podendo sofrer fusão 
parcial e gerar magmas graníticos. Eventos 
sucessivos de extensão e contração podem, 
assim, resultar em crescimento continental 
significativo, analogamente ao caso de 
orógenos acrescionários. No entanto, neste 
caso, rochas de alta pressão, típicas de zonas 
de sutura, não são encontradas. Ao contrário, 
o metamorfismo deve ser dominantemente de 
alta temperatura e baixa pressão. 
 
7.4.5. Convergência oblíqua e transpressão
 Uma observação comum em orógenos 
relacionados com subducção é a ocorrência 
de falhas de rejeito direcional na região do 
arco magmático ou nas suas proximidades, 
enquanto contração ocorre no prisma de 
acresção e na região retro-arco. (Fig. 7.7). 
Isto é atribuído à convergência oblíqua entre 
a placa oceânica e a placa continental. A 
partição da deformação em componentes 
paralelos e perpendiculares à margem 
continental tipifica um regime transpressivo. 
A localização da deformação em falhas de 
rejeito direcional é facilitada pelo trend 
linear e paralelo à margem do arco 
 
 
 
Figura 7.6. Perfis esquemáticos mostrando o início do desenvolvimento de um orógeno do tipo Laramide. (a) 
Subducção rasa causa a extinção do magmatismo de arco e compressão na região do antepaís. (b) Detalhe 
mostrando o término da deformação na região do arco e retro-arco e o desenvolvimento de falhas reversas 
afetando o embasamento no antepaís. 
 
87 
 
magmático e pelo aquecimento causado pelo 
suprimento contínuo de magmas. 
Quando a formação de falhas 
transcorrentes resulta de uma mudança na 
geometria das placas (ver Fig. 4.26), elas são 
posteriores ao desenvolvimento do arco e, 
portanto, podem truncar estruturas 
desenvolvidas previamente. 
 
 
7.5. Orógenos colisionais 
7.5.1. Fatores que tornam complexo o 
fenômeno da colisão continental 
Orógenos colisionais resultam do 
comportamento reológico contrastante entre 
as litosferas oceânica e continental. A 
litosfera oceânica normal consiste de uma 
crosta com apenas alguns quilômetros de 
espessura e, assim, sua reologia é controlada 
pela porção mantélica. À medida que a 
litosfera oceânica resfria ao afastar-se de uma 
dorsal, sua densidade aumenta, 
eventualmente ultrapassando a densidade da 
astenosfera. A partir desse ponto, ela torna-se 
passível de subducção. No caso da litosfera 
continental, a presença de uma crosta espessa 
(~40 km) faz com que sua densidade média 
seja sempre inferior à da astenosfera. Dessa 
forma, a litosfera continental é 
intrinsecamente não submergível. Quando 
duas placas continentais colidem em resposta 
ao fechamento de uma bacia oceânica, elas 
resistem à subducção e os esforços 
compressivos desenvolvidos provocam 
deformação contracional e espessamento 
crustal (Fig. 6.1). 
A dimensão, a forma e as estruturas 
internas de um orógeno formado por colisão 
continental dependem de vários fatores, 
sendo os mais importantes o tamanho das 
massas continentais colidentes, a velocidade 
de convergência entre as placas, o ângulo de 
convergência, a geometria das margens 
continentais e as propriedades mecânicas das 
duas placas. 
 
Os dois primeiros fatores 
condicionam a dimensão da área afetada pela 
deformação. Esta será tanto maior quanto 
maiores forem o tamanho dos blocos e suas 
velocidades relativas (Fig. 7.8). O ângulo de 
convergência determina se a colisão será 
frontal ou oblíqua. No segundo caso, 
normalmente se observa uma partição da 
deformação entre falhas transcorrentes e 
empurrões que acomodam, respectivamente, 
o deslocamento paralelo ao orógeno e o 
encurtamento normal a ele (Fig. 7.9). 
 
 
 
 
 
Figura 7.8. Comparação entre a posição dos limites 
de placas e a elevação da topografia (em cinza) 
resultante da colisão Índia-Ásia (a) e da colisão da 
placa adriática com a placa européia (b). 
 
 
 
Figura 7.7. Transpressão resultante da 
convergência oblíqua (indicada pela seta) entre 
uma placa oceânica e uma placa continental. 
88 
 
Se as margens continentais dos 
continentes colidentes não forem retilíneas, 
como normalmente é o caso, as 
irregularidades presentes (reentrâncias e 
saliências) podem ocasionar variações 
laterais no estilo estrutural e/ou na 
intensidade de deformação. Sintaxes, como 
aquele observado no caso do Himalaia (Fig. 
7.2b), ocorrem quando as dimensões laterais 
das placas são diferentes. 
 
 
O contraste reológico entre a placa 
superior e a placa inferior irá determinar se 
apenas a primeira sofrerá deformação 
significativa ou se ambas serão afetadas. 
Como regra geral, a placa superior é sempre 
menos resistente que a placa inferior, devido 
ao aquecimento provocado pelo magmatismo 
de arco durante seu estágio prévio como uma 
margem ativa. No caso da colisão Índia-Ásia, 
a maior parte do encurtamento horizontal (e 
conseqüente soerguimento) é compensada 
pela deformação da placa asiática (Fig. 7.8a). 
Nos Alpes, em contraste, tanto a placa 
européia superior quanto a placa adriática 
inferior exibem deformação significativa e 
topografia elevada (Fig. 7.9b). 
 
7.5.2. Subducção continental, metamorfismo 
de pressão alta e ultra-alta e slab break-off 
 Durante uma colisãodominantemente 
frontal, a placa contendo a antiga margem 
continental passiva pode ser parcialmente 
empurrada abaixo da zona de sutura entre as 
duas placas (Fig. 7.10a). Este processo de 
subducção continental é possível porque, no 
início da colisão, a litosfera continental da 
placa inferior ainda está acoplada com a 
litosfera oceânica. 
A ocorrência, em zonas de sutura, de 
coesita e diamante em gnaisses demonstram 
que materiais continentais podem ser 
subduzidos até profundidades superiores a 
120 km, atingindo, talvez, até 200-300 km. 
Com o aumento da profundidade, no entanto, 
o esforço requerido para continuar a afundar 
o material crustal pouco denso é maior que 
sua resistência. Assim, ele se destaca do 
manto litosférico e começa a retornar 
rapidamente em direção à superfície, 
incorporando fragmentos da crosta oceânica 
e da cunha do manto sobrejacente (Fig. 
7.10b). 
 
Quando a litosfera oceânica se separa 
da litosfera continental, a ascensão da crosta 
continental prossegue, mas, agora, o manto 
litosférico continental também tende a subir 
 
 
 
Figura 7.10. Esquema ilustrando subducção da 
crosta continental (a) e seu retorno em direção à 
superfície devido à baixa densidade (b). (c) 
Ruptura litosférica: com a separação da porção 
oceânica, a placa inferior também tende a subir. 
 
 
 
Figura 7.9. Transpressão resultante da colisão 
oblíqua entre duas placas continentais. 
89 
 
(Fig. 7.10c). Subducção continental pode 
continuar, mas ao longo de uma superfície de 
mergulho baixo separando a placa superior 
da placa inferior. O processo de separação 
das litosferas continental e oceânica é 
chamado de slab break-off (ruptura da placa 
ou ruptura litosférica). A ascensão da 
astenosfera para preencher o vazio decorrente 
da separação pode resultar em fusão parcial. 
 
7.5.3. Domínios em um orógeno colisional 
maduro 
Nos estágios avançados de uma 
colisão frontal, os seguintes componentes 
tectônicos podem ser reconhecidos (da placa 
inferior para a placa superior; Fig. 7.11): uma 
bacia de antepaís (foredeep ou foreland 
basin); um cinturão de cavalgamentos e 
dobras de antepaís (foreland fold-and-thrust 
belt); nappes e empurrões, imbricando 
sedimentos plataformais metamorfizados; 
uma zona de sutura; e nappes e empurrões, 
envolvendo sedimentos pelágicos e 
seqüências de arco metamorfizadas. O termo 
nappe é empregado para se referir a corpos 
rochosos tabulares transportados de seu local 
de origem. Eles podem ser originados como 
dobras isoclinais recumbentes, ou como uma 
falha de empurrão. Um caso particular é o 
das nappes ofiolíticas (Fig. 7.3). 
A bacia de antepaís contém 
sedimentos clásticos derivados da erosão da 
cadeia de montanhas em soerguimento. Estes 
sedimentos sinorogênicos, às vezes 
denominados de molassa, podem ser 
subseqüentemente deformados pela 
progressão da deformação no cinturão de 
dobras e empurrões adjacente. Este consiste, 
predominantemente, de sedimentos da 
margem continental passiva, podendo conter, 
ainda, sedimentos continentais mais antigos. 
Estas rochas preorogênicas apresentam um 
aumento no grau metamórfico em direção ao 
núcleo da cadeia de montanhas 
(hinterlândia), onde a temperatura pode ser 
suficiente para provocar fusão parcial. A 
sutura é uma zona de cisalhamento dúctil 
separando rochas da margem continental 
passiva daquelas derivadas do arco 
magmático. Ela contém fragmentos de rochas 
das duas placas continentais, restos da bacia 
oceânica (ofiolitos) e rochas continentais de 
pressão alta e ultra-alta. 
Cinturões orogênicos podem ter uma 
vergência única, como no caso ilustrado na 
Figura 7.11, ou apresentar uma simetria 
bilateral, com empurrões dirigidos para lados 
opostos da sutura (Fig. 7.12a). Mesmo 
orógenos originalmente monovergentes 
 
 
 
Figura 7.11. Perfil esquemático de um cinturão orogênico colisional. 
90 
 
podem ter sua geometria modificada pelo 
desenvolvimento de retro-empurrões (back-
thrusts) e retrodobras (back-folds) nos 
estágios mais avançados da colisão. Em 
alguns casos, fatias podem ser cisalhadas do 
topo da placa inferior e empurradas sobre a 
placa superior (Fig. 7.12b). Essas fatias são 
chamadas flacas (flakes) ou alóctones e 
podem se deslocar por centenas de 
quilômetros. Perfis sísmicos mostram que 
estruturas semelhantes podem estar presentes 
em níveis profundos, indicando o 
imbricamento da litosfera continental por 
empurrões com vergências opostas (Fig. 
7.12c). 
 
 
7.5.4. Platôs orogênicos, fluxo canalizado e 
extrusão 
Em cinturões orogênicos maiores, um 
platô orogênico pode se desenvolver na placa 
superior. Platôs orogênicos são 
caracterizados por uma topografia elevada 
(até 5 km de altitude), mas relativamente 
plana, como no caso do Platô Tibetano (Fig. 
7.2b). Sua formação é atribuída a um dos 
seguintes fatores ou a uma combinação deles 
(Fig. 7.13): (a) mergulho subhorizontal 
(underthrusting) da placa inferior sob a placa 
superior, em seguida ao processo de ruptura 
litosférica (Fig. 7.10c); (b) espessamento 
crustal homogêneo, resultante da baixa 
resistência da placa superior; (c) subducção 
intracontinental de porções mais resistentes 
da placa superior. Em qualquer caso, uma 
crosta com cerca do dobro da espessura 
normal (60-80 km) é produzida, com o 
equilíbrio isostático subseqüente causando o 
soerguimento da superfície. Também tem 
sido sugerido que o soerguimento pode ser 
resultante, em parte, da conversão de eclogito 
para granulito na raiz da crosta espessada, 
uma vez que granulitos têm densidade menor 
que eclogitos. 
 
Uma vez desenvolvidos, platôs têm 
uma grande influência sobre a evolução 
posterior do sistema orogênico. Devido à 
elevação de temperatura com a profundidade, 
a resistência da crosta atinge um mínimo na 
sua base. Assim, a crosta inferior pode 
formar uma camada de baixa viscosidade 
entre o manto mais rígido e a crosta média 
mais fria. Se a viscosidade é suficientemente 
baixa, a crosta inferior pode fluir em resposta 
a variações laterais na carga litostática. Este 
processo é chamado fluxo canalizado ou 
fluxo em condutos (channel flow). O termo 
tunelamento (tunneling) é usado quando o 
fluxo de material é dominantemente 
horizontal. Uma camada de baixa 
viscosidade pode, também, ocorrer na crosta 
média, se a temperatura for suficiente para 
 
 
 
Figura 7.13. Modelos esquemáticos propostos para 
explicar a formação de platôs orogênicos. (a) 
Underthrusting. (b) Encurtamento homogêneo. (c) 
Subducção intracontinental. 
 
 
 
Figura 7.12. Perfis esquemáticos mostrando outras 
estruturações possíveis em cinturões orogênicos 
colisionais (a) Orógeno bivergente. (b) Tectônica 
de flacas. (c) Imbricamento subcrustal. 
91 
 
causar fusão parcial de litologias férteis, 
como metapelitos. 
 
Quando o tunelamento ocorre 
afastando-se da hinterlândia, isto resulta no 
crescimento periférico do platô pela injeção 
de material na zona de transição entre ele e a 
crosta com espessura normal (Fig. 7.14a). 
Este crescimento será condicionado pela 
reologia da crosta circundante, podendo dar-
se dominantemente em uma direção ou de 
forma mais difusa. Quando o deslocamento é 
na direção da hinterlândia, o canal pode ser 
exumado em uma frente de denudação 
localizada na cadeia de montanhas (Fig. 
7.14b). Este processo é chamado de extrusão 
(extrusion) e é um dos processos 
responsáveis pela ocorrência de rochas 
metamórficas de alto grau no núcleo de 
cadeias de montanhas. O canal é limitado, 
acima e abaixo, por zonas de cisalhamento. A 
zona de cisalhamento basal é sempre um 
cavalgamento, mas a zona de cisalhamento 
superior pode ter uma geometria normal ou 
de empurrão, dependendo da velocidade 
relativa entre a crosta superior e omaterial 
extrudido. 
 
7.5.5. Escape lateral 
Grandes zonas de cisalhamento 
transcorrentes podem ser encontradas em 
orógenos colisionais, mesmo quando a 
convergência é dominantemente frontal, 
como no caso da colisão Índia-Ásia. O papel 
atribuído a essas transcorrências na tectônica 
continental é polarizado entre dois modelos 
antagônicos. 
No modelo de endentação, também 
chamado tectônica de escape ou de extrusão, 
deslocamentos laterais de blocos ocorrem ao 
longo de zonas de cisalhamento litosféricas 
com rejeitos da ordem de centenas ou, 
mesmo, milhares de quilômetros. Nessa 
interpretação, os blocos entre as falhas são 
considerados relativamente rígidos, e sua 
expulsão lateral pelas zonas de cisalhamento 
é responsável pelo avanço continuado da 
placa inferior em direção à placa superior 
(Fig. 7.15). 
 
No segundo modelo, as zonas de 
cisalhamento são interpretadas como 
descontinuidades em um campo de 
deformação regional contínuo. Nessa visão, o 
avanço da placa inferior é acomodado por 
fluxo canalizado na crosta inferior (Fig. 7.14) 
ou por underthrusting (Fig. 7.13a), e as 
falhas são restritas à crosta e acomodam 
deslocamentos relativamente modestos, 
 
 
 
Figura 7.14. Mapa e perfis esquemáticos ilustrando 
o conceito de fluxo canalizado, levando a um 
crescimento do platô para nordeste (a), e à extrusão 
do canal na cadeia orogênica (b). 
 
 
 
 
Figura 7.15. Esquema ilustrando como o escape de 
blocos ao longo de falhas transcorrentes pode criar 
espaço para o avanço de um bloco convergente 
rígido. 
92 
 
inferiores a umas poucas centenas de 
quilômetros. 
 
7.6. Orógenos intracontinentais 
Para que deformação orogênica 
ocorra afastada de limites de placas é 
necessário que: (a) esforços compressivos se 
desenvolvam no interior de um continente; 
(b) haja uma localização da deformação em 
locais onde a resistência da litosfera é menor. 
O desenvolvimento de esforços 
compressivos pode ou não estar relacionado 
com processos de tectônica de placas. Neste 
segundo caso, os esforços podem resultar do 
desenvolvimento e propagação de 
instabilidades causadas, por exemplo, por 
variações na topografia da base da litosfera. 
A amplificação dessas instabilidades pode, 
em seguida, promover encurtamento 
litosférico e a conseqüente formação de um 
cinturão orogênico (Fig. 7.16). Mais 
comumente, deformação resulta da 
transmissão de esforços para o interior de um 
continente, a partir de contatos de placas 
distantes, que podem ser convergentes ou 
colisionais. A Figura 7.17 mostra o caso de 
uma colisão continental, em que um dos 
continentes apresenta uma região de baixa 
resistência, levando a uma localização da 
deformação. 
Como temperatura é o principal fator 
que controla a resistência da litosfera, a 
localização da deformação é favorecida em 
regiões nas quais o gradiente geotérmico é 
mais elevado que em regiões vizinhas. 
Gradientes geotérmicos elevados podem 
resultar de vários processos, dentre eles: (1) 
elevada produção de calor, em conseqüência 
do soterramento de embasamento granítico 
rico em elementos radioativos abaixo de 
sedimentos mal condutores de calor; (2) 
aquecimento causado por uma fase distensiva 
imediatamente precedendo a fase de 
compressão, como no caso de fechamento de 
riftes continentais ou oceânicos imaturos e de 
bacias retro-arco; (3) condução de calor 
devido à chegada de uma pluma mantélica na 
base da litosfera; (4) elevada produção de 
calor no manto litosférico, resultante de 
metassomatismo e enriquecimento em 
elementos radioativos em um evento prévio. 
 
 
Como nos demais tipos, a geometria 
interna de orógenos intracontinentais 
depende do ângulo de convergência entre os 
blocos crustais. Por exemplo, enquanto o 
orógeno Tian Shan (Fig. 7.2b) apresenta uma 
 
 
 
Figura 7.17. Formação de um orógeno 
intracontinental pela transmissão de esforços a 
partir de uma colisão continental e localização da 
deformação em uma região de baixa resistência. 
 
 
 
Figura 7.16. Diagrama esquemático ilustrando que 
variações na espessura da litosfera (a) podem ser 
amplificadas, induzindo espessamento crustal (b). 
93 
 
estruturação controlada por empurrões com 
vergência para sul, os orógenos Altai e Gobi-
Altai (Fig. 7.2b) são transpressivos. 
 
7.7. Extensão sin- a pós-orogênica 
7.7.1. Colapso orogênico 
 Quando as forças tectônicas são 
removidas ao término de uma orogênese, a 
topografia associada é reduzida, ao longo do 
tempo, por erosão e/ou colapso extensional. 
No entanto, extensão pode ter início mesmo 
quando o regime ainda é dominantemente 
contracional. Nesse caso, empurrões e zonas 
de cisalhamento extensionais podem atuar 
sincronicamente. O termo colapso orogênico 
é empregado para se referir ao conjunto de 
processos que levam a redução na elevação 
do orógeno. 
Na maioria dos casos, extensão ocorre 
numa direção paralela à da convergência, 
mas, também, pode dar-se numa direção 
perpendicular. Por exemplo, falhas normais 
norte-sul indicam que o Platô Tibetano está 
atualmente sofrendo extensão leste-oeste, isto 
é, ortogonal à direção de convergência Índia-
Ásia (Fig. 7.2b). 
 Existem várias hipóteses para explicar 
a formação de estruturas extensionais em 
orógenos. No modelo de colapso 
gravitacional, espessamento crustal por 
contração progride até que a diferença de 
topografia entre o orógeno e as regiões 
adjacentes gere esforços que não podem mais 
ser suportados pela resistência das rochas na 
crosta superior. A partir deste ponto, ela entra 
em extensão, decrescendo a topografia e a 
espessura. Outro modelo sugere que extensão 
na crosta superior é resultante de fluxo 
canalizado na crosta média ou inferior. Estes 
dois processos podem atuar em conjunto 
(Fig. 7.18). 
Nos dois casos acima, as forças 
responsáveis pela extensão estão localizadas 
na crosta continental. Outros modelos 
atribuem extensão a processos no manto 
subcontinental. Pelo mecanismo de 
delaminação (delamination), parte ou a 
totalidade do manto litosférico espessado é 
removido e substituído pela astenosfera 
(Figs. 7.19a, b). Remoção convectiva da 
litosfera (lithospheric convective removal), 
por sua vez, envolve a erosão térmica da raiz 
litosférica pela astenosfera adjacente (Fig. 
7.19c). Em ambos os casos, a substituição da 
litosfera fria e densa pela astenosfera quente 
pode promover um soerguimento da 
superfície antes que o orógeno seja rebaixado 
devido à extensão resultante do aumento na 
elevação e no potencial gravitacional do 
orógeno.
 
Quando a crosta inferior espessada é 
removida juntamente com o manto 
litosférico, o processo é chamado de 
afundamento (foundering; Fig. 7.20). Esta 
situação é esperada em orógenos do tipo 
andino nos quais uma proporção significativa 
do espessamento é devido à adição de 
magmas máficos à crosta inferior. Com a 
cristalização dos magmas e subseqüente 
conversão para eclogito, ocorre um aumento 
expressivo da densidade da raiz crustal, 
tornando-a gravitacionalmente instável. 
Embora colapso extensional seja 
comum, sua ocorrência não é universal. 
Observações geológicas indicam que apenas 
 
 
 
Figura 7.18. (a) Perfil esquemático mostrando os 
estágios iniciais de colapso orogênico por uma 
combinação de fluxo dúctil na crosta inferior e 
falhamentos normais na crosta superior. (b) Bloco 
diagrama esquemático ilustrando um estágio mais 
avançado, resultando na exumação de rochas de 
alta temperatura. Note que falhas de empurrão 
podem se desenvolver na periferia do orógeno. 
94 
 
cinturões orogênicos largos sofrem 
afinamento pós-colisional. Isto é, 
provavelmente, devido ao fato de orógenos 
estreitos (< 300 km de largura) serem mais 
eficientemente resfriados. Assim, eles têm 
uma resistênciamaior e não sofrem 
delaminação (ou outro processo de remoção 
da litosfera). 
 
Uma possibilidade para explicar a 
ausência de extensão em alguns orógenos 
maiores é a interrupção da convergência 
entre os blocos crustais antes que uma 
espessura crítica, necessária para causar 
remoção da litosfera continental, seja 
atingida. Outra possibilidade é a conversão 
incompleta de rochas máficas para eclogito 
na crosta inferior porque eclogitização da 
base da crosta tem um papel importante no 
processo de delaminação. Como presença de 
fluidos é requerida para que as reações 
metamórficas que levam à produção de 
eclogitos prossigam, sua disponibilidade 
pode determinar se um orógeno irá ou não 
sofrer colapso extensional. 
 
 
 
7.7.2. Complexos de núcleo metamórfico 
Colapso extensional em combinação 
com erosão são mecanismos pelos quais 
rochas de alta temperatura e pressão são 
expostas na superfície (Fig. 7.18b). Quando a 
extensão é extrema, rochas não-
metamórficas, deformadas ruptilmente, são 
encontradas superpostas a rochas plutônicas e 
metamórficas de alto grau. Separando as duas 
regiões, ocorre uma zona de cisalhamento 
dúctil extensional apresentando uma trama 
milonítica (Fig. 7.21). Estas estruturas são 
denominadas complexos de núcleo 
metamórfico (metamorphic core complexes) 
porque, freqüentemente, apresentam uma 
estrutura dômica, com as rochas de alto grau 
ocorrendo no núcleo. O domeamento da 
estrutura na região mais distendida pode 
resultar unicamente de soerguimento 
isostático. No entanto, sua formação pode ser 
auxiliada por ascensão diapírica, se fusão 
parcial tornar as rochas presentes em 
 
 
 
Figura 7.20. Perfil sísmico mostrando que parte da 
raiz crustal abaixo da Serra Nevada (EUA) foi 
removida e substituída pela astenosfera. 
 
 
 
Figura 7.19. (a, b) Delaminação litosférica 
completa (a) e parcial (b). (c) Estágios sucessivos 
envolvidos na remoção convectiva da litosfera 
provocada por aquecimento pela astenosfera 
quente adjacente. 
95 
 
profundidade menos densas que rochas mais 
superficiais. 
 
 
7.7.3. Domos gnaissicos 
Complexos de núcleo metamórfico 
ditos do tipo cordilheirano resultam de 
extensão pós-orogênica. Eles fazem parte da 
categoria mais geral de domos gnaissicos, 
que incluem ainda complexos de núcleo 
metamórfico formados durante extensão 
sinorogênica e domos gnaíssicos manteados 
por rochas metassedimentares de alto grau. 
Estes últimos podem ser formados por vários 
outros mecanismos além de extensão. Entre 
eles, incluem-se: diapirismo (Fig. 7.22a), 
concomitante ou não com esforços 
compressivos ou extensionais; exumação 
contracional de rochas da crosta 
média/inferior por imbricação de empurrões 
e rápida denudação (Fig. 7.22b); e 
interferência de dobras (Fig. 7.22c). 
 
7.7.4. Vulcanismo 
O magmatismo relacionado com 
extensão sin- a pós-orogênica é 
dominantemente potássico a ultrapotássico 
(Fig. 7.23), incluindo andesitos e basaltos 
cálcio-alcalinos de alto K, shoshonitos, e 
lavas ultrabásicas (lamproítos, lamprófiros). 
Como os teores de K2O no manto são, 
normalmente, muito baixos, a origem dessas 
rochas está relacionada com fusão parcial de 
porções do manto que foram sujeitas a 
processos metassomáticos, levando a seu 
enriquecimento em elementos incompatíveis. 
Uma fonte no manto litosférico continental é, 
geralmente, assumida, porque estudos 
isotópicos mostram que muitas vezes o 
enriquecimento é antigo, e não relacionado 
com processos em zonas de subducção 
contemporâneas. 
 
Modelagem geoquímica e estudos 
experimentais mostram que uma pequena 
percentagem de fusão parcial (< 5%) de uma 
fonte peridotítica, contendo flogopita e/ou 
pargasita, fornece líquidos com a composição 
adequada para gerar magmas 
potássicos/ultrapotássicos. Um possível 
cenário para sua geração é mostrado na 
Figura 7.19c, onde o aquecimento da 
litosfera pela astenosfera resulta em fusão 
parcial. O mesmo efeito pode ser produzido 
por delaminação parcial (Fig. 7.19b) ou slab 
break-off (Fig. 7.10). Se a extensão é 
suficientemente grande a astenosfera pode, 
também, sofrer fusão parcial por 
descompressão num estágio posterior, 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.22. Possíveis mecanismos para formação 
de domos gnáissicos manteados. (a) Diapirismo. 
(b) Empurrões. (c) Redobramento. 
 
 
 
Figura 7.21. Seções esquemáticas mostrando uma 
possível seqüência de eventos durante a formação 
de um complexo de núcleo metamórfico. 
 
96 
 
gerando magmas alcalinos ricos em Na (Fig. 
7.19c). 
Adakitos também podem ser 
encontrados em associação com rochas 
potássicas/ultrapotássicas (Fig. 7.23). Sua 
formação é atribuída à fusão parcial da crosta 
inferior máfica espessada, a qual, por sua 
vez, pode ser devida ao aquecimento causado 
pela passagem dos magmas potássicos 
através da crosta continental. 
 
 
7.8. Plutonismo sinorogênico 
Rochas plutônicas são comuns em 
cinturões orogênicos nos quais níveis mais 
profundos foram expostos por erosão ou 
colapso orogênico. Em margens continentais 
ativas, este magmatismo é caracterizado por 
grandes batólitos cálcio-alcalinos, 
constituídos por proporções variáveis de 
rochas máficas (gabros), intermediárias 
(dioritos) e félsicas (dominantemente 
tonalitos e granodioritos). Os membros 
félsicos são metaluminosos (Fig. 7.24) e 
interpretados como derivados, 
dominantemente, da fusão parcial de rochas 
máficas na crosta inferior. 
Granitos peraluminosos (Fig. 7.24) 
também são encontrados em orógenos do 
tipo Andino. Sua origem pode estar 
relacionada com fusão parcial de protólitos 
metassedimentares e/ou metaigneos, 
formados num estágio anterior, ou do 
embasamento continental antigo do arco 
magmático. Estes granitóides são, às vezes, 
referidos como granitos cordilheiranos. 
Granitos cuja gênese inferida é fusão parcial 
de rochas metaigneas são ditos do tipo I, em 
oposição aos granitos do tipo S (Fig. 7.24), 
cujo protólito é metassedimentar. 
 Em orógenos colisionais, os batólitos 
cálcio-alcalinos do estágio andino precursor 
podem ser deformados, metamorfizados e 
convertidos para ortognaisses, constituindo 
intrusões pré-tectônicas. Normalmente, toda 
atividade ígnea cessa nos estágios iniciais de 
uma colisão devido à perda do magmatismo 
associado com a zona de subducção. Com a 
continuação da convergência entre os 
continentes e o conseqüente aumento na 
espessura crustal, o orógeno começa a se 
aquecer espontaneamente pelo aumento na 
radioatividade interna e pela condução de 
calor do manto adjacente. Assim, 
temperaturas suficientemente elevadas para 
ocasionar fusão parcial de metapelitos com 
muscovita podem ser atingidas. Embora o 
tempo requerido normalmente seja da ordem 
de 20 a 30 Ma, os granitos produzidos neste 
estágio são chamados de sincolisionais. 
Tipicamente, são leucogranitos a duas micas, 
podendo conter também granada e/ou 
turmalina, e fortemente peraluminosos, como 
exemplificado pelos leucogranitos 
himalaianos (Fig. 7.24). Estes granitos são 
 
 
 
Figura 7.23. Diagrama K2O versus SiO2 
mostrando a variação composicional de adakitos e 
rochas vulcânicas potássicas/ultrapotássicas 
formadas durante extensão do platô tibetano. 
 
 
 
Figura 7.24. Diagrama mostrando a variação 
composicional de alguns grupos de granitos. 
97 
 
geoquimicamente distintos dos granitos tipo 
S (Fig. 7.24), que incluem dominantemente 
biotita cordierita granitos. A gênese destes 
últimos ainda é debatida, embora, 
provavelmente, envolva fusão parcial de 
fontes contendo uma proporção significativa 
de metagrauvaca. 
O maior volume de rochas plutônicas 
em muitos cinturões orogênicos colisionais 
pertence às associações cálcio-alcalinas de 
alto potássio e shoshonítica.Em contraste 
com os batólitos cálcio-alcalinos de margens 
ativas, os membros félsicos dominantes são 
monzogranitos e sienogranitos. Estas rochas 
são intrudidas em um ambiente claramente 
intraplaca e, por isso, são chamadas de pós-
colisionais, estando, freqüentemente, 
associadas com zonas de cisalhamento 
transcorrentes. No entanto, pode haver uma 
superposição no tempo com a intrusão de 
granitos peraluminosos sincolisionais. 
O magmatismo peraluminoso pode 
ser retomado durante a fase de colapso 
orogênico, enquanto granitos relativamente 
alcalinos e de alta temperatura podem ser 
intrudidos num estágio pós-orogênico 
avançado. A proximidade da astenosfera 
(Fig. 7.19c) da base da crosta explica a 
ocorrência de fusão parcial de uma crosta 
previamente submetida à extração de 
magmas e, portanto, menos fértil. 
No caso de orógenos intracontinentais 
formados por inversão de riftes, intrusões 
pré-tectônicas são caracterizadas por granitos 
peraluminosos ou alcalinos formados durante 
o estágio rifte. Plútons sin- a pós-orogênicos 
podem ter características bastante variáveis, 
mas os membros máficos, quando presentes, 
normalmente refletem derivação litosférica, 
enquanto os membros félsicos têm fontes 
metassedimentares ou são derivados de 
metagranitóides antigos ou de protólitos 
ígneos do tipo cálcio-alcalino de alto 
potássio. 
 
7.9. Metamorfismo regional 
7.9.1. Tipos de metamorfismo e ambientes 
tectônicos 
Metamorfismo de alta pressão a 
temperaturas relativamente baixas é típico de 
zonas de subducção (seção 6.5.5). Xistos 
azuis e eclogitos são as rochas diagnósticas 
deste ambiente, sendo caracterizadas, 
respectivamente, pelas associações 
glaucofana+lawsonita e granada+onfacita. 
Este tipo de metamorfismo é, portanto, 
ausente ou limitado em orógenos 
intracontinentais. 
Em orógenos colisionais, o 
metamorfismo de alta pressão precede a fase 
de metamorfismo de pressão ultra-alta e a 
fase principal de metamorfismo regional. Um 
cinturão metamórfico de pressão ultra-alta 
consiste tipicamente de lentes de eclogito 
envoltos por gnaisses quartzo-feldspáticos. 
Embora os gnaisses apresentem associações 
minerais da fácies anfibolito, inclusões de 
coesita e diamante em zircões indicam 
subducção da crosta continental para 
profundidades superiores a 100 km. Dessa 
forma, a associação de pressão mais baixa 
reflete reequilíbrio durante o retorno do 
material para a superfície. 
O metamorfismo regional relacionado 
a espessamento crustal dá-se, tipicamente, 
sob condições de média pressão e 
temperatura (metamorfismo barroviano). 
Uma vez que, caminhando-se na direção da 
hinterlândia, rochas de temperatura mais 
elevada são encontradas acima de rochas de 
temperatura mais baixa (Fig. 7.11), o 
metamorfismo é dito inverso. 
Metamorfismo de baixa pressão-alta 
temperatura pode ocorrer nos estágios mais 
avançados de uma colisão em associação 
com colapso orogênico. Este tipo de 
metamorfismo também acontece em 
orógenos intracontinentais, quando a fase 
rifte é seguida imediatamente por 
convergência de blocos ou pelo fechamento 
de bacias retro-arco em ambientes de 
subducção. 
Metamorfismo de temperatura ultra-
alta (> 900ºC) tem sido documentado em um 
número cada vez maior de cinturões 
orogênicos. Paragêneses minerais 
diagnósticas incluem safirina+quartzo, 
98 
 
ortopiroxênio+sillimanita+quartzo, espinélio 
+quartzo e osumilita+granada. Embora ainda 
seja debatido como temperaturas 
extremamente elevadas podem ser atingidas a 
pressões relativamente baixas, isto 
provavelmente requer uma grande 
proximidade da crosta continental e da 
astenosfera. Circunstâncias que podem levar 
a esta situação incluem a remoção da 
litosfera, durante colapso orogênico, e a 
formação e rápido fechamento de bacias 
retro-arco. 
 
7.9.2. Trajetórias P-T-t 
 Estudos termobarométricos e 
geocronológicos são essenciais para se 
entender a evolução de cinturões orogênicos. 
Os resultados são, normalmente, sintetizados 
como curvas, chamadas trajetórias P-T-t, em 
diagramas pressão versus temperatura 
(curvas 1-5; Fig. 7.25). Para isto, é necessário 
que diferentes paragêneses, representando 
momentos de tempo distintos (t1, t2, t3 na Fig. 
7.25), estejam presentes na amostra 
analisada. As idades das paragêneses de alta 
temperatura, normalmente, são determinadas 
por datação U-Pb de zircão e/ou monazita, 
enquanto as de mais baixa temperatura são 
estabelecidas pela datação Ar-Ar de 
anfibólios ou micas (Capítulo 2). 
As trajetórias P-T-t em orógenos 
colisionais (curva 1) são tipicamente 
horárias, porque pressões máximas são 
atingidas antes das temperaturas máximas, as 
quais podem continuar a se elevar durante a 
descompressão. O oposto (trajetórias P-T-t 
anti-horárias) ocorre em orógenos 
intracontinentais (curva 2), resultantes da 
inversão de riftes continentais, ou em bacias 
retro-arco invertidas, pois o aquecimento da 
crosta pelo manto se dá antes do 
espessamento crustal. 
Em zonas de subducção (curva 3), as 
trajetórias são horárias, mas com um declive 
bem mais acentuado que no caso de colisão 
continental, porque as rochas começam a 
voltar em direção à superfície antes que 
temperaturas elevadas sejam atingidas. A 
Figura 7.25 mostra, ainda, possíveis 
trajetórias associadas com metamorfismo de 
pressão ultra-alta (curva 4) e de temperatura 
ultra-alta (curva 5). 
Gradientes geotérmicos inferidos para 
a porção das curvas correspondentes ao 
aumento progressivo de pressão e 
temperatura variam de 4-10ºC/km para o 
metamorfismo de pressão alta/ultra-alta a 
>30ºC/km para o metamorfismo de 
temperatura ultra-alta. 
 
 
7.10. Distinção entre os diferentes tipos de 
orógenos: síntese 
 A distinção entre cinturões 
orogênicos acrescionários, colisionais e 
intracontinentais pode ser estabelecida, em 
princípio, pelo estudo de associações de 
rochas que caracterizam ambientes tectônicos 
específicos. Deve-se, no entanto, ter em 
mente que um sistema orogênico colisional 
maior pode conter faixas intracontinentais, e 
que muitos orógenos de acresção apresentam 
uma fase colisional terminal. A distinção é 
mais fácil no caso de cinturões jovens ou que 
não sofreram erosão muito acentuada, 
tornando-se progressivamente mais 
 
 
 
Figura 7.25. Diagrama mostrando trajetórias P-T-t 
esquemáticas construídas pela combinação de 
dados termobarométricos e geocronológicos em 
três momentos distintos (t1 > t2 > t3). Ver 
discussão no texto e Fig. 1.6 para a definição dos 
diferentes campos mostrados. 
99 
 
complicada em cinturões mais antigos, onde 
apenas a infra-estrutura do sistema pode ser 
analisada. Neste último caso, estudos mais 
aprofundados, envolvendo métodos 
geocronológicos, isotópicos, sísmicos e 
paleomagnéticos, são requeridos e, nem 
sempre, são conclusivos. 
 A geologia de orógenos 
intracontinentais é caracterizada por 
sequências de rifte deformadas e 
metamorfizadas (metaconglomerados, 
quartzitos, paragnaisses arcosianos, 
metabasaltos e metariolitos), apresentando 
volumes significativos, mas variáveis, de 
rochas crustais mais antigas retrabalhadas e 
de metassedimentos derivados de associações 
cratônicas. 
Em sistemas de zonas de subducção, 
sedimentos pelágicos e abissais, juntamente 
com turbiditos grauváquicos resultantes da 
erosão do arco vulcânico e da crosta 
preexistente, acumulam-se na fossa e são 
progressivamente incorporados ao complexo 
da zona de subducção. As rochas vulcânicas 
e plutônicas típicas deste ambiente pertencem 
à associação cálcio-alcalina. Um orógeno 
pode ser caracterizado como de acresção se 
falhas separam terrenos com histórias 
geológicas contrastantes. Isto é o caso, por 
exemplo, de seqüências supracrustais de um 
lado e outro de uma falha que apresentam 
conteúdos fossilíferosdiferentes e 
incompatíveis com as latitudes atuais, ou de 
terrenos oceânicos e continentais justapostos. 
Orógenos relacionados com subducção 
continuada, que passaram por estágios 
sucessivos de formação e fechamento de 
bacias retro-arco, podem ser confundidos 
com orógenos acrescionários. 
Em um orógeno colisional, 
sedimentos plataformais pertencentes à placa 
que estava sofrendo subducção são separados 
pela zona de sutura de prismas de acresção 
telescopados contra seqüências de arco. 
Metamorfismo de pressão ultra-alta é 
diagnóstico deste ambiente. 
 
Referências selecionadas 
Agard, P., Jolivet, L., Vrielynck, B., Burov, E., Monié, 
P., 2007. Plate acceleration: the obduction 
trigger? Earth and Planetary Science Letters 258, 
428-441. 
Beccaluva, L., Coltorti, M., Giunta, G., Siena, F., 
2004. Tethyan vs. Cordilleran ophiolites: a 
reappraisal of distinctive tectono-magmatic 
features of supra-subduction complexes in 
relation to the subduction mode. Tectonophysics 
393, 165-174. 
Bellot, J.P., 2007. Pre- to syn-extension melt-assisted 
nucleation and growth of extensional gneiss 
domes: the western French Massif Central 
(Variscan belt). Journal of Structural Geology 
29, 863-880. 
Bonin, B., 2004. Do coeval mafic and felsic magmas 
in post-collisional to within-plate regimes 
necessarily imply two contrasting, mantle and 
crustal, sources? Lithos 78, 1-24. 
Burg, J.-P., Sokoutis, D., Bonini, M., 2002. Model-
inspired interpretation of seismic structures in the 
Central Alps: crustal wedging and buckling at 
mature stage of collision. Geology 300, 643-646. 
Cawood, P.A., Buchan, C., 2007. Linking accretionary 
orogenesis with supercontinent assembly Earth-
Science Reviews 82, 217-256. 
Collins, W.J., 2002. Hot orogens, tectonic switching, 
and creation of continental crust. Geology 30, 
535-538. 
Cunningham, D., 2005. Active intracontinental 
transpressional mountain building in the 
Mongolian Altai: defining a new class of orogen. 
Earth and Planetary Science Letters 240, 436-
444. 
Darby, B.J., Ritts, B.D., Yue, Y., Meng, Q., 2005. Did 
the Altyn Tagh fault extend beyond the Tibetan 
Plateau? Earth and Planetary Science Letters 
240, 425-435. 
Dickerson, P.W., 2003. Intraplate mountain building 
in response to continent-continent colision - the 
Ancestral Rocky Mountains (North America) 
and inferences from the Tien Shan (Central 
Asia). Tectonophysics 365, 129-142. 
Dilek, Y., Furnes, H., Shallo, M., 2007. Supra-
subduction zone ophiolite formation along the 
periphery of Mesozoic Gondwana. Gondwana 
Research 11, 453-475. 
English, J.M., Johnston, S.T., 2004. The Laramide 
Orogeny: what were the driving forces? 
International Geology Review 46, 833-838. 
 Hodges, K.V., 2005. Geochronology and 
thermochronology in orogenic systems. In: 
Rudnick, R.L. (ed.) The Crust. Treatise on 
Geochemistry 3, 263-292, Elsevier. 
Gilbert, H., Jones, C., Owens, T.J., Zandt, G., 2007. 
Imaging Sierra Nevada lithospheric sinking. Eos 
88, 225-229. 
Guo, Z., Wilson, M., Liu, J., 2007. Post-collisional 
adakites in south Tibet: products of partial 
melting of subduction-modified lower crust. 
Lithos 96, 205-224. 
100 
 
Harris, N., 2007. Channel flow and the Himalayan-
Tibetan orogen: a critical review. Journal of the 
Geological Society 164, 511-523. 
Jadamec, M.A., Turcotte, D.L., Howell, P., 2007. 
Analytic models for orogenic collapse. 
Tectonophysics 435, 1-12. 
Johnston, S.T., Borel, G.D., 2007. The odyssey of the 
Cache Creek terrane, Canadian Cordillera: 
implications for accretionary orogens, tectonic 
setting of Panthalassa, the Pacific superswell, 
and break-up of Pangea. Earth and Planetary 
Science Letters 253, 415-428. 
Keep, M., 2000. Models of lithospheric-scale 
deformation during plate collision: effects of 
indentor shape and lithospheric thickness. 
Tectonophysics 326, 203-216. 
Kelsey, D.E., 2008, On ultrahigh temperature crustal 
metamorphism. Gondwana Research 13, 1-29. 
Kohn, M.J., Parkinson, C.D., 2002. Petrologic case for 
Eocene slab breakoff during the Indo-Asia 
collision. Geology 30, 591-594. 
Lamb, S., Davis, P., 2003. Cenozoic climate change as 
a possible cause for the rise of the Andes. Nature 
425, 792-797. 
Law, R.D., Searle, M.P. (Eds.), 2006. Channel Flow, 
Ductile Extrusion and Exhumation in 
Continental Collision Zones. Geological Society, 
London, Special Publications 268. 
Li, Z.X., Li, X.H., 2007. Formation of the 1300-km-
wide intracontinental orogen and postorogenic 
magmatic province in Mesozoic South China: a 
flat-slab subduction model. Geology 35, 179-
182. 
Liégeois, J.-P., Navez, J., Hertogen, J., Black, R., 
1998. Contrasting origin of post-collisional high-
K calc-alkaline and shoshonitic versus alkaline 
and peralkaline granitoids. The use of sliding 
normalization. Lithos 45, 1-28. 
Lucassen, F., Franz, G., 2005. The early Palaeozoic 
Orogen in the Central Andes: a non-collisional 
orogen comparable to the Cenozoic high plateau? 
Geological Society, London, Special 
Publications 246, 257-273. 
McLaren, S., Sandiford, M., Powell, R., 2005. 
Contrasting styles of Proterozoic crustal 
evolution: a hot-plate tectonic model for 
Australian terranes. Geology 33, 673-676. 
Moore, V.M., Vendeville, B.C., Wiltschko, D.V., 
2005. Effects of buoyancy and mechanical 
layering on collisional deformation of 
continental lithosphere: results from physical 
modelling. Tectonophysics 403, 193-222. 
Neves, S.P., Mariano, G., 2004. Heat-producing 
elements-enriched continental mantle lithosphere 
and Proterozoic intracontinental orogens: 
insights from Brasiliano/Pan-African belts. 
Gondwana Research 7, 427-436. 
Nicolas, A., Boudier, F., 2003. Where ophiolites come 
from and what they tell us. Geological Society of 
America Special Paper 373, 137-152. 
Phillips, R.J., Parrish, R.R., Searle, M.P., 2004. Age 
constraints on ductile deformation and long-term 
slip rates along the Karakoram fault zone, 
Ladakh. Earth and Planetary Science Letters 226, 
305-319. 
Pysklywec, R.N., Cruden, A.R., 2004. Coupled crust-
mantle dynamics and intraplate tectonics: two-
dimensional numerical and three-dimensional 
analogue modeling. Geochemistry, Geophysics, 
Geosystems 5, doi: 10.1029/2004GC000748. 
Ramos, V.A., Cristallini, E.O., Pérez, D.J., 2002. The 
Pampean flat-slab of the Central Andes. Journal 
of South American Earth Sciences 15, 59-78. 
Ranalli, G., Martin, S., Mahatsente, R., 2005. 
Continental subduction and exhumation: an 
example from the Ulten Unit, Tonale Nappe, 
Eastern Austroalpine. Geological Society, 
London, Special Publications 243, 159-174. 
Rey, P., Vanderhaeghe, O., Teyssier, C., 2001. 
Gravitational collapse of the continental crust: 
definition, regimes and modes. Tectonophysics 
342, 435-449. 
Robertson, A.H.F., 2002. Overview of the genesis and 
emplacement of Mesozoic ophiolites in the 
Eastern Mediterranean Tethyan region. Lithos 
65, 1-67. 
Robl, J., Stüwe, K., 2005. Continental collision with 
finite indenter strength: 1. Concept and model 
formulation. Tectonics 24, doi: 
10.1029/2004TC001727. 
Rumble, D., Liou, J.G., Jahn, B.M., 2005. Continental 
crust subduction and ultrahigh pressure 
metamorphism. In: R.L. Rudnick (ed.) The 
Crust. Treatise on Geochemistry 3, 293-319, 
Elsevier. 
Saint-Blanquat, M., Tikoff, B., Teyssier, C., 
Vigneresse, J.L., 1998. Transpressional 
kinematics and magmatic arcs. Geological 
Society, London, Special Publications 135, 327-
340. 
Searle, M.P., 2006. Role of the Red River shear zone, 
Yunnan and Vietnam, in the continental 
extrusion of SE Asia. Journal of the Geological 
Society 163, 1025-1036. 
Sengör, A.M.C., Natal’in, B.A., 1996. Turkic-type 
orogeny and its role in the making of continental 
crust. Annual Review of Earth and PlanetarySciences 24, 263-337. 
Simpson, G.D.H., 2006. How and to what extent does 
the emergence of orogens above sea level 
influence their tectonic development? Terra 
Nova 18, 447-451. 
Sisson, T.W., Ratajeski, K., Hankins, W.B., Glazner, 
A.F., 2005. Voluminous granitic magmas from 
common basaltic sources. Contributions to 
Mineralogy and Petrology 148, 635-661. 
101 
 
Teyssier, C., Whitney, D.L., 2002. Gneiss domes and 
orogeny. Geology 30, 1139-1142. 
Vaughan, A.P.M., Scarrow, J.H., 2003. Ophiolite 
obduction pulses as a proxy indicator of 
superplume events? Earth and Planetary Science 
Letters 213, 407-416. 
Williams, H.M., Turner, S.P., Pearce, J.A., Kelley, 
S.P., Harris, N.B.W., 2004. Nature of the source 
regions for post-collisional, potassic magmatism 
in southern and northern Tibet from geochemical 
variations and inverse trace element modelling. 
Journal of Petrology 45, 555-607. 
Willingshofer, E., Sokoutis, D., Burg, J.P., 2005. 
Lithospheric-scale analogue modelling of 
collision zones with a pre-existing weak zone. 
Geological Society, London, Special 
Publications 243, 277-294. 
102 
 
103 
 
8. Origem e Diferenciação da Terra 
 
 
 
8.1. Introdução 
 As rochas mais antigas encontradas 
na Terra, até o presente, têm cerca de quatro 
bilhões de anos, mas idades bem mais antigas 
são obtidas em meteoritos e rochas lunares, 
indicando que a formação do sistema solar 
teve inicio centenas de milhões de anos 
antes. Assim, a reconstituição dos processos 
que levaram à formação e à aquisição da 
estrutura concêntrica atual da Terra, com um 
núcleo rico em ferro, um manto silicático e 
uma crosta envolta pela hidrosfera e 
atmosfera, é feita com base em analogias 
com meteoritos e outros corpos planetários e 
modelos geoquímicos e isotópicos. A 
descoberta de zircões com idades de até 4,4 
Ga sugere, ainda, que algum tipo de crosta 
continental pode ter estado presente na 
superfície do planeta 100-200 Ma após sua 
formação. 
 
8.2 Meteoritos e a formação do sistema 
Solar 
 O estudo da origem e evolução do 
Sistema Solar é baseado, principalmente, no 
estudo de meteoritos e em observações 
astronômicas de regiões onde estrelas estão 
se formando no presente. A maior parte dos 
meteoritos tem sua fonte no cinturão de 
asteróides entre Marte e Júpiter, embora 
alguns possam ser fragmentos das superfícies 
de Marte ou da Lua. 
 
8.2.1. Tipos de meteoritos 
Os meteoritos são classificados em 
pétreos, pétreo-ferrosos e ferrosos, 
dependendo da proporção de silicatos para a 
fase metálica Fe-Ni. Os meteoritos pétreos 
são compostos, principalmente, de olivina e 
ortopiroxênio e são subdivididos em 
condritos e acondritos. Alguns acondritos 
apresentam texturas ígneas, assemelhando-se 
a rochas terrestres máficas e ultramáficas 
comuns, indicando cristalização a partir de 
magmas. Os condritos são caracterizados 
pela presença de côndrulos, pequenos objetos 
esféricos com diâmetros de 1 mm, compostos 
de olivina e/ou piroxênio (Fig.8.1). A textura 
porfirítica de muitos côndrulos indica 
formação por cristalização de magmas a 
temperaturas 50º-200º C abaixo do liquidus. 
Os condritos são classificados em enstatita 
condritos, condritos ordinários (ou comuns) e 
condritos carbonosos. A distinção entre eles é 
baseada na proporção de ferro metálico para 
Fe+2, com os condritos carbonosos 
representando os termos mais oxidados. 
 
 Os condritos carbonosos sofreram 
apenas processos geológicos menores após 
sua formação e são considerados materiais 
primitivos remanescentes da formação do 
sistema solar. Como o nome indica, eles têm 
um teor de carbono maior que os condritos 
comuns. Estes meteoritos tipicamente contêm 
argilas e óxidos e podem ser cortados por 
veios de carbonatos e sulfatos, indicando 
 
 
 
Figura 8.1. Fotomicrografias em nicóis cruzados 
de condritos carbonosos com côndrulos de olivina 
(a) e de piroxênio (b). 
104 
 
alteração por fluidos ricos em água. Apesar 
da alteração, eles têm concentrações de 
elementos não-voláteis similares às 
estimativas feitas para o Sol. Isto indica sua 
natureza primitiva, já que o Sol contém a 
quase totalidade da matéria do sistema solar. 
Assim, a alteração é atribuída à fusão de gelo 
pelo calor produzido por desintegração de 
elementos radioativos de meia-vida curta no 
corpo parental, e não por interação com a 
atmosfera ou com a hidrosfera terrestre. 
 
8.2.2. Formação do Sistema Solar 
 Condritos carbonosos não podem ter 
sido aquecidos a temperaturas superiores a 
200º C após sua formação, caso contrário os 
minerais hidratados presentes teriam sido 
desestabilizados. Estima-se que a 
temperatura não superou 50ºC no caso dos 
condritos CI, o tipo mais primitivo. Por outro 
lado, a textura ígnea e estudos petrológicos 
mostram que côndrulos são formados por 
cristalização de magmas, cujas temperaturas, 
provavelmente, eram superiores a 1300º C. A 
presença de côndrulos em condritos 
carbonosos pode ser explicada pelo estudo de 
outro tipo de inclusão comum neste tipo de 
meteorito. Estas inclusões (chamadas CAIs, 
de Ca-Al inclusions) são objetos milimétricos 
a centimétricos ricos em cálcio e alumínio, 
cujas idades (4,566 Ga) são as mais antigas 
encontradas no Sistema Solar. 
CAIs contêm um isótopo de Mg 
(26Mg) que é produzido pelo decaimento 
radioativo de 26Al. Como a meia vida do 26Al 
é de apenas 0,7 Ma, a formação dos CAIs 
não deve ter demorado mais do que cerca de 
um milhão de anos após a produção deste 
isótopo. A teoria mais aceita para a formação 
dos CAIs é uma elevação transitória de 
temperatura, causada pela explosão de uma 
supernova vizinha à nuvem de gás e poeira 
precursora do sistema solar. Este aumento de 
temperatura teria sido suficiente para 
produzir fusão instantânea de sólidos 
preexistentes, com a conseqüente formação 
dos CAIs e dos côndrulos com idades mais 
antigas. Côndrulos continuaram a ser 
produzidos por aquecimento causado pelo 
decaimento de 26A durante 1-4 Ma, sendo, 
posteriormente, incorporados aos corpos 
parentais dos meteoritos carbonosos. A onda 
de choque resultante da explosão teria 
forçado a nuvem de gás e poeira primitiva a 
entrar em colapso gravitacional (Fig. 8.2a). 
 
Modelos teóricos e modelagem 
numérica mostram que o colapso produz um 
objeto central (o proto-Sol) circundado por 
um disco achatado (chamado nebulosa solar) 
em apenas 0,1 Ma (Fig. 8.2b). O tempo 
necessário para o início de reações 
termonucleares no proto-Sol é estimado em 
40 Ma. A formação do proto-Sol é 
acompanhada pela condensação de matéria, 
sua agregação em corpos cada vez maiores e 
pela migração para o plano médio da 
nebulosa (Fig. 8.2b). A formação dos 
planetas ocorre por um processo de 
fragmentação gravitacional da nebulosa, da 
qual resultam regiões ricas em corpos sólidos 
(Fig. 8.2c). Estes objetos, chamados de 
planetesimais, têm dimensões variando de 1 a 
10 km na zona dos planetas terrestres e de 10 
a 100 km na zona dos planetas gigantes. 
O tempo para a acumulação de 
planetesimais em protoplanetas e, daí, em 
planetas é estimado em cerca de cem milhões 
 
 
 
Figura 8.2. Estágios envolvidos na formação do 
Sistema Solar. (a) Colapso da nuvem de gás e 
poeira primitiva. (b) Nebulosa solar. (c) Disco 
protoplanetário. 
105 
 
de anos no caso da Terra, mas com boa parte 
do crescimento ocorrendo nos primeiros 25 
Ma. A formação de Júpiter e de Saturno foi 
bem mais rápida (alguns milhões a uma 
dezena de milhões de anos). A atração 
gravitacional exercida por Júpiter perturbou a 
acumulação planetesimal na região dos 
asteróides, impedindo a formação de um 
planeta neste local. Observação de estrelas 
próximas mostra que a remoção completa do 
disco de poeira ocorre em escalas de tempo 
da ordem de 300a 400 Ma. 
 
8.3. Diferenciação primária da Terra 
 O tipo específico de material que deu 
origem à Terra ainda é debatido. O modelo 
com maior aceitação é o de acresção 
homogênea de planetesimais com 
composição semelhante à dos condritos 
carbonosos do tipo CI. Variantes do modelo 
de acresção homogênea sugerem, no entanto, 
que condritos ordinários, enstatita condritos 
ou côndrulos seriam mais prováveis como 
materiais parentais. Outros modelos propõem 
ainda acresção heterogênea, com a 
composição dos planetesimais mudando, com 
o decorrer do tempo, de enstatita condritos 
para condritos comuns e, finalmente, para 
condritos carbonosos. 
 
Meteoritos condríticos são 
caracterizados quimicamente por 
abundâncias similares de sílica, magnésio e 
ferro (Fig. 8.3). O teor de ferro no manto 
(~8%; Tabela 3.2) é bem menor que em 
condritos. Assim, independentemente do tipo 
específico de material a partir do qual a Terra 
foi formada, é consensual que sua 
diferenciação primária em manto e núcleo 
envolveu a separação de ferro da porção 
silicática. 
Devido à grande quantidade de 
energia liberada pelo impacto de 
planetesimais, é provável que uma porção 
significativa da Terra tenha sido totalmente 
fundida durante seu crescimento, dando 
origem a um oceano magmático profundo. 
Como magmas metálicos são imiscíveis e 
bem mais densos que magmas silicáticos, o 
modelo preferido para a origem do núcleo 
advoga a acumulação de metal entre o 
oceano magmático e o manto parcialmente 
fundido abaixo e sua subseqüente segregação 
para o centro da Terra (Fig. 8.4). 
 
A avaliação mais recente é de que a 
formação do núcleo foi muito rápida, com 
boa parte do crescimento ocorrendo em 10 
Ma e estando, praticamente, concluído em 30 
Ma. Isto significa que o núcleo se formou 
concomitantemente com a acresção da Terra. 
A principal linha de evidência para o rápido 
crescimento do núcleo é proporcionada pelo 
sistema Hf-W. 182Hf sofre decaimento 
radioativo para 182W com uma meia vida de 
 
 
 
Figura 8.3. Diagrama ternário MgO-FeO-SiO2 
mostrando a variação composicional de 
meteoritos condríticos. 
 
 
 
Figura 8.4. Modelo sumarizando os processos de 
separação silicato-metal durante a formação do 
núcleo. 
106 
 
apenas 9 Ma. Uma vez que Hf é um elemento 
litófilo enquanto W é um elemento siderófilo, 
a remoção de W para o núcleo aumenta a 
razão Hf/W. O manto apresenta um excesso 
de 182W em comparação com condritos, 
indicando que a separação do núcleo ocorreu 
quando ainda havia 182Hf em quantidade 
suficiente no manto, caso contrário, a 
composição isotópica do manto e de 
condritos seria similar. 
A formação do núcleo resultou no 
empobrecimento de elementos siderófilos 
(cobalto, níquel, ouro, platina, irídio, cósmio, 
paládio, etc.) no manto da Terra. No entanto, 
apesar da baixa abundância desses 
elementos, ela ainda é maior que a esperada. 
Isto é atribuído à adição de 0,4 a 1% de 
material condrítico (cuja abundância em 
elementos siderófilos é 150 a 300 vezes 
superior àquela presente no manto atual) 
após a formação do núcleo. 
 
8.4. Formação do Sistema Terra-Lua 
 A hipótese mais popular para a 
origem da Lua, o Modelo do Impacto 
Gigante, é que ela se formou quando um 
corpo aproximadamente com o tamanho de 
Marte (chamado, por alguns, de Teia) atingiu 
a Terra cerca de 60 Ma de anos após o 
colapso da nebulosa solar (Fig. 8.5). Um 
impacto de tal ordem inevitavelmente levaria 
à fusão de grande parte do manto e à 
amálgama do núcleo do corpo impactante 
com o núcleo da Terra. A Lua seria formada 
subseqüentemente pela condensação dos 
silicatos vaporizados, em grande parte 
derivados do impactante (~80%), que 
ficaram circundando a órbita da Terra. A 
estimativa de que o impacto ocorreu nos 
estágios finais de diferenciação da Terra é 
consistente com a pequena dimensão do 
núcleo lunar (340 km de raio). 
A Lua tem uma crosta 
dominantemente anortosítica, cuja existência 
só pode ser explicada pela flotação de 
plagioclásio sobre um magma de extensão 
global. Uma vez que esta crosta tem 30 a 60 
km de espessura, isto indica que a Lua 
também passou por um estágio de fusão total, 
com um oceano magmático profundo. 
 
8.5. Formação da atmosfera e hidrosfera 
8.5.1. Origem da atmosfera 
 A Terra é significativamente 
empobrecida nos gases nobres (Ar, Ne, Xe e 
Kr) em comparação com o Sol e com os 
meteoritos carbonosos. Como estes gases são 
muito grandes e pesados, é improvável que 
suas baixas concentrações sejam devidas a 
 
 
 
Figura 8.5. Simulação numérica do impacto que deu origem à Lua. Cores correspondem à energia interna do 
sistema. 
107 
 
uma perda gradual para o espaço. Logo, a 
atmosfera atual não pode ter sido formada 
pela retenção de elementos voláteis da 
nebulosa solar nos estágios finais de acresção 
da Terra. Embora uma atmosfera primordial 
deva ter existido, a energia liberada pelo 
impacto que formou a Lua deve ter causado 
não só a perda dessa atmosfera primordial, 
mas também da quase totalidade dos 
elementos voláteis no manto. Uma pequena 
fração dos gases primitivos pode ter ficado 
retida no manto mais profundo e ser 
responsável pelas razões elevadas 3He/4He 
em magmas relacionados com plumas. 
O modelo preferido para a formação 
da atmosfera envolve o transporte de gases 
para a superfície por magmas de derivação 
mantélica. Isto implica que o manto foi 
reenriquecido pela adição tardia de material 
dominantemente condrítico (0,4-1% da 
massa da Terra, como estimada a partir da 
concentração de elementos siderófilos no 
manto; seção 8.3). A quantidade de 
nitrogênio e água suprida por esta 
contribuição tardia é consistente com as 
concentrações estimadas para a Terra. Outro 
modelo, menos aceito, advoga que a 
atmosfera foi formada diretamente pela 
vaporização do material tardio antes de seu 
impacto com a superfície. 
 A taxa com que elementos voláteis 
são liberados do manto para a atmosfera pode 
ser estimada com base em medidas da 
composição isotópica atual dos gases nobres 
nos diferentes reservatórios terrestres. Isto 
será exemplificado pelo caso do argônio. O 
argônio representa cerca de 1% do volume da 
atmosfera, sendo que a maior parte dele 
(99,6%) consiste do isótopo 40Ar, produzido 
pela desintegração radioativa de 40K 
(Capítulo 2). Como a meia-vida do 40K é 
muito longa, a concentração de 40Ar deveria 
ser muito baixa logo após a formação da 
Terra. A razão 40Ar/36Ar nos MORBs pode 
chegar a 44000, indicando valores também 
elevados no manto, enquanto na atmosfera 
atual ela é relativamente baixa (295,5). Isto 
implica que a formação da atmosfera ocorreu 
antes da produção de quantidades 
significativas de 40Ar, indicando rápida 
liberação de voláteis pelo manto nas 
primeiras dezenas de milhões de anos 
subseqüentes ao impacto gigante. A liberação 
de gases pelo manto continua até o presente, 
porém a uma taxa bem menor. A idade média 
da atmosfera estimada pela sistemática dos 
gases raros é de 4,4 Ga. 
 
Por comparação com a composição 
do manto em elementos voláteis, a atmosfera 
primitiva deveria ser composta 
predominantemente de H2O, CO2, N2 e CO. 
NH3 e CH4 também deviam estar presentes, 
mas estes gases são prontamente destruídos 
por radiação ultravioleta e sua concentração 
não deveria ser grande. No entanto, 
concentrações de metano de até 1000 ppm 
podem ter persistido até a formação de uma 
atmosfera rica em oxigênio. Uma atmosfera 
rica em CO2 é atestada pelos enormes 
volumes de carbonatos, depositados desde o 
Arqueano, e de carvão e petróleo produzidos 
durante o Fanerozóico. Se todo o carvão 
contido nestes depósitos fosse convertido 
para CO2, a concentração desse gás na 
atmosfera aumentaria várias centenas de 
vezes (Figura 8.7). 
Uma elevadaconcentração de CO2 na 
atmosfera primitiva explica o ‘paradoxo do 
Sol fraco’. Modelos para a evolução do Sol 
 
 
 
Figura 8.6. Modelos para a liberação de Ar do 
manto para a atmosfera. As curvas superiores são 
as mais condizentes com os dados atuais. O tempo 
é contado a partir da formação da Terra. 
108 
 
indicam que durante o Arqueano sua 
luminosidade correspondia apenas a 75-80% 
do valor atual e, assim, a temperatura média 
da superfície da Terra deveria ser bem menor 
que no presente. O paradoxo consiste no fato 
de que registros de glaciação no arqueano são 
esparsos, indicando que o efeito estufa 
provocado pelo CO2 contrabalançou a menor 
luminosidade solar. 
 
 
8.5.2. Origem da hidrosfera 
Por comparação com a evolução da 
atmosfera, é provável que uma grande fração 
dos oceanos também tenha sido formada nos 
100 Ma seguintes à acresção da Terra. O 
efeito estufa, resultante das elevadas 
concentrações de CO2 na atmosfera e o alto 
fluxo térmico interno logo após a formação 
da Lua, contribuíram para manter a superfície 
da Terra aquecida. No entanto, convecção 
intensa no manto e reação de CO2 com 
basalto para formar carbonatos rapidamente 
reduziram a importância desses dois fatores. 
Estimativas para o tempo requerido a fim de 
manter a superfície aquecida acima do ponto 
de ebulição da água variam de menos de 1 
Ma de anos até no máximo 20 Ma. Assim, a 
Terra já deveria estar coberta por oceanos 
logo após sua formação. Devido à maior 
pressão atmosférica, água na forma líquida 
pode ter existido a temperaturas 
consideravelmente superiores a 100ºC. Ainda 
se discute quando a temperatura declinou 
para valores similares às atuais. Este ponto 
está intimamente relacionado com modelos 
de formação da crosta continental e será 
abordado na seção 8.6.1. 
A química do oceano primitivo não 
deveria diferir muito daquela do oceano 
atual. Tanto Cl como Na são voláteis em 
magmas de alta temperatura e devem ter sido 
incorporados ao oceano quando o manto 
ainda estava total ou parcialmente fundido. 
NaCl é a espécie estável de cloreto porque 
HCl é extremamente reativo. Assim, NaCl, 
na fase sólida ou em solução, devia estar 
presente no oceano primitivo. Por reação 
com rochas aquecidas próximas da 
superfície, Na e Cl são incorporados na 
estrutura de minerais hidratados, como 
anfibólio, o que deve ter contribuído para 
rebaixar a salinidade do oceano no decorrer 
do Hadeano. 
Atualmente, a maior parte das 
substâncias dissolvidas na água do mar é 
resultante do intemperismo nos continentes e 
deve ter sido assim desde que continentes 
tornaram-se emersos. O balanço entre a 
adição de NaCl por intemperismo e sua 
remoção em sistemas hidrotermais em 
dorsais oceânicas (Fig. 6.13) ou sistemas 
equivalentes são os principais mecanismos 
reguladores para manter a salinidade do mar 
aproximadamente constante. Isto explica 
porque seqüências minerais e estratigráficas 
são similares em evaporitos de todas as 
idades, sugerindo que a salinidade do mar 
não variou por fatores superiores a dois ou 
três com o decorrer do tempo geológico. 
 
8.5.3. Atmosfera rica em oxigênio 
 A atmosfera primitiva deve ter 
contido pouco ou nenhum oxigênio, porque, 
na ausência de fotossíntese, a única maneira 
de produzir este gás é por fotodissociação: 
2H2O + radiação ultravioleta = 2H2 +O2. 
Como hidrogênio é um gás leve, pode se 
difundir para o espaço, deixando uma 
atmosfera enriquecida em oxigênio. Este 
processo é, no entanto, autolimitado porque 
 
 
 
Figura 8.7. Estimativa para a variação da 
concentração de CO2 na atmosfera (relativa ao 
valor atual) com o decorrer do tempo. 
 
109 
 
parte do O2 produzido combina-se para 
formar ozônio (O3), o que protege contra a 
radiação ultravioleta. Dessa forma, a 
produção de oxigênio em grande escala só 
começou com o surgimento de organismos 
capazes de realizar fotossíntese. 
 É amplamente aceito que oxigênio só 
começou a se acumular na atmosfera entre 
2,45 e 2,2 Ga atrás (Fig. 8.8). Antes disso, 
grande parte do oxigênio disponível deve ter 
sido utilizada para oxidar o Fe+2 presente nos 
oceanos para Fe+3. Isto explica os enormes 
volumes de formações de ferro bandadas 
(BIFs) depositados durante o Arqueano e o 
Paleoproterozóico e seu desaparecimento, 
juntamente com o de depósitos de pirita e 
uraninita (cuja formação requer um ambiente 
redutor), após 1,9 Ga. Por outro lado, isto 
coincide com o aparecimento de sedimentos 
formados como resultado de oxidação 
subaérea, como redbeds, e sulfatos. 
 
 A partir de 2,0 Ga, a concentração de 
oxigênio na atmosfera começou a aumentar 
gradativamente, mas uma rápida elevação, 
provavelmente, ocorreu apenas no 
Neoproterozóico, atingindo 10% a 20% do 
valor atual no inicio do Fanerozóico (Fig. 
8.8). A expansão das plantas terrestres e a 
formação de grandes depósitos de carvão, 
durante o Paleozóico Superior, provocaram 
um rápido aumento de O2 e uma diminuição 
de CO2 na atmosfera. Valores de oxigênio 
similares aos atuais foram atingidos no 
Cretáceo/Terciário Inferior. 
 
8.6. Formação e crescimento da crosta 
continental 
8.6.1. A crosta e o manto primitivos 
 A crosta é definida como a porção 
mais externa dos corpos planetários, podendo 
ser classificada como primária, secundária, e 
terciária. Uma crosta primária é aquela 
formada pela cristalização de um oceano 
magmático, como no caso da crosta 
anortosítica da Lua. Crostas secundárias 
resultam de fusão parcial nos mantos 
planetários e têm, tipicamente, composição 
basáltica, como a crosta oceânica terrestre, os 
basaltos lunares e grande parte da crosta de 
Marte e de Vênus. Uma crosta terciária é 
aquela que não resulta diretamente de fusão 
parcial do manto, seu crescimento 
envolvendo o retrabalhamento e 
diferenciação de crostas primárias e/ou 
secundárias. A crosta continental terrestre é o 
exemplo típico (e provavelmente único no 
nosso Sistema Solar) deste tipo de crosta. 
Alguns autores sugerem que uma 
crosta primária de composição anortosítica 
ou andesítica pode ter se formado na Terra. 
No entanto, a opinião dominante é de que 
isto não foi possível. O manto lunar é 
praticamente anidro, enquanto o oceano 
magmático terrestre devia conter uma 
proporção significativa de água. Estudos 
experimentais mostram que a densidade de 
magmas ultramáficos hidratados é inferior à 
densidade do plagioclásio, o que impediria o 
acúmulo desse mineral na superfície. Uma 
crosta primária de composição máfica pode, 
no entanto, ter sido produzida pela 
segregação do magma residual resultante da 
cristalização do oceano magmático. 
Metassedimentos paleoarqueanos 
derivados do intemperismo e erosão de 
protólitos mantélicos exibem razões 
142Nd/144Nd elevadas. Isto indica um episódio 
de fracionamento Sm/Nd logo após a 
formação da Terra, uma vez que 142Nd é 
produzido pelo decaimento radioativo do 
146Sm, cuja meia-vida é de apenas 103 Ma. 
 
 
 
Fig. 8.9. Concentração de oxigênio na atmosfera 
com o decorrer do tempo relativamente ao valor 
atual (PAL = present atmospheric level). Notar a 
escala logarítmica. 
110 
 
No entanto, este dado não pode distinguir 
entre crostas derivadas da cristalização de um 
oceano magmático, de fusão parcial do 
manto ou geração de crosta continental. 
O tempo necessário para a 
cristalização do oceano magmático lunar é 
estimado em 45 Ma, a partir da idade das 
rochas lunares mais antigas e de estudos 
isotópicos. Estimativas para a duração desse 
processo na Terra variam de menos de 1 Ma 
até 100 Ma. As discrepâncias resultam de 
considerações térmicas. Se, por um lado, a 
Terra é bem maior que a Lua, implicando que 
o tempo de cristalização também deveria ser 
maior, a possível ausência de uma crosta 
primária facilita a perda de calorpara a 
superfície, levando a uma cristalização mais 
rápida. No entanto, a radiação para o espaço 
é drasticamente reduzida pela formação de 
serpentina e anfibólio por reações entre o 
manto e a hidrosfera. Assim, um oceano 
magmático pode ter persistido por várias 
dezenas de milhões de anos, mesmo na 
ausência de uma crosta primária. 
Existem três modelos antagônicos 
sobre qual seria a feição da Terra durante o 
Hadeano. No primeiro (Fig. 8.9a), o exterior 
do planeta estaria coberto por uma crosta 
máfica/ultramáfica fina e instável, contendo 
minerais hidratados. O manto estaria 
sofrendo forte convecção, talvez mesmo 
turbulenta. No segundo (Fig. 8.9b), a Terra 
seria coberta por uma crosta máfica espessa 
separada de um manto estável e inativo. No 
terceiro (Fig. 8.9c), a temperatura da Terra 
teria caído suficientemente 4,4 Ga atrás para 
permitir a atuação de processos similares aos 
atuais (proto-tectônica de placas), levando à 
produção de uma crosta siálica. Convecção 
no manto seria intensa, mas não a ponto de 
reciclar totalmente a crosta recém-formada. 
Este último modelo se baseia em 
estudos detalhados de zircões hadeanos e 
paleoarqueanos, em particular na composição 
isotópica de oxigênio. Embora zircão seja um 
mineral tipicamente crustal, ele também pode 
ser formado por cristalização de baixas 
percentagens de fusão no manto ou nos 
estágios finais de cristalização de magmas 
basálticos. Zircões derivados do manto têm 
valores δO18 em torno de 5,3‰ (por mil). 
Rochas sedimentares que reagiram com água 
à baixa temperatura, por sua vez, são 
enriquecidas em O18. 
 
 
Valores de δO18 acima de 5,3‰ 
foram encontrados em zircões com idades 
superiores a 4 Ga (Fig. 8.10). Estes dados 
foram interpretados como resultado da 
cristalização dos zircões em magmas gerados 
por fusão parcial de rochas 
metassedimentares ou contaminados por 
rochas supracrustais. De acordo com esta 
interpretação, a Terra teria oceanos com 
temperaturas não muito diferentes das atuais 
há 4,3-4,4 Ga. Em adição, estudos 
geotermométricos nesses zircões antigos 
sugerem cristalização em torno de 700ºC, 
condizentes com as temperaturas esperadas 
em magmas graníticos hidratados. 
Finalmente, a descoberta de inclusões de 
diamante em zircões com até 4,25 Ga, e sua 
semelhança mineralógica com diamantes 
resultantes de metamorfismo de pressão 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8.9. Modelos para a Terra após a 
cristalização do oceano magmático (4,4-4,3 Ga 
atrás). (a) Inexistência de crosta estável. (b) Crosta 
máfica espessa. (c) Proto-tectônica de placas. 
111 
 
ultra-alta, implicaria a existência de uma 
litosfera continental espessa. 
 O ponto de vista de que continentes 
com composição similar à atual já existiam 
no Hadeano (Fig. 8.9c) começa a 
preponderar. Porém, os argumentos 
favoráveis a esse modelo têm sido 
questionados, de tal forma que cautela ainda 
é requerida. Por exemplo: (a) valores 
elevados de δO18 poderiam ser explicados 
pela assimilação de carbonatos por magmas 
basálticos; (b) temperaturas de cristalização 
baixas foram também obtidas em zircões da 
crosta oceânica recente; (c) zircões mais 
antigos que 4,0 Ga apresentam 
microestruturas indicativas de múltiplos 
eventos de crescimento, sugerindo um 
regime tectônico instável; (d) diamantes em 
zircões hadeanos poderiam resultar da 
conversão de inclusões de grafita em um 
evento bem posterior à cristalização dos 
zircões hospedeiros (e) zircões herdados 
ainda não foram encontrados em rochas 
paleoarqueanas. 
 A ausência de registro geológico para 
rochas pré-arqueanas é atribuída, geralmente, 
a uma vigorosa convecção do manto, 
provocando a reincorporarão, quase 
completa, para ele de qualquer material 
siálico produzido. Outra possibilidade é a 
destruição da crosta continental primitiva 
pelo impacto de grandes planetesimais entre 
4,0 e 3,8 Ga. Este evento, conhecido como o 
Intenso Bombardeio Tardio (Late Heavy 
Bombardment), formou a maior parte das 
crateras observadas na Lua. A causa desse 
evento, mais de 600 Ma após a formação do 
Sistema Solar, ainda é debatida, mas pode 
estar ligada a uma rápida migração dos 
planetas gigantes, o que teria desestabilizado 
a órbita do cinturão de asteróides. 
 
8.6.2. Crescimento da crosta continental 
 Vários modelos têm sido propostos 
para o crescimento da crosta continental com 
o decorrer do tempo (Fig. 8.11). Os modelos 
mais antigos foram baseados, principalmente, 
na distribuição geográfica de idades 
geocronológicas nos continentes, sugerindo 
rápido crescimento crustal após o Arqueano 
(curva 5 na Fig. 8.11). Estes modelos não são 
mais considerados válidos porque a maioria 
dos dados foi obtida por datações K-Ar e Rb-
Sr, as quais fornecem apenas a idade do 
último evento térmico experimentado pelas 
rochas, e não sua idade de formação. 
 
Outros modelos propõem que 
crescimento substancial pode ter ocorrido no 
Hadeano (curvas 1, 2 e 3). No modelo mais 
extremo, um volume praticamente idêntico 
ao da crosta continental atual teria sido 
produzido logo após a formação da Terra 
 
 
 
Figura 8.10. Isótopos de oxigênio em zircões com 
idades superiores a 4 Ga. 
 
 
 
Figura 8.11. Modelos esquemáticos propostos para 
o crescimento da crosta continental. 1 – Rápido 
crescimento pós-acresção da Terra. 2 – 
Crescimento inversamente proporcional ao 
resfriamento do manto. 3 – Crescimento 
aproximadamente linear. 4 - Crescimento 
episódico. 5 – Rápido crescimento pós-Arqueano. 
112 
 
(curva 1). Taxas equivalentes de criação de 
nova crosta e reciclagem de crosta antiga 
teriam contribuído para que esta proporção 
permanecesse mais ou menos constante com 
o decorrer do tempo. Curvas de crescimento 
aproximadamente linear (curva 3) ou 
inversamente proporcional ao decaimento do 
fluxo térmico da Terra (curva 2), também 
foram propostas, porém os modelos mais 
aceitos atualmente são os de crescimento 
episódico (curva 4). 
 
 Modelos de crescimentos episódicos 
são baseados na distribuição de idades da 
crosta continental, utilizando-se uma 
combinação dos métodos U-Pb e Sm-Nd. 
Quando as idades U-Pb coincidem com as 
idades modelo Sm-Nd isto indica que a 
crosta foi recém-extraída do manto, ou seja, 
ela representa adição de material juvenil para 
a crosta continental. Idades U-Pb mais jovens 
que idades Sm-Nd implicam em 
retrabalhamento de material crustal mais 
antigo e, portanto, que crescimento 
continental significativo pode não ter 
ocorrido (seção 2.4). A aplicação desta 
sistemática sugere que períodos de lento 
crescimento são intercalados por períodos 
onde as taxas de criação de crosta continental 
são bem mais rápidas. 
Curvas cumulativas de crescimento 
crustal são construídas considerando-se a 
distribuição areal de províncias juvenis (Fig. 
8.12). Numa escala global, tem sido sugerido 
que períodos maiores de crescimento crustal 
ocorreram há 2,7, 1,9 e 1,2 Ga atrás. No 
entanto, com respeito ao pico de 1,9 Ga, a 
contribuição da América do Sul e do centro e 
oeste da África pode ter sido subestimada, já 
que resultados recentes indicam que o 
período principal de crescimento ocorreu 
entre 2,2 e 2,0 Ga (Capítulo 10). 
 
8.7. Os primeiros 700 Ma: síntese 
 A Figura 8.13 apresenta um sumário 
da cronologia de eventos, inferida a partir 
dos estudos mais recentes, para os primeiros 
700 milhões de anos de história do Sistema 
Solar e da Terra. 
 
A formação do Sistema Solar, o início 
de reações termonucleares no Sol e a 
diferenciação primária da Terra ocorreram, 
muito provavelmente, nos 30-40 Ma 
subseqüentes ao colapso da nuvem de gás 
primitiva. A Lua desenvolveu-se apenas 60 
Ma após o nascimento do Sistema Solar 
(~4,5 Ga), quando a Terra já tinha 
praticamente adquirido toda sua massa.Figura 8.13. Cronologia de eventos nos primeiros 
700 milhões de anos do Sistema Solar e da Terra. 
 
 
 
Figura 8.12. Comparação da área do embasamento 
(acima) estimada a partir dos mapas geológicos da 
América do Norte (a) e da América do Sul (b) com 
idades U-Pb (abaixo) de zircões detríticos nos rios 
MacKenzie e Amazonas. 
113 
 
Ainda é incerto se uma crosta 
primária, formada pela cristalização do 
oceano magmático, e/ou uma crosta siálica 
estável existiram durante o Hadeano. 
Igualmente, é incerto se a alta produção de 
calor interno e a presença de uma atmosfera 
rica em CO2 contribuíram para manter a 
superfície do planeta a temperaturas elevadas 
ou, alternativamente, se a baixa luminosidade 
solar tornou possível a existência de oceanos 
com temperaturas não muito diferentes das 
atuais. Se uma crosta primitiva existiu, ela 
deve ter sido completamente reciclada (seja 
como resultado de convecção bem mais 
intensa no manto, ou do Intenso Bombardeio 
Tardio) ou, simplesmente, ainda não foi 
descoberta. 700 Ma após a formação da 
Terra, as condições tornaram-se propícias 
para a geração e preservação, pelo menos 
parcial, de crosta continental siálica, 
marcando o início da história geológica da 
Terra. 
 
Referências selecionadas 
Bekker, A., Holland, H.D., Wang, P.-L., Rumble III, 
D., Stein, H.J., Hannah, J.L., Goetzee, L.L., 
Beukes, N.J., 2004. Dating the rise of 
atmospheric oxygen. Nature 427, 117-120. 
Berner, R.A., 2003. The long-term carbon cycle, fossil 
fuels and atmospheric composition. Nature 426, 
323-326. 
Bruhn, D., Groebner, N., Kohlstedt, D.L., 2000. An 
interconnected network of core-forming melts 
produced by shear deformation. Nature 403, 883-
886. 
Canup, R.M., Asphaug, E., 2001. Origen of the Moon 
in a giant impact near the end of the Earth’s 
formation. Nature 412, 708-712. 
Caro, G., Bourdon, B., Wood, B.J., Corgne, A., 2005. 
Trace-element fractionation in Hadean mantle 
generated by melt segregation from a magma 
ocean. Nature 436, 246-249. 
Cohen, B.A., Hewins, R.H., Yu, Y., 2000. 
Evaporation in the young solar nebula as the 
origin of ‘just-righ’ melting of chondrules. 
Nature 406, 600-602. 
Condie, K.C., 2000. Episodic continental growth 
models: afterthoughts and extensions. 
Tectonphysics 322, 153-162. 
Coogan, L.A., Hinton, R.W., 2006. Do the trace 
element compositions of detrital zircons require 
Hadean continental crust? Geology 34, 633-636. 
Crowley, J.L., Myers, J.S., Sylvester, P.J., Cox, R.A., 
2005. Detrital zircon from the Jack Hills and 
Mount Narryer, Western Australia: evidence for 
diverse >4.0 Ga source rocks. Journal of 
Geology 113, 239-263. 
Day, J.M.D., Pearson, D.G., Taylor, L.A., 2007. 
Highly siderophile element constraints on 
accretion and differentiation of the Earth-Moon 
System. Science 315, 217-219. 
Gomes, R., Levison, H.F., Tsiganis, K., Morbidelli, 
A., 2005. Origin of the cataclysmic Late Heavy 
Bombardment period of the terrestrial planets. 
Nature 435, 466-469. 
Habing, H.J., Dominik, C., Jourdain de Muizon, M., 
Kessler, M.F., Laureijs, R.J. Leech, K., Metcalfe, 
L., Salama, A., Siebenmorgen, R., Trams, N., 
1999. Disappearence of stellar debris disks 
around main-sequence stars after 400 million 
years. Nature 401, 456-458. 
Halliday, A.N., 2000. Terrestrial accretion rates and 
the origin of the Moon. Earth and Planetary 
Science Letters 176, 17-30. 
Hawkesworth, C.J., Kemp, A.I.S., 2006. The 
differentiation and rates of generation of the 
continental crust. Chemical Geology 226, 134-
143. 
Hawkesworth, C.J., Kemp, A.I.S., 2006. Evolution of 
the continental crust. Nature 443, 811-817. 
Holzheid, A., Sylverster, P., O’Neill, H. St C., Rubie, 
D.C., Palme, H., 2000. Evidence for a late 
chondritic veneer in the Earth’s mantle from 
high-pressure partitioning of palladium and 
platinum. Nature 406, 396-399. 
Jacobsen, S.B., 2005. The Hf-W isotopic system and 
the origin of the Earth and Moon. Annual 
Review of Earth and Planetary Sciences 33, 531-
570. 
Kah, L.C., Lyons, T.W., Frank, T.D., 2004. Low 
marine sulphate and protracted oxygenation of 
the Proterozoic biosphere. Nature 431, 834-838. 
Kamber, B.S., Whitehouse, M.J., Bolhar, R., 
Moorbath, S., 2005. Volcanic resurfacing and the 
early terrestrial crust: zircon U-Pb and REE 
constraints from the Isua Greenstone Belt, 
southern West Greenland. Earth and Planetary 
Science Letters 240, 276-290. 
Kumper, L.R., 2008. The rise of atmospheric oxygen. 
Nature 451, 277-278. 
Martin, H., Albarède, F., Claeys, P., Gargaud, M., 
Marty, B., Morbidelli, A., Pinti, D.L. 2006. 
Building of a habitable planet. Earth, Moon, and 
Planets 98, 97-151. 
Melezhik, V.A., Fallick, A.E., Hanski, E.J., Kump, 
L.R., Lepland, A., Prave, A.R., Strauss, H., 2005. 
Emergence of an aerobic biosphere during the 
Archean-Proterozoic transition: challenges of 
future research. GSA Today 15, 4-11. 
Menneken, M., Nemchin, A.A., Geisler, T., Pidgeon, 
R.T., Wilde, S.A., 2007. Hadean diamonds in 
zircon from Jack Hills, Western Australia. 
Nature 448, 917-921. 
114 
 
Nemchin, A.A., Pidgeon, R.T., Whitehouse, M.J., 
2006. Re-evaluation of the origin and evolution 
of >4.2 Ga zircons from the Jack Hills 
metasedimentary rocks. Earth and Planetary 
Science Letters 244, 218-233. 
Rino, S., Komiya, T., Windley, B.F., Katayama, I., 
Motoki, A., Hirata, T., 2004. Major episodic 
increases of continental crustal growth 
determined from zircon ages of river sands: 
implications for mantle overturns in the Early 
Precambrian. Physics of the Earth and Planetary 
Interiors 146, 369-394. 
Rubie, D.C., Melosh, H.J., Reid, J.E., Liebske, C., 
Righter, K., 2003. Mechanisms of metal–silicate 
equilibration in the terrestrial magma ocean 
Earth and Planetary Science Letters 205, 239-
255. 
Scott, R.D., 2007. Chondrites and the protoplanetary 
disk. Annual Review of Earth and Planetary 
Sciences 35, 577-620. 
Stevenson, D.J., 2008. A planetary perspective on the 
deep Earth. Nature 451, 261-265. 
Trail, D., Mojzsis, S.J., Harrison, T.M., Schmitt, A.K., 
Watson, E.B., Young, E.D., 2007. Constraints on 
Hadean zircon protoliths from oxygen isotopes, 
Ti-thermometry, and rare earth elements. 
Geochemistry, Geophysics, Geosystems 8, doi: 
10.1029/2006GC001449. 
Valley, J.W., Peck, W.H., King, E.M., Wilde, S.A., 
2002. A cool early Earth. Geology 30, 351-354. 
Valley, J.W., Lacley, J.S., Cavosie, A.J., Clechenko, 
C.C., Spicuzza, M.J., Basei, M.A.S., Bindeman, 
I.N., Ferreira, V.P., Sial, A.N., King, E.M., Peck, 
W.H., Sinha, A.K., Wei, C.S., 2005. 4.4 billion 
years of crustal maturation: oxygen isotope ratios 
of magmatic zircon. Contributions to Mineralogy 
and Petrology 150, 561-580. 
Watson, E.B., Harrison, T.M., 2005, Zircon 
thermometer reveals minimum melting 
conditions on earliest Earth. Science 308, 841–
844. 
115 
 
9. O Arqueano: Geologia e Regimes Tectônicos 
 
 
 
9.1. Introdução 
O início do tempo geológico é 
marcado pela idade das rochas mais antigas. 
No momento, estas são os gnaisses Acasta, 
na Província Slave (noroeste do Canadá), 
com idades U-Pb em zircão de 4,00-4,03 Ga 
(Fig. 9.1). Depois destes, as idades mais 
antigas (3,93 Ga) foram obtidas em um 
ortognaisse no leste da Antártica. A área de 
exposição dessas rochas, nestes dois casos, é 
de poucas dezenas de quilômetros quadrados. 
O segmento crustal contínuo mais antigo e 
extenso é representado pelos gnaisses 
Amîtsok (também denominados Itsaq), no 
oeste da Groenlândia, com idades de até 3,87 
Ga. No Brasil, as idades U-Pb mais velhas 
(3,4-3,5 Ga) foram obtidas em ortognaisses 
nos estados do Rio Grande do Norte 
(Província Borborema) e Bahia (Cráton do 
São Francisco). 
 
As associações de rochas 
supracrustais mais antigas (cinturão Isua)também foram descritas no oeste da 
Groenlândia (Fig. 9.1), ocorrendo como 
lentes nos gnaisses Amîtsoq. A idade 
principal de deposição/vulcanismo do 
cinturão Isua é 3,81 Ga, mas diques com 
idade de 3,87 Ga, cortando formações de 
ferro bandadas, indicam que a deposição 
começou antes desta data. Parte das 
supracrustrais consiste de sedimentos 
clásticos. Isto indica a atuação de processos 
de intemperismo, erosão e transporte por 
águas superficiais e, portanto, a existência de 
continentes emersos desde o princípio do 
Arqueano. 
Zircões detríticos com até 4,3-4,4 Ga 
sugerem a existência de crosta continental no 
Hadeano (Capítulo 8) e as rochas mais 
antigas exibem evidência de retrabalhamento 
de crosta continental ainda mais antiga. 
Dessa maneira, a possibilidade da descoberta 
de segmentos crustais com idades superiores 
a 4 Ga não pode ser completamente 
descartada, de tal forma que o início do 
Precambriano permanece em aberto. 
 
 
 
Figura 9.1. Mapa mostrando a distribuição de idades nos continentes, a localização das rochas mais antigas 
(estrelas) e o contorno aproximado de alguns dos principais crátons arqueanos/paleoproterozóicos. 
116 
 
 
9.2. Distribuição dos terrenos arqueanos 
 Rochas arqueanas ocorrem em 
crátons pouco afetados por eventos 
orogênicos posteriores ou formando o 
embasamento de cinturões orogênicos mais 
jovens (Fig. 9.1). Embora a área total das 
províncias arqueanas preservadas represente 
apenas 16% das áreas continentais emersas, a 
maioria das estimativas aponta para um 
volume de produção de crosta continental 
durante este éon próximo ou superior a 50% 
(Fig. 8.11). 
 
Crátons arqueanos preservados de 
eventos tectônicos posteriores são 
encontrados em todos os continentes (Fig. 
9.1). Os crátons mais antigos, com idades 
dominantemente paleo- a mesoarqueanas 
(3,6-3,0 Ga), são os de Pilbara (noroeste da 
Australia; Fig. 9.2) e Kaapvaal (sul da 
Àfrica; Fig. 9.3). Crátons com idades 
neoarqueanas são bem mais comuns e, em 
geral, maiores que esses crátons mais 
antigos. O maior de todos eles é a Província 
Superior, no Canadá (Fig. 9.4). Embora os 
crátons Slave e Wyoming (Fig. 9.1) 
contenham rochas paleo- a mesoarqueanas, 
sua consolidação ocorreu apenas no 
Neoarqueano. Na Austrália, além de Pilbara, 
ocorrem ainda os crátons Yilgarn (Fig. 9.2) e 
Gawler (Fig. 9.1). Os zircões mais antigos 
são provenientes do Complexo Gnáissico 
Narryer (localidades Mount Narryer e Jack 
Hills), no Cráton Yilgarn (Fig. 9.2). Na placa 
Eurasiática, tem-se os crátons Karelia/Kola 
(Finlândia e Rússia), Siberiano e Dharwar 
(sul da Índia); na África, o Cráton da 
Tanzânia e o bloco Angola-Kasai (parte sul 
do Cráton do Congo). 
 
Na América do Sul, apenas a 
Província Amazônica Central (parte do 
Cráton Amazônico; Fig. 9.5) pode ser 
considerado um cráton arqueano genuíno. 
Embora o Cráton do São Francisco seja 
formado dominantemente por rochas de 
idade mesoarqueana (Fig. 9.1), sua 
consolidação ocorreu apenas no 
Paleoproterozóico. O mesmo pode ser dito 
 
 
 
Figura 9.3. Localização do cráton Kaapvaal e mapa 
geológico simplificado mostrando o greenstone belt 
Barberton e ortognaisses/granitóides adjacentes 
(idades em Ma). 
 
 
 
Figura 9.2. Mapa esquemático mostrando os 
crátons Yilgarn e Pilbara e a localização do 
Complexo Gnaíssico Narryer. 
117 
 
com respeito aos crátons Oeste-Africano, do 
Congo e do Norte da China (Fig. 1). 
 
 
 
9.3. Geologia dos terrenos arqueanos 
 As províncias arqueanas podem ser 
divididas em dois tipos de terrenos: (a) 
cinturões dominados por ortognaisses 
metamorfizados em alto grau (terrenos 
gnáissicos de alto grau); (b) sucessões 
dominantemente vulcânicas, metamorfizadas 
em baixo grau, envolvidas por granitos e 
gnaisses (terrenos granito-greenstone). Um 
exemplo clássico deste último tipo é 
representado pelo greenstone belt Barberton, 
na África do Sul (Fig. 9.3). 
 Os terrenos de alto grau representam 
de 80 a 85% da área de muitos crátons, mas 
em alguns deles, como na Província Superior 
(Fig. 9.4), os terrenos granito-greenstone 
podem dominar. 
 
9.3.1. Terrenos de alto grau 
Ortognaisses com composição 
tonalítica, trondhjemítica e granodiorítica 
constituem o tipo petrográfico dominante nos 
terrenos arqueanos de alto grau. Esta 
associação é, freqüentemente, referida como 
TTG (de trondhjemito-tonalito-granodiorito) 
e, embora ocorra em períodos mais jovens, é 
típica do Arqueano. Trondhjemitos são 
leucotonalitos ricos em Na e Al, 
caracterizados por conter plagioclásio sódico 
(oligoclásio), em oposição aos tonalitos 
comuns, onde o plagioclásio é mais cálcico 
(dominantemente andesina). Os membros da 
associação TTG são caracterizados, 
geoquimicamente, por padrões de elementos 
terras raras extremamente fracionados, 
normalmente sem anomalias de Eu (Fig. 9.6). 
Isto se reflete nas elevadas razões La/Yb de 
TTGs quando comparadas com a de outros 
granitóides (Fig. 9.6). 
 
Numerosos estudos experimentais 
mostram que TTGs são gerados por fusão 
 
 
 
Figura 9.6. Comparação entre padrões de 
elementos terras raras para TTGs e granitóides pós-
arqueanos e os campos para estes dois grupos de 
rochas num diagrama La/Yb versus Yb. 
 
 
 
Figura 9.5. Províncias do Cráton Amazônico. 
 
 
 
Figura 9.4. Mapa geológico simplificado da 
Província Superior (Canadá), com os nomes de 
algumas subprovíncias. 
118 
 
parcial de metabasaltos no campo de 
estabilidade da granada, indicando pressões 
elevadas. Granada anfibolito é considerada a 
principal rocha fonte, mas eclogito também é 
uma possibilidade. O padrão extremamente 
fracionado de terras raras nos TTGs pode ser 
explicado pela fusão parcial de eclogito ou 
granada anfibolito, já que os elementos terras 
raras pesados são retidos na estrutura da 
granada 
 Uma grande variedade de rochas 
supracrustais e de rochas metabásicas e 
metaultrabásicas pode ser encontrada como 
intercalações nos ortognaisses da associação 
TTG. A maioria dessas rochas não apresenta 
grandes disparidades quando comparadas 
com aquelas encontradas em terrenos mais 
jovens. Dois casos, no entanto, merecem 
menção: (1) grafita é bem mais comum em 
micaxistos arqueanos, refletindo o ambiente 
redutor resultante da ausência de oxigênio na 
atmosfera (seção 8.5); (2) anortositos 
arqueanos são associados com rochas 
máficas e ultramáficas e têm plagioclásio 
com teores elevados de anortita (80-100%), 
enquanto anortositos pós-arqueanos são mais 
comumente associados com granitos 
anorogênicos e seu plagioclásio é andesina 
ou labradorita. 
 O metamorfismo nos terrenos de alto 
grau varia de anfibolito alto a granulito e 
corresponde ao tipo de baixa/média pressão 
do metamorfismo regional. Pressões e 
temperaturas da ordem de 800 a 1200 MPa e 
700 a 900ºC são típicas. 
 
9.3.2. Terrenos granito-greenstone 
 Greenstone belts (cinturões de rochas 
verdes) são sucessões de rochas supracrustais 
dominadas por rochas vulcânicas, 
deformadas e metamorfizadas, 
dominantemente, sob condições da fácies 
xisto-verde. Como resultado do 
metamorfismo, rochas máficas são 
convertidas para xistos-verdes caracterizados 
pela associação mineral clorita-epidoto-
actinolita-albita. No entanto, o grau de 
alteração raramente é tão elevado a ponto de 
obscurecer todas as características primárias 
das rochas. 
Greenstone belts ocorrem como 
faixas alongadas ou irregulares, bordejadas 
ou intrudidas por granitóides variavelmente 
gnaissificados. Uma estrutura em domos e 
quilhas é típica em muitos terrenos granito-
greenstone, com os greenstones formando 
sinformes envoltos por domos batolíticos. 
Este é o caso do greenstone belt Barberton, 
na África do Sul (Fig. 9.3). No entanto, 
outros terrenos apresentamestruturação com 
faixas lineares alternadas de rochas 
metassedimentares, rochas metavulcânicas e 
ortognaisses, como é o caso da Província 
Superior (Fig. 9.4). 
Greenstone belts são caracterizados 
pela presença de derrames de rochas 
vulcânicas máficas (toleítos) e ultramáficas 
(komatiitos). Komatiitos são lavas ricas em 
magnésio, típicas do Arqueano, sendo 
incomuns em seqüências vulcânicas 
proterozóicas e muito raras no Fanerozóico. 
Os elevados teores de MgO (>18%) nessas 
rochas requerem, pelo menos, 30-40% de 
fusão parcial do manto. Petrograficamente, 
komatiitos são caracterizados pela textura 
spinifex, um arranjo paralelo ou radial de 
cristais extremamente alongados de olivina 
ou piroxênio, com até alguns decímetros de 
comprimento. O crescimento exagerado 
desses cristais é atribuído ao grande intervalo 
de temperatura (> 500ºC) entre o solidus e o 
liquidus de magmas ultramáficos. 
 Komatiitos e toleítos arqueanos são 
enriquecidos em elementos incompatíveis, 
quando comparados com N-MORBs, tendo 
uma composição mais próxima às de E-
MORBS (Fig. 9.7), sugerindo derivação de 
um manto menos diferenciado. 
Os greenstone belts mais antigos (>3 
Ga) contêm, em geral, um volume maior de 
komatiitos e uma dominância de sedimentos 
de águas rasas na seqüência sedimentar, 
quando comparados com greenstone belts 
neoarqueanos. Nestes últimos, normalmente, 
basaltos toleíticos a cálcio-alcalinos e dacitos 
dominam na seqüência vulcânica, enquanto 
felipe
Marcador de texto
119 
 
grauvacas são dominantes na seqüência 
sedimentar. 
 
 
9.4. Regimes tectônicos arqueanos 
9.4.1. Evolução térmica do manto 
O regime tectônico atual é dominado 
por dois estilos de convecção: um 
representado por plumas mantélicas, e outro, 
pela tectônica de placas (Caps. 4 e 5). A 
formação de plumas é condicionada pela 
condução de calor do núcleo para o manto e, 
portanto, não depende muito da temperatura 
absoluta deste último. Por outro lado, a 
subducção de placas oceânicas, considerado 
o principal motor da tectônica de placas 
(seção 4.6.), depende da estrutura térmica, 
mecânica e composicional da litosfera; estes 
fatores, por sua vez, são fortemente 
condicionados pela temperatura do manto. 
 A produção de calor no interior da 
Terra foi duas a quatro vezes maior no 
Arqueano do que no presente (Fig. 9.8), 
porque a concentração dos isótopos 
radioativos decresce exponencialmente com 
o tempo. Assim, seria de se esperar 
temperaturas bem mais elevadas no manto 
arqueano que no manto atual (Fig. 9.8). No 
entanto, este modelo implicitamente 
considera que uma produção de calor mais 
elevada resulta em um aumento homogêneo 
da temperatura em todas as partes do manto. 
Alternativamente, a maior produção de calor 
poderia ser acomodada por convecção mais 
intensa e por uma dissipação mais eficiente 
de calor. De fato, estudos petrológicos de 
toleítos arqueanos sugerem que a temperatura 
do manto foi apenas 50º-100ºC mais elevada 
no Arqueano que no presente (e não centenas 
de graus Celsius, como predito teoricamente; 
Fig. 9.8). 
 
Uma dissipação de calor mais efetiva 
pode ser conseguida por um dos seguintes 
processos (ou uma combinação deles): (1) 
velocidade maior das placas tectônicas; (2) 
comprimento maior das dorsais oceânicas; 
(3) maior percentagem de fusão parcial nas 
dorsais para produzir MORBs. Em qualquer 
um desses casos, a obtenção de uma 
flutuabilidade negativa crítica necessária para 
iniciar o processo de subducção é dificultada. 
Isto se dá, nos dois primeiros casos, porque a 
temperatura da litosfera ainda seria elevada 
quando da chegada da placa a uma zona de 
subducção, e, no terceiro, porque a crosta 
oceânica seria mais espessa e, portanto, a 
densidade média da litosfera, menor. 
Adicionalmente, uma maior temperatura do 
manto implica numa espessura menor da 
litosfera para qualquer idade considerada. 
 
9.4.2. Tectônica de placas no Arqueano? 
Apesar da dificuldade de subducção 
de placas litosféricas inerentemente menos 
densas, uma maior temperatura do manto no 
Arqueano também reduz a viscosidade da 
astenosfera, o que, por sua vez, facilita a 
 
 
 
Figura 9.8. Estimativas para o fluxo térmico (H) e a 
temperatura interna do manto com o decorrer do 
tempo. 
 
 
 
Figura 9.7. Padrões de elementos terras raras 
(normalizados pelo E-MORB) para toleítos e 
komatiitos arqueanos. 
 
120 
 
penetração das placas para o manto mais 
profundo. Neste cenário, a evolução para um 
regime tectônico similar ao atual poderia ter 
sido gradual, com uma dominância inicial de 
zonas de subducção rasas até que a 
temperatura das placas foi suficientemente 
rebaixada para permitir a formação de zonas 
de subducção de alto ângulo (Fig. 9.9a). 
Várias observações geológicas 
sugerem a atuação da tectônica de placas no 
Arqueano, particularmente após 3,2 Ga. Os 
principais argumentos são descritos abaixo. 
Uma trama suborizontal é dominante 
em muitos terrenos arqueanos. Isto sugere 
deslocamentos causados por forças tectônicas 
horizontais e, presumivelmente, interações 
entre placas. Dobras normais e zonas de 
cisalhamento transcorrentes/transpressivas 
regionais também são comuns. Falhas 
extensionais e complexos de núcleo 
metamórfico são mais raros, mas também são 
descritos. O estilo estrutural é, portanto, 
similar ao de orógenos modernos 
relacionados com colisões entre placas 
litosféricas. Esta interpretação é reforçada 
por perfis sísmicos, exibindo reflexões com 
mergulhos baixos, similares aos encontrados 
em orógenos recentes. Em alguns casos, 
reflexões cruzam a Moho e podem 
representar suturas ou contatos entre terrenos 
alóctones (Fig. 9.10). 
Muitos komatiitos e basaltos em 
greenstone belts têm afinidades geoquímicas 
com o magmatismo basáltico associado com 
plumas. No entanto, uma proporção 
significativa exibe afinidades cálcio-
alcalinas, sugerindo geração em ambientes de 
arcos de ilhas. A descoberta de um complexo 
de enxames de diques no cinturão Isua (Fig. 
9.1), sua associação com basaltos em 
almofada, gabros e rochas ultramáficas, bem 
como afinidades geoquímicas com MORBs e 
boninitos, foi interpretada como indicativo de 
expansão oceânica e subducção em arcos 
intraoceânicos 3,8 Ga atrás. A ausência de 
outros ofiolitos arqueanos é atribuída à maior 
espessura da crosta oceânica, de tal maneira 
que, normalmente, apenas a porção vulcânica 
mais superficial seria obduzida. 
Finalmente, dados paleomagnéticos 
para os crátons Pilbara e Kaapvaal sugerem 
deslocamentos relativos entre eles, 
requerendo geração e consumo de litosfera 
oceânica entre esses blocos. 
 
9.4.3. Ausência de tectônica de placas no 
Arqueano? 
 Argumentos contrários à atuação da 
tectônica de placas no Arqueano incluem: (a) 
inexistência de rochas de pressão ultra-alta, 
xistos azuis e ofiolitos; (b) diferenças entre 
associações de rochas modernas e antigas, 
em particular a raridade de komatiitos em 
seqüências supracrustais pós-arqueanas; (c) a 
estrutura em domos e quilhas típica de 
muitos greenstone belts. Os dois primeiros 
argumentos são explicados, pelos defensores 
de uma tectônica mobilista, como resultado 
de temperaturas mais elevadas no manto 
arqueano. 
 
 
 
Figura 9.9. Cenários para o regime tectônico no Arqueano. (a) Tectônica de placas, com geração de magmas 
félsicos por fusão parcial de crosta oceânica normal ou espessada. (b) Tectônica vertical, com geração de 
magmas félsicos pela fusão parcial da base de platôs acima de plumas do manto ou de regiões espessadas acima 
de células de convecção descendentes na astenosfera 
121 
 
 
Se a tectônica de placas não era 
possível ou era limitada no Arqueano, a 
superfície do planeta deveria ser coberta por 
uma camada relativamente rígida e imóvel.Convecção ainda seria possível no manto, 
mas o regime tectônico e a formação de 
crosta continental seriam dominados pela 
tectônica vertical de plumas (Fig. 9.9b). 
Neste cenário, tramas suborizontais são 
explicadas pelo fluxo dúctil da crosta 
média/inferior devido à menor resistência 
das rochas resultante do gradiente 
geotérmico mais elevado. 
 
9.4.4. Regimes mistos, avalanches no manto, 
crescimento continental episódico 
Um terceiro comportamento possível 
no Arqueano é aquele no qual o modo de 
convecção alternaria entre o regime móvel 
da tectônica de placas e o regime estagnado. 
Devido ao imbricamento de placas 
oceânicas convergentes (resultante de sua 
baixa densidade) e à maior atividade de 
plumas, extensas regiões de crosta oceânica 
anormalmente espessada e, portanto, de 
difícil subducção, poderiam ser produzidas 
episodicamente. A redução no comprimento 
das zonas de subducção resultaria numa 
diminuição no vigor da tectônica de placas 
e, eventualmente, em sua interrupção. O 
retorno ao regime móvel ocorreria por 
delaminação da porção inferior dos platôs, 
causada pela conversão de basalto para 
eclogito, ou pelo aumento na intensidade de 
convecção no manto sublitosférico. 
Uma situação como a descrita acima 
poderia explicar o rápido crescimento 
continental ocorrido no final do Arqueano 
(seção 8.6.2). Outra possibilidade, mais 
aceita, é que o pico na produção de crosta 
continental entre 2,75 e 2,65 Ma, observado 
em muitos crátons, seria conseqüência de 
um evento global de plumas do manto. Este 
evento tem sido relacionado ao acúmulo de 
litosfera oceânica na descontinuidade de 660 
km, seguido de sua descida catastrófica para 
o manto inferior, um processo chamado de 
avalanche mantélica (Fig. 9.11). O modelo é 
baseado no pressuposto de que um manto 
mais quente favoreceria convecção em duas 
camadas. No entanto, simulações numéricas 
recentes sugerem que a penetração de placas 
para o manto inferior pode ocorrer sem 
 
 
 
Figura 9.10. (a) Perfil sísmico de reflexão entre o greenstone belt Abitibi e o terreno de alto grau Opatica, 
sudeste da Província Superior (Fig. 9.4). (b) Interpretação sugerindo existência de dobras normais, empurrões e a 
possível subducção da subprovíncia Abitibi sob a subprovíncia Opatica. 
 
122 
 
dificuldade nas condições do manto 
arqueano. 
 
 
9.5. TTGs e greenstone belts: ambientes 
tectônicos 
9.5.1. TTGs 
 Existe um consenso de que a 
associação TTG é produzida por fusão 
parcial de crosta oceânica metamorfizada. 
No entanto, o ambiente tectônico onde isto 
ocorre é bem mais controverso. Existem, 
pelo menos, cinco cenários propostos para a 
formação de TTGs. Uma das principais 
hipóteses é sua geração em arcos 
magmáticos pela fusão parcial de crosta 
oceânica quente, com o mergulho da placa 
inferior podendo variar de baixo a forte (Fig. 
9.9a). Outra hipótese popular é fusão parcial 
da base de platôs basálticos formados acima 
de plumas do manto ou de células de 
convecção descendentes (Fig. 9.9b). Outras 
possibilidades incluem: (a) fusão parcial da 
base de platôs oceânicos formados pelo 
imbricamento de crosta oceânica; (b) fusão 
parcial de underplating basáltico na base de 
crosta continental preexistente ou de arcos 
oceânicos; (c) fusão parcial de crosta 
oceânica delaminada. 
 
9.5.2. Greenstones 
 Greenstone belts dominados por 
basaltos e komatiitos são convencionalmente 
interpretados como produtos de fusão 
parcial, a pressões e temperaturas elevadas, 
de plumas do manto (Fig. 9.9b). Este parece 
ser o caso de komatiitos extravasados em 
crosta siálica mais antiga. No entanto, 
estimativas para o teor de H2O em alguns 
komatiitos são bem mais elevadas (>2-3%) 
que em basaltos relacionados com plumas 
(CFBs, OIBs; Capítulo 6), os quais contêm 
menos de 0,5% H2O. Para explicar estes 
casos, uma interpretação proposta é a fusão 
parcial do manto nos estágios iniciais de 
formação de zonas de subducção (Fig. 
9.12a). Nesta situação, o rápido mergulho da 
placa causaria a subida da astenosfera e 
introduziria um grande volume de água na 
região ante-arco, induzindo elevadas 
percentagens de fusão parcial sob condições 
hidratadas. 
 
 
 
 
Figura 9.11. Modelo esquemático do processo de 
avalanche mantélica. A descida catastrófica de 
litosfera oceânica acumulada na descontinuidade 
de 660 km (a) induz o influxo de material do 
manto inferior para o manto superior (b), 
resultando numa intensa atividade de plumas. 
 
 
 
 
Figura 9.12. Modelos para explicar a coexistência 
de komatiitos e magmas cálcio-alcalinos em 
greenstone belts. (a) Fusão em larga escala do 
manto nos estágios iniciais de subducção. (b) 
Maturação da zona de subducção, com formação 
de um arco vulcânico. (c) Chegada de uma pluma 
abaixo de uma zona de subducção preexistente. 
 
123 
 
Greenstone belts consistindo, 
dominantemente, de basaltos toleíticos a 
cálcio-alcalinos e de dacitos são 
caracterizados por anomalias negativas de 
Ta, Nb, Ti e P. Eles são, portanto, 
correlacionados, por muitos, com zonas de 
subducção intraoceânicas (Fig. 9.12b). 
Bacias retro-arco constituem outro ambiente 
possível para a geração de greenstone belts 
dominados por rochas vulcânicas cálcio-
alcalinas. Porém, se zonas de subducção rasa 
dominaram a tectônica no Arqueano, 
extensão na região retro-arco é inibida, 
tornando este ambiente desfavorável, como 
caso geral, para a produção de magmas. 
A ocorrência conjunta das 
associações basalto-komatiito e basalto-
dacito é observada em vários greenstone 
belts. Isto poderia resultar da maturação de 
zonas de subducção (Figs. 9.12a e 9.12b). 
Outra possibilidade para explicar esta 
coexistência é a interação de plumas e zonas 
de subducção (Fig. 9.12c). Esta influência 
mútua deve ter sido mais freqüente no 
Arqueano, devido a uma atividade de 
plumas mais intensa e/ou ao maior número 
de placas que no presente. Ainda, outra 
possibilidade é a acresção de platôs 
oceânicos gerados sobre plumas do manto a 
um arco magmático. 
 
9.5.3. Associações TTG/greenstone 
A associação de greenstone belts e 
terrenos de alto grau lineares (Fig. 9.4) é 
interpretada, pela maioria dos autores, como 
resultante da colisão de arcos, platôs 
oceânicos e microcontinentes durante 
tectônica de acresção. No entanto, alguns 
greenstone belts, particularmente os mais 
antigos, como aqueles presentes nos crátons 
Pilbara, Kaapvaal e Dharwar, apresentam 
uma estrutura em domos e quilhas (Fig. 9.3) 
e a atuação de uma tectônica compressiva 
horizontal não é documentada neles. Um 
modelo popular para a formação destes 
últimos envolve a inversão convectiva 
parcial de crosta continental ou crosta 
oceânica espessada, devido à sobreposição 
de basaltos e komatiitos densos produzidos 
pela fusão parcial de plumas (Fig. 9.13a). 
Esta inversão de densidade e o 
amolecimento térmico da crosta subjacente 
permitiriam o afundamento de parte da 
seqüência vulcânica (este processo é 
denominado ‘sagducção’) e a conseqüente 
subida diapírica de domos gnássicos 
produzidos por fusão parcial da crosta (Fig. 
9.13b). 
 
Os diferentes modelos propostos para 
a geração de TTGs e greenstone belts não 
são todos mutuamente excludentes. Na 
realidade, o mais provável é que vários dos 
processos discutidos tenham estado 
envolvidos na consolidação de crátons 
arqueanos, seja ao mesmo tempo ou em 
diferentes épocas. Isto é exemplificado, na 
Fig. 9.14, com o caso do cráton Pilbara. 
 
9.6. Cratonização 
 O processo responsável pela 
estabilização de vastos segmentos crustais é 
chamado de cratonização. A cratonização 
dos continentes arqueanos envolveu a 
formação de uma litosfera bastante espessa 
(> 200 km) abaixo deles (Fig. 4.4). Existem 
 
 
 
Figura 9.13. Modelo de inversão parcialda crosta, 
resultando na formação de terrenos granito-
greenstone com estrutura em domos e quilhas. (a) 
Derrames basáltico-komatiíticos espessos são 
extravasados sobre crosta continental ou platôs 
oceânicos. (b) A elevação de temperatura da crosta, 
por aquecimento provocado pela pluma e por 
radioatividade interna, resulta em amolecimento 
térmico, fusão parcial, afundamento da cobertura 
vulcânica e ascensão de domos gnaíssicos. 
124 
 
três modelos concorrentes, mas não 
necessariamente mutuamente excludentes, 
para explicar como isto ocorreu. No 
primeiro, o manto litosférico constituiria o 
resíduo da fusão parcial de grandes plumas 
(Fig. 9.14; meio). No segundo, a formação 
de uma litosfera espessa envolveria a 
acresção e imbricamento de litosfera 
oceânica. Finalmente, no terceiro, o 
espessamento resultaria da colisão de arcos e 
continentes (Fig. 9.14; topo). De acordo com 
o primeiro modelo, peridotitos cratônicos 
seriam o resíduo sólido deixado pela 
extração de magmas formados por elevadas 
percentagens de fusão parcial a altas 
temperaturas e pressões. Nos dois últimos 
cenários, fusão parcial ocorreria a 
temperaturas e pressões mais baixas, seguida 
pelo transporte dos peridotitos residuais para 
profundidades maiores. 
 
 
Em orógenos fanerozóicos, o 
espessamento da litosfera pode resultar em 
delaminação porque o manto litosférico frio 
pode tornar-se mais denso que a astenosfera 
(Capítulo 7). O manto litosférico arqueano é, 
no entanto, mais empobrecido em Ca, Al e 
Fe (devido às percentagens mais elevadas de 
fusão parcial), fazendo com que ele seja 
menos denso que a astenosfera (Fig. 9.15), 
independentemente de sua espessura. Dessa 
maneira, o desenvolvimento de raízes 
litosféricas profundas deve ter protegido a 
crosta continental arqueana sobrejacente, 
dificultando seu envolvimento em eventos 
orogênicos subseqüentes, o que explica sua 
persistência até os dias atuais. 
 
 
 
Referências selecionadas 
Aulbach, S., Griffin, W.L., Pearson, N.J., O"Reilly, 
S.Y., Doyle, B.J., 2007. Lithosphere formation 
in the central Slave Craton (Canada): plume 
subcretion or lithosphere accretion? 
 
 
 
Figura 9.14. Diagrama esquemático mostrando uma 
possível seqüência de eventos envolvida na 
formação do cráton Pilbara. 
 
 
 
Figura 9.15. Diagrama CaO versus Al2O3 exibindo 
a variação composicional para o manto litosférico, 
estimada com base em estudos de xenólitos de 
peridotito de várias idades. São mostradas, ainda, 
as proporções relativas médias de olivina (Oliv), 
ortopiroxênio (Opx), clinopiroxênio (Cpx) e 
granada (Gnt), e o teor do componente forsterita 
(Fo) da olivina. 
125 
 
Contributions to Mineralogy and Petrology 154, 
409-427. 
Bailey, R.C., 1999. Gravity-driven continental 
overflow and Archean tectonics. Nature 398, 
413-417. 
Bédard, J.H., 2006. A catalytic delamination-driven 
model for coupled genesis of Archaean crust 
and sub-continental lithospheric mantle. 
Geochimica et Cosmochimica Acta 70, 1188-
1214. 
Benn, K., Mareschal, J.C., Condie, K.C. (eds.), 2006. 
Archean geodynamics and environments, 
Geophysical Monograph Series 164. 
Brown, M., 2006. Duality of thermal regimes is the 
distinctive characteristic of plate tectonics since 
the Neoarchean. Geology 34, 961-964. 
Cawood, P.A., Kröner, A., Pisarevsky, S., 2006. 
Precambrian plate tectonics: criteria and 
evidence. GSA Today 16, 4-11. 
Chardon, D., Choukroune, P., Jayananda, M., 1998. 
Sinking of the Dharwar Basin (South India): 
implications for Archaean tectonics. 
Precambrian Research 91, 15-39. 
Collins, W.J., van Kranendonk, M.J., Teyssier, C., 
1998. Partial convective overturn of Archaean 
crust in the east Pilbara Craton, Western 
Australia: driving mechanisms and tectonic 
implications. Journal of Structural Geology 20, 
1405-1424. 
Condie, K.C., 1998. Episodic continental growth and 
supercontinents: a mantle avalanche 
connection? Earth and Planetary Science Letters 
163, 97-108. 
de Wit, M.J., 1998. On Arquean granites, 
greenstones, cratons and tectonics: does the 
evidence demand a verdict? Precambrian 
Research 91, 181-226. 
Faure, F., Arndt, N., Libourel, G., 2006. Formation of 
spinifex texture in komatiites: an experimental 
study. Journal od Petrology 47, 1591-1610. 
Foley, S., Tiepolo, M., Vannucci, R., 2002. Growth 
of early continental crust controlled by melting 
of amphibolite in subduction zones. Nature 417, 
837-840. 
Foley, S.F., Buhre, S., Jacob, D.E., 2003. Evolution 
of the Archean crust by delamination and 
shallow subduction. Nature 421, 249-252. 
Furnes, H., de Wit, M., Staudigel, H., Rosing, M. and 
Muehlenbachs, K., 2007. A vestige of Earth’s 
oldest ophiolite. Science 315, 1704-1707. 
Grove, T.L., Parman, S.W., 2004. Thermal evolution 
of the Earth as recorded by komatiites. Earth 
and Planetary Science Letters 219, 173-187. 
Hawkesworth, C.J., Kemp, A.I.S., 2006. Evolution of 
the continental crust. Nature 443, 811-817. 
Iizuka, T., Komiya, T., Ueno, Y., Katayama, I., 
Uehara, Y., Maruyama, S.,Hirata, T., Johnson, 
S.P., Dunkley, D.J., 2007. Geology and zircon 
geochronology of the Acasta Gneiss Complex, 
northwestern Canada: new constraints on its 
tectonothermal history. Precambrian Research 
153, 179-208. 
Kerrich, R., Polat, A., 2006. Archean greenstone-
tonalite duality: thermochemical mantle 
convection models or plate tectonics in the early 
Earth global dynamics? Tectonophysics 415, 
141-165. 
King, S.D., 2005. Archean cratons and mantle 
dynamics. Earth and Planetary Science Letters 
234, 1-14. 
Michaut, C., Jaupart, C., 2007. Secular cooling and 
thermal structure of continental lithosphere. 
Earth and Planetary Science Letters 257, 83-96. 
Nelson, D.R., Trendall, A.F., Altermann, W., 1999. 
Chronological correlations between the Pilbara 
and Kaapval cratons. Precambrian Research 97, 
165-189. 
O'Neil, C.J., Lenardic, A., Griffin, W.L., O"Reilly, 
S.Y., 2007. Dynamics of cratons in an evolving 
mantle. Lithos 102, 12-24. 
O’Reilly, S.Y., Griffin, W.L., Djomani, Y.H.P., 
Morgan, P., 2001. Are lithospheres forever? 
Tracking changes in subcontinental lithospheric 
mantle through time. GSA Today 11, 4-10. 
Percival, J.A., Stern, R.A., Skulski, T., 2001. Crustal 
growth through successive arc magmatismo: 
reconnaissance U-Pb SHRIMP data from the 
northeastern Superior Province, Canada. 
Precambrian Research 109, 203-238. 
Peltonen, P., Brügmann, G., 2006. Origin of layered 
continental mantle (Karelian craton, Finland): 
geochemical and Re-Os isotope constraints. 
Lithos 89, 405-423. 
Rapp, R.P., Shimizu, N., Norman, M.D., 2003. 
Growth of early continental crust by partial 
melting of eclogite. Nature 425, 605-609. 
Rey, P.F., Philippot, P., Thébaud, N., 2003. 
Contribution of mantle plumes, crustal 
thickening and greenstone blanketing to the 
2.75-2.65 Ga global crisis. Precambrian 
Research 127, 43-60. 
Rino, S., Komiya, T., Windley, B.F., Katayama, I., 
Motoki, A., Hirata, T., 2004. Major episodic 
increases of continental crustal growth 
determined from zircon ages of river sands: 
implications for mantle overturns in the Early 
Precambrian. Physics of the Earth and Planetary 
Interiors 146, 369-394. 
Smithies, R.H., Van Kranendonk, M.J., Champion, 
D.C., 2007. The Mesoarchean emergence of 
modern-style subduction. Gondwana Research 
11, 50-68. 
Van Kranendonk, M.J., Smithies, R.H., Hickman, 
A.H., Champion, D.C., 2007. Review: secular 
tectonic evolution of Archean continental crust: 
interplay between horizontal and vertical 
processes in the formation of the Pilbara Craton, 
Australia. Terra Nova 19, 1-38. 
126 
 
van Thienen, P., van der Berg, A.P., Vlaar, N.J., 
2004. On the formation of continental silicic 
melts in thermochemicalmantle convection 
models: implications for early Earth. 
Tectonophysics 394, 111-124. 
Wyman, D.A., Kerrich, R., 2002. Formation of 
Archean continental lithospheric roots: the role 
of mantle plumes. Geology 30, 543-546. 
Xiong, X.L., 2006. Trace element evidence for 
growth of early continental crust by melting of 
rutile-bearing hydrous eclogite. Geology 34, 
945-948. 
127 
 
10. Cinturões Orogênicos Proterozóicos, Supercontinentes e 
Superplumas 
 
 
 
10.1. Introdução 
 Ao contrário do limite Proterozóico- 
Fanerozóico, e das demais subdivisões do 
Fanerozóico, que são baseados em eventos 
específicos, o limite Arqueano-Proterozóico, 
bem como as subdivisões do Precambriano, é 
puramente cronométrico. Embora não exista 
nenhum evento geológico de escala global 
ocorrido exatamente há 2,5 Ga atrás, vários 
fatores foram levados em consideração para 
se arbitrar esta idade como limite entre os 
éons Arqueano e Proterozóico. Diferenças 
entre a geologia dos terrenos arqueanos e 
proterozóicos são atribuídas, direta ou 
indiretamente, ao processo de cratonização, e 
conseqüente estabilização dos continentes, 
ocorrido no Neoarqueano; ao declínio na 
temperatura do manto com o decorrer do 
tempo; e ao advento de uma atmosfera rica 
em oxigênio. 
 
10.2. A transição Arqueano-Proterozóico e 
os primeiros continentes 
 O grande volume de crosta 
continental produzido no Neoarqueano 
contrasta com a escassez de rochas juvenis 
no período entre 2,6 e 2,4 Ga (Fig. 10.1). Isto 
é, geralmente, interpretado como indicativo 
da existência de um, ou mais, grandes 
continentes estáveis, sujeitos apenas a 
eventos de rifteamento. No entanto, é 
possível, também, que a limitada produção 
de crosta juvenil, neste período, resulte de 
processos orogênicos colisionais, durante os 
quais ocorre, dominantemente, 
retrabalhamento de crosta preexistente. 
Em vista da similaridade geológica e 
de idades entre os terrenos TTG e granito-
greenstone nos crátons Kaapvaal e Pilbara, 
eles podem ter feito parte do primeiro grande 
continente (denominado Vaalbara). No 
entanto, diques máficos, seqüências de rifte, 
vulcanismo bimodal, e seqüências 
plataformais com idades entre 2,78 a 2,60 
Ga, indicam que, se isto ocorreu, eles foram 
separados ainda no Arqueano. É possível 
que, no final do Arqueano, os crátons 
existentes tenham sido agregados em um 
único supercontinente (denominado 
Kenorlândia) ou em vários crátons maiores. 
Por exemplo: Superia (formado pela junção 
dos crátons Superior e Karelia); Sclavia (do 
qual o cráton Slave seria remanescente); e 
Kalahari (formado pela colisão dos crátons 
Kaapvaal e Zimbabwe; embora seja debatido 
se isto ocorreu no Arqueano ou, apenas, no 
Paleoproterozóico). 
 
A existência de massas continentais 
lateralmente extensas no final do Arqueano 
possibilitou a deposição de vastas seqüências 
 
(a) 
 
(b) 
 
 
Figura 10.1. (a) Histograma de crescimento 
continental, com base em idades U-Pb em zircão 
de rochas juvenis, no intervalo 3,0-1,0 Ga. (b) 
Histograma de crescimento continental para a 
América do Sul, baseado em idades modelo Sm-
Nd, no período 3,7-0,7 Ga. Notar o pico em 2,1 Ga. 
128 
 
de rochas supracrustais. Grandes bacias 
sedimentares remanescentes desse período 
incluem aquelas de Witwatersrand e Pongola, 
no Cráton Kaapvaal, Hamersley, no Cráton 
Pilbara, e Carajás, no Cráton Amazônico. 
Coberturas sedimentares do 
Paleoproterozóico inferior são comuns em 
todos os demais crátons arqueanos. 
As seqüências supracrustais 
neoarqueanas e paleoproterozóicas 
consistem, caracteristicamente, de 
sedimentos maturos, como quartzitos e 
pelitos, indicando um ambiente tectônico 
estável, presumivelmente representado por 
bacias intracratônicas e plataformas 
continentais. Quartzitos são comumente 
intercalados com formações de ferro 
bandadas. A ausência de depósitos de pirita e 
uraninita, após 2,4 Ga, coincide com o 
declínio na deposição de BIFs, indicando o 
início do acúmulo de oxigênio na atmosfera. 
Embora enxames de diques máficos 
ocorram no Arqueano (como é o caso do 
Grande Dique do Zimbábue, com idade de 
2575 Ma, o maior dique máfico conhecido, 
com 480 km de comprimento), eles são bem 
mais freqüentes no Proterozóico. O grande 
volume de diques máficos intrudidos entre 
2,4 e 2,0 Ga, indicativos de tentativas de 
fragmentação continental, argumentam a 
favor da existência de grandes continentes 
estáveis no final do Arqueano/início do 
Proterozóico. Tem sido sugerido, ainda, que 
o período 2,5-2,45 Ga foi marcado por uma 
intensa atividade de plumas. Derrames 
basálticos com estas idades, encontrados em 
vários crátons, seriam remanescentes de 
CFBs. 
Intrusões ígneas estratiformes são 
típicas do Proterozóico, embora meta-
anortositos e rochas metabásicas e 
mataultrabásicas arqueanas possam ser 
fragmentos de corpos ígneos maiores 
deformados e metamorfizados. O Complexo 
Stillwater (Montana), com idade de 2,7 Ga, é 
o único exemplo arqueano bem preservado. 
O Complexo Bushveld, na África do Sul, 
com 2,05 Ga, aflorando em uma área com 
cerca de 66 000 km2, é o maior corpo ígneo 
do mundo, sendo também o maior depósito 
de mineralizações magmáticas (associação 
Cr-Ni-Pt-Cu). Da mesma maneira, granitos 
potássicos (monzogranitos e sienogranitos), 
embora também ocorram no Arqueano, só se 
tornam abundantes no Proterozóico. 
 
10.3. Distribuição e geologia de províncias 
orogênicas proterozóicas 
 Províncias orogênicas proterozóicas 
ocorrem, caracteristicamente, circundando 
crátons arqueanos, ou como faixas, 
separando terrenos arqueanos (Figs. 9.1, 9.2, 
9.5, 10.2-10.5). O primeiro caso é bem 
ilustrado pelo Cráton Amazônico, onde a 
Província Amazônia Central, arqueana, é 
circundada, no norte, pela Província Maroni-
Itacaiunas (2,2-2,0 Ga) e, no sul e sudoeste, 
por províncias que se tornam 
progressivamente mais jovens para o sul 
(Fig. 9.5). Na América do Norte, igualmente, 
províncias progressivamente mais jovens são 
observadas ao sul da Província Superior (Fig. 
10.2). Províncias mais jovens podem manter 
o mesmo trend ou truncar aqueles de 
províncias mais antigas, como no caso do 
cinturão Grenville (Fig. 10.2). 
A geologia das províncias crustais 
proterozóicas é bastante variada. Algumas 
consistem dominantemente de rochas 
juvenis, enquanto outras resultam quase 
exclusivamente de retrabalhamento de rochas 
mais antigas. Em geral, as rochas presentes 
podem ser grupadas nos seguintes tipos, com 
sua proporção variando de um orógeno para 
outro: 
(a) Complexos arqueanos reativados 
(ortognaisses e rochas associadas dos 
terrenos de alto grau e greenstone belts 
desmembrados e deformados). 
(b) Ortognaisses juvenis da associação TTG. 
Estas rochas são mais comuns nos 
orógenos proterozóicos mais antigos e 
refletem uma continuação de processos 
associados com colisão de platôs 
oceânicos e/ou subducção rasa no 
Paleoproterozóico. 
129 
 
 
 
(c) Ortognaisses cálcio-alcalinos. Estas 
rochas são dominantes em orógenos 
caracterizados por uma tectônica 
acrescionária, envolvendo a colisão de 
arcos de ilhas, ou subducção do tipo 
andino. 
(d) Seqüências supracrustais. Estas são 
bastante variadas e um mesmo orógeno 
pode incluir rochas metassedimentares e 
metavulcânicas indicativas de deposição 
em ambiente tectônico estável, como 
plataformas continentais e bacias 
intracratônicas, em riftes continentais, e 
em margens continentais ativas. 
(e) Rochas plutônicas variadas. Em 
comparação com o Arqueano, o 
magmatismo, em muitas províncias 
proterozóicas, é caracterizado por 
volumes significativos de granitóides 
potássicos, implicando que diferenciação 
crustal pode ter sido mais importante que 
crescimento continental. Isto é 
particularmente válido para os cinturõesmais jovens. 
 
10.4. Eventos orogênicos proterozóicos 
Numerosos eventos orogênicos, 
muitos dos quais podem ser correlacionados 
com um dos diferentes tipos de orogêneses 
discutidas no Capítulo 7, são reconhecidos no 
Proterozóico. Quatro destes eventos são 
registrados em vários ou em todos os 
continentes, dois datando do 
Paleoproterozóico, um do final do 
Mesoproterozóico e outro do final do 
Neoproterozóico. Os três mais antigos foram 
 
 
 
Figura 10.2. Províncias crustais arqueanas e proterozóicas na América do Norte e sua extensão para a 
Groenlândia e Escandinávia. 
130 
 
responsáveis por substancial crescimento 
continental pós-arqueano (Fig. 10.1). 
 
10.4.1. Paleoproterozóico 
Registros esparsos de orogêneses 
ocorridas entre 2,5 e 2,2 Ga são encontrados 
em vários continentes, mas o evento 
orogênico importante mais antigo é o Ciclo 
Transamazônico/Eburneano (2,2-2,0 Ga). 
Este evento foi responsável pela formação de 
uma proporção significativa da Plataforma 
Sul-Americana e do centro e noroeste da 
África. Dele, resultaram a consolidação dos 
crátons São Francisco, Congo e Oeste 
Africano, e o crescimento do Cráton 
Amazônico, pela adição da Província 
Maroni-Itacaiunas à Província Amazônia 
Central (Fig. 9.5). Exposições menores de 
crosta paleoproterozóica na América do Sul, 
representando a parte aflorante de províncias 
crustais maiores, são os crátons São Luís, 
Luís Alves e Rio de la Plata (Fig. 10.5). 
Adicionalmente, uma proporção significativa 
do embasamento das províncias orogênicas 
neoproterozóicas no Brasil e no oeste da 
África também consiste de rochas de idade 
paleoproterozóica. 
 
 Os crátons São Francisco e Congo são 
formados por rochas dominantemente de 
idade arqueana (cerca de 80%), mas no 
Cráton Oeste-Africano e na Província 
Maroni-Itacaiunas dominam rochas juvenis 
do paleoproterozóico. Modelos tectônicos 
para a evolução dessas províncias invocam a 
atuação da tectônica de placas. Colisão entre 
blocos arqueanos com adição local de crosta 
juvenil parece ter sido o processo dominante 
no caso dos crátons São Francisco e Congo, 
enquanto os crátons Amazônico e Oeste-
Africano teriam crescido pela colagem de 
arcos magmáticos juvenis e blocos arqueanos 
menores. 
 Os eclogitos mais antigos descobertos 
até agora foram encontrados no orógeno 
Usagarano, no leste da África (Fig. 10.3), 
cuja idade (2,0 Ga) corresponde à do evento 
Eburneano no oeste desse continente. A 
ocorrência desses eclogitos é uma evidência 
direta de litosfera oceânica e, portanto, da 
atuação da tectônica de placas no 
Paleoproterozóico. No entanto, o ambiente de 
formação ainda é debatido. Os modelos mais 
recentes favorecem rifteamento da margem 
leste do cráton da Tanzânia e o subseqüente 
 
 
 
Figura 10.3. Crátons e cinturões orogênicos 
proterozóicos no centro e sul da África. 
 
 
Figura 10.4. Crátons arqueanos e bacias e orógenos 
proterozóicos na Austrália. 
 
131 
 
fechamento da pequena bacia oceânica 
formada. Nesta interpretação, o orógeno 
Usagarano seria essencialmente 
intracontinental. 
 
 O segundo grande período orogênico 
proterozóico ocorreu entre 2,0 e 1,8 Ga. 
Orogêneses nesse intervalo de idades são 
documentadas em todos os continentes, 
recebendo denominações locais. Na América 
do Sul, ele é representado pela Província 
Ventuari-Tapajós, no sudoeste do cráton 
Amazônico (Fig. 9.5). A ocorrência de 
associações petrotectônicas típicas e o estilo 
estrutural/metamórfico dos orógenos melhor 
estudados desse período evidenciam a 
atuação de processos de tectônica de placas 
semelhantes aos atuais. Exemplos de 
orógenos interpretados como resultantes da 
colagem de arcos de ilhas e prismas de 
acresção incluem o orógeno Wopmay (Fig. 
10.6), no Canadá, o cinturão Ketilidiano, na 
Groenlândia, e o orógeno sueco-finlandês 
(Fig. 10.2). 
Talvez o melhor exemplo de um 
orógeno colisional, similar em escala ao 
sistema Himalaia-Tibete, seja o cinturão 
Trans-Hudsoniano (Figs. 10.3, 10.8), onde 
acresção pré-colisional de blocos crustais foi 
seguida pelo desenvolvimento de uma 
margem do tipo andino e, finalmente, pela 
colisão entre a Província Superior (placa 
inferior) e as províncias Wyoming e Rae-
Hearne (placa superior). 
 
Ao contrário dos exemplos acima, 
crescimento crustal significativo não ocorreu 
durante o desenvolvimento dos orógenos 
Thelon, no Canadá (Fig. 10.2), e Capricórnio 
e Paterson, na Austrália (Fig. 10.4). O 
primeiro é interpretado, por alguns, como um 
orógeno colisional e, por outros, como um 
orógeno intracontinental. O Orógeno 
Capricórnio é atribuído à colisão oblíqua 
entre os crátons Pilbara e Yilgarn, tendo sido 
retrabalhado durante uma orogênese 
intracontinental ocorrida no final do 
Paleoproterozóico (Orogenia Mongaroon). 
 
 
 
Figura 10.6. Evolução inferida para o orógeno 
Wopmay, Canadá: (a, b) Colagem do terreno 
Hottah; (c) desenvolvimento de uma margem 
continental ativa; (d) colagem do terreno Fort 
Simpson. 
 
 
 
Figura 10.5. Crátons arqueanos/paleoproterozóicos 
e cinturões Brasilianos/Pan-Africanos na América 
do Sul e África. Crátons: AM – Amazônico, CC – 
Congo, LA – Luís Alves, SF – São Francisco, SL – 
São Luís, WA – Oeste-Africano. Províncias 
neoproterozóicas: A – Araguaia, BP – Borborema, 
CA - Camarões, M – Mantigueira, N – Nigeria, T – 
Tocantins. 
132 
 
 
 
 
10.4.2. Mesoproterozóico 
 Orogêneses ocorridas do final do 
Paleoproterozóico ao Mesoproterozóico 
médio podem ser importantes em um 
determinado continente (como por exemplo, 
no sudoeste da Amazônia (Fig. 9.5) e sudeste 
da América do Norte (Fig. 10.2)), mas não 
constituem eventos de escala global. 
O terceiro grande evento orogênico 
proterozóico é denominado, na América do 
Norte, de orogênese Grenville. Ele culminou 
com uma série de colisões continentais entre 
1,2 e 1,0 Ga atrás, tendo afetado o sudoeste 
do cráton Amazônico (Província Sunsás; Fig. 
9.5), todo o leste da América do Norte (Fig. 
10.2), o centro e sul da África (orógenos 
Kibarano, Namaqua-Natal, Irumide; Fig. 
10.3) e partes da Austrália (orógenos Albany-
Fraser e Musgrave; Fig. 10.4) e do escudo 
báltico (orógeno sueco-norueguês). O 
sistema orogênico como um todo tem mais 
de 10 000 km de comprimento (Fig. 10.8) e 
parte dele foi continuamente formado pela 
adição progressiva de orógenos 
acrescionários entre 1,8 e 1,0 Ga. Os dois 
grandes continentes formados pelos crátons 
arqueanos e cinturões paleoproterozóicos 
norte-americanos e do norte da Eurásia são 
chamados, respectivamente, Laurentia (ou 
Laurência) e Báltica (Fig. 10.8). 
 
 
10.4.3. Neoproterozóico 
O quarto grande evento orogênico 
proterozóico, a orogênese Brasiliana/Pan-
Africana, do final do Neoproterozóico, afetou 
grande parte dos continentes africano e sul 
americano (Fig. 10.5). Embora seja 
dominante nos continentes do hemisfério sul, 
registros de uma tectônica do final do 
Precambriano são, também, encontrados no 
noroeste da Europa, onde é chamada 
orogênese Cadomiana. 
Muitos orógenos Brasilianos/Pan-
africanos consistem, dominantemente, de 
rochas mais antigas retrabalhadas, como a 
Província Borborema, no nordeste do Brasil, 
e as províncias Nigeriana e Camaronesa, no 
oeste da África. Uma evolução em ambiente 
intracontinental tem sido proposta para 
alguns orógenos, enquanto em outros casos a 
ocorrência de colisão continental é bem 
documentada. Em outros casos, crescimento 
 
 
 
Figura 10.7. Mapas esquemáticos ilustrando as 
similaridades estruturais e de escala entre o 
cinturão Trans-Hudsoniano e o sistema Himalaia-
Tibete. 
 
 
Figura 10.8. Mapa esquemático mostrando, em 
verde, as áreas afetadas pela orogênese Grenville, 
numa possível reconstituição do supercontinente