Estrutura interna da Terra

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Estrutura interna da Terra 
A Terra é constituída, basicamente, por três camadas : 
 Crosta - Camada superficial sólida que circunda a Terra. Tem, em média, de 30 a 40 km de 
espessura, mas pode ser bem mais fina ou chegar a até 70km. 
 Manto - Camada viscosa logo abaixo da crosta. É formada por vários tipos de rochas que, 
devido às altas temperaturas, encontram-se em um estado complexo que mistura materiais 
fundidos e sólidos e recebe o nome de magma. Vai a 2900 km de profundidade. 
 Núcleo - É a parte central do planeta. Acredita-se que seja formado por metais como ferro e 
níquel em altíssimas temperaturas. Possui duas partes : 
 Núcleo externo : Líquido - de 2900 a 5150 km. 
 Núcleo interno : Sólido, devido à altíssima pressão. - Até 6371 km. 
Tanto entre a crosta e o manto como entre o manto e o núcleo existem zonas intermediárias de 
separação, as chamadas descontinuidades. Entre a crosta e o manto há a descontinuidade de 
Mohorovicic, e entre o manto e o núcleo, existe a descontinuidade de Gutenberg. Os limites dessas 
camadas são definidos principalmente pela sismologia. 
 
 
 
Esquema do interior da Terra. 1. Crosta Continental - 2. Crosta Oceânica - 3. Manto Superior - 4. Manto Inferior - 
5. Núcleo Externo - 6. Núcleo Interno - A: Descontinuidade Mohorovičić - B: Descontinuidade Gutenberg - C: 
Descontinuidade Lehmann 
 
 Estrutura 
O interior da Terra, assim como o interior de outros planetas terrestriais, é dividido por critérios 
químicos em : 
 uma camada externa crosta de silício, 
 um manto altamente viscoso, e 
 um núcleo que consiste de uma porção sólida envolvida por uma pequena camada líquida. Esta 
camada líquida dá origem a umcampo magnético devido a convecção de seu material, 
eletricamente condutor. 
O material do interior da Terra encontra frequentemente a possibilidade de chegar à superfície, 
através de erupções vulcânicas efendas oceânicas. 
Muito da superfície terrestre é relativamente novo, tendo menos de 100 milhões de anos; as partes 
mais velhas da crosta terrestre têm até 4,4 bilhões de anos. 
 
 
Estrutura Estática 
 Atmosfera (0 a -10.000 km) 
 Crosta (até 40/70 km) 
 Manto (até 2900 km) 
 Núcleo externo (líquido - de 2900 a 5150 km) 
 Núcleo interno (sólido - Até 6371 km) 
Estrutura Dinâmica 
 Litosfera (até 100km) 
 Astenosfera (até 400 km) 
 Núcleo 
Tomada por inteiro, a Terra possui aproximadamente seguinte composição em massa: 
 34,6% de Ferro 
 29,5% de Oxigénio 
 15,2% de Silício 
 12,7% de Magnésio 
 2,4% de Níquel 
 1,9% de Enxofre 
 0,05% de Titânio 
[editar]Interior 
O interior da Terra atinge temperaturas de 5.270 K. O calor interno do planeta foi gerado 
inicialmente durante sua formação, e calor adicional é constantemente gerado pelo decaimento 
de elementos radioativos como urânio, tório, e potássio. O fluxo de calor dointerior para a superfície 
é pequeno se comparado à energia recebida pelo Sol (a razão é de 1/30k). 
[editar]Núcleo 
Também chamado de Nife, Centrosfera ou Barisfera e, em planetas como a Terra, dada sua 
constituição, pode ainda receber o nome de Metalosfera. A massa específica média da Terra é de 
5.515 quilogramas por metro cúbico, fazendo dela o planeta mais denso no Sistema Solar. Uma vez 
que a massa específica do material superficial da Terra é apenas cerca de 3.000 quilogramas por 
metro cúbico, deve-se concluir que materiais mais densos existem nas camadas internas da Terra 
(devem ter uma densidade de cerca de 8.000 quilogramas por metro cúbico). Em seus primeiros 
momentos de existência, há cerca de 4,5 bilhões de anos, a Terra era formada por materiais líquidos 
ou pastosos, e devido à ação da gravidade os objetos muito densos foram sendo empurrados para o 
interior do planeta (o processo é conhecido como diferenciação planetária), enquanto que materiais 
menos densos foram trazidos para a superfície. Como resultado, o núcleo é composto em grande 
parte por ferro (80%), e de alguma quantidade de níquel e silício. Outros elementos, como 
o chumbo e o urânio, são muitos raros para serem considerados, ou tendem a se ligar a elementos 
mais leves, permanecendo então na crosta.O núcleo é dividido em duas partes: o núcleo sólido, 
interno e com raio de cerca de 1.250 km, e o núcleo líquido, que envolve o primeiro. O núcleo sólido 
é composto, segundo se acredita, primariamente por ferro e um pouco de níquel. Alguns 
argumentam que o núcleo interno pode estar na forma de um único [cristal]] de ferro. Já o núcleo 
líquido deve ser composto de ferro líquido e níquel líquido (a combinação é chamada NiFe), com 
traços de outros elementos. Estima-se que realmente seja líquido, pois não tem capacidade de 
transmitir as ondas sísmicas. A convecção desse núcleo líquido, associada a agitação causada pelo 
movimento de rotação da Terra, seria responsável por fazer aparecer o campo magnético terrestre, 
através de um processo conhecido como teoria do dínamo. O núcleo sólido tem temperaturas muito 
elevadas para manter um campo magnético (veja temperatura Curie), mas provavelmente estabiliza 
o campo magnético gerado pelo núcleo líquido. Evidências recentes sugerem que o núcleo interno 
da Terra pode girar mais rápido do que o restante do planeta, a cerca de 2 graus por ano. 
[editar]Manto 
O manto estende-se desde cerca de 30 km e por uma profundidade de 2900 km. A pressão na parte 
inferior do mesmo é da ordem de 1,4 milhões de atmosferas. É composto por substâncias ricas 
em ferro e magnésio. Também apresenta características físicas diferentes da crosta. O material de 
que é composto o manto pode apresentar-se no estado sólido ou como uma pasta viscosa, em 
virtude das pressões elevadas. Porém, ao contrário do que se possa imaginar, a tendência em áreas 
de alta pressão é que as rochas mantenham-se sólidas, pois assim ocupam menos espaço físico do 
que os líquidos. Além disso, a constituição dos materiais de cada camada do manto tem seu papel 
na determinação do estado físico local. (O núcleo interno da Terra é sólido porque, apesar das 
imensas temperaturas, está sujeito a pressões tão elevadas que os átomos ficam compactados; as 
forças de repulsão entre os átomos são vencidas pela pressão externa, e a substância acaba se 
tornando sólida; estima-se que esta pressão seja algo em torno de 3,5 milhões de atmosferas!) A 
viscosidade no manto superior (astenosfera) varia entre 10
21
 a 10
24
 pascal segundo, dependendo da 
profundidade. Portanto, o manto superior pode deslocar-se vagarosamente. As temperaturas do 
manto variam de 100 graus Celsius (na parte que faz interface com a crosta) até 3500 graus Celsius 
(na parte que faz interface com o núcleo). 
[editar]Crosta 
A crosta que forma a maior parte da litosfera.Em alguns lugares chega a atingir 70 km, mas 
geralmente estende-se por aproximadamente 30 km de profundidade. É composta basicamente por 
silicatos de alumínio, sendo por isso também chamada deSial. A fronteira entre manto e crosta 
envolve dois eventos físicos distintos. O primeiro é a descontinuidade de Mohorovicic que ocorre em 
virtude da diferença de composição entre camadas rochosas.O segundo evento é uma 
descontinuidade química que foi observada a partir da obdução de partes da crosta oceânica. 
[editar]Atmosfera 
A atmosfera terrestre é uma fina camada de gases presa à Terra pela força da gravidade. A 
atmosfera terrestre protege a vida na Terra absorvendo a radiação ultravioleta solar, aquecendo a 
superfície por meio da retenção de calor (efeito estufa), e reduzindo os extremos de temperatura 
entre o dia e a noite. Vistodo espaço, o planeta Terra aparece como uma esfera de coloração azul 
brilhante. Esse efeito cromático é produzido pela dispersão da luz solar sobre a atmosfera, e que 
existe também em outros planetas do sistema solar dotados de atmosfera. O ar seco contém, em 
volume, cerca de 78,09% de nitrogênio, 20,95% de oxigênio, 0,93% de argônio, 0,039% de gás 
carbônico e pequenas quantidades de outros gases. O ar contém uma quantidade variável de vapor 
de água, em média 1%. A atmosfera tem uma massa de aproximadamente 5 x 1018 kg, sendo que 
três quartos dessa massa estão situados nos primeiros 11 km desde a superfície. A atmosfera 
terrestre se torna cada vez mais tênue conforme se aumenta a altitude, e não há um limite definido 
entre a atmosfera terrestre e o espaço exterior. Apenas em altitudes inferiores a 120 km a atmosfera 
terrestre passa a ser bem percebida durante a reentrada atmosférica de um ônibus espacial, por 
exemplo. A linha Kármán, a 100 km de altitude, é considerada frequentemente como o limite entre 
atmosfera e o espaço exterior. 
 
 Estrutura Interna da Terra 
 Para conhecimento do interior da Terra é preciso efetuar muitas observações e conseqüentes estudos. 
Sabe-se que a Terra tem, em média, 6.400 km de raio e, portanto, um estudo direto não poderá ir além de 
pequenas profundidades. De fato, para além das milhares de sondagens que se tem feito para prospecção de 
jazigos de petróleo e outros minerais as quais não excedem geralmente a profundidade de 2.500 metros 
(quando ultrapassam esta profundidade dizem-se ultra-profundas e não ultrapassam os 9.000 metros), 
efetuaram algumas sondagens profundas com o objetivo de se conhecer a constituição do interior da Terra. 
Contudo, a perfuração mais profunda atingiu a profundidade de 12.023 metros, realizada, em 1984, na Península 
de Kola (ex-URSS), o que corresponde a 0,19% do raio da Terra. 
A perfuração de poços de grande profundidade permite que se realizem importantes investigações no domínio 
da petrologia, paleontologia, geoquímica e geofísica. As minas que se destinam à exploração de recursos minerais 
não excedem os 4 km de profundidade. 
O estudo aprofundado dos afloramentos rochosos à superfície são de grande importância para o conhecimento da 
estrutura interna da Terra. Algumas rochas que têm a sua origem em profundidade podem aflorar à superfície. 
Para isso é necessário que sejam submetidas a forças que as façam ascender e, posteriormente, sejam postas a 
descoberto pela erosão. O vulcanismo, no seu sentido limitado, é um fenômeno superficial, pois os produtos emitidos 
 na superfície e a formação do aparelho vulcânico podem ser observadas diretamente. Mas as causas do vulcanismo 
 são de origem profunda. A matéria fundida (magma) que alimenta os vulcões forma-se no interior da Terra em 
conseqüência de perturbações do equilíbrio normal. 
Para as zonas que ultrapassam os processos de observação direta, há que recorrer a outros métodos, chamados 
 indiretos, como por exemplo o magnetismo, a sismicidade, o estudo dos meteoritos e a astrogeologia, a fim de 
conhecer o que se passa naquelas zonas do nosso planeta. 
A análise sismológica dos muitos sismos ( tremores de terra ) que ocorrem em todo o planeta Terra, em regiões, 
atualmente, bem conhecidas, foi um dos principais métodos que levou à concepção de um modelo para a estrutura 
 da Terra. Para que possamos perceber, não só como foi concebido o referido modelo mas também o próprio modelo, 
 teremos que ter em conta alguns conceitos básicos de sismologia. 
Sismos são abalos naturais da crosta terrestre que ocorrem num período de tempo restrito, em determinado local, 
e que se propagam em todas as direções (ondas sísmicas ), dentro para a superfície da crosta terrestre, sempre que 
 a energia elástica ( movimento ao longo do plano de Falha ) se liberta bruscamente em algum ponto ( foco ou 
 hipocentro). Ao ponto que, na mesma vertical do hipocentro, se encontra à superfície terrestre dá-se o nome de 
Epicentro, quase sempre rodeado pela região macrossísmica, que abrange todos os pontos onde o abalo possa ser 
 sentido pelo Homem. 
A interpretação dos sismogramas permite aos especialistas em sismologia retirarem informações muito úteis sobre as características 
das zonas terrestres atravessadas pelas ondas sísmicas. 
A crosta terrestre é a zona mais superficial e de menor densidade, subdividida em crostas continentais e crostas 
 oceânicas (crosta superior e crosta inferior). 
A primeira,também designada por Sial, devido ao predomínio do silício (Si) e do aluminio (Al), é constituída em 
grande parte por rochas do tipo granítica (granitos) - camada granítica; a segunda, denominada Sima, por ser rica 
em silício (Si) e magnésio (Mg), é constituída por rochas da família do gabro e do tipo basáltico (basaltos) – 
camada basáltica. Tanto as crostas continentais quanto as crostas oceânicas, possuem na sua parte superior uma 
 camada sedimentar de espessura variável. A litosfera, com espessura de aproximadamente 100 km, engloba as 
rochas da crosta terrestre (continental e oceânica) e uma parte do manto superior, como uma unidade rígida. 
A litosfera é formada por um mosaico de placas rígidas e móveis - as placas litosféricas ou tectônicas. 
A astenosfera, representada na secção esquemática, entre os 400 e 650 km de profundidade, com a cor verde claro, 
 segue-se à litosfera, fazendo parte do manto superior, é uma zona plástica constituída por rochas fundidas. Na 
 astenosfera as ondas propagam-se com uma velocidade menor do que na litosfera, o que leva alguns autores a 
 designá-la por zona de baixas velocidades. A astenosfera constitui uma camada importante na mobilidade da 
litosfera, não só por ser constituída por materiais plásticos mas também por nela se desenvolverem as correntes 
de convecção. 
O manto inferior prolonga-se até à base do núcleo (2.700 - 2.890 km). A camada D" tem uma espessura calculada 
entre 200 e 300 km e representa cerca de 4% da massa manto-crosta. Faz parte do manto inferior, acontecendo que 
descontinuidades sísmicas sugerem que a camada D" pode diferir quimicamente do manto inferior. 
O núcleo constitui a zona central, essencialmente formado por ferro e níquel e diferente da composição dos silicatos 
 que o envolvem. Com base nas propriedades físicas, é possível distinguir duas zonas: núcleo interno, sólido, e 
núcleo externo, líquido. 
 
Placa tectónica 
 
 
Placas tectônicas do mundo 
Uma placa tectônica 
(português brasileiro)
 ou tectónica 
(português europeu)
 é uma porção de litosfera limitada 
por zonas de convergência, zonas de subducção e zonas conservativas. A Terratem sete placas 
tectônicas principais e muitas mais sub-placas de menores dimensões. Segundo a teoria 
da tectônica de placas, as placas tectônicas são criadas nas zonas de divergência, ou "zonas de 
rifte", e são consumidas em zonas de subducção. É nas zonas de fronteira entre placas que se 
regista a grande maioria dosterremotos e erupções vulcânicas. São reconhecidas 52 placas 
tectônicas, 14 principais e 38 menores.
[1]
 
Limites das placas tectônicas 
Podemos considerar três tipos principais de limites entre as placas tectónicas: convergentes, 
divergentes e transformantes. 
Limites convergentes 
 
 
Limite das placas tectônicas 
São, de modo geral, zonas de subducção, onde as placas se encontram e explodem. Uma 
delas mergulha por debaixo da outra (sempre a mais densa) e regressa à astenosfera. Existem 
três tipos de convergência: 
 Convergência crosta oceânica-crosta continental 
Quando isso acontece, normalmente formam-se fossas abissais.Um exemplo é a fossa Peru-
Chile, onde a placa deNazcamergulha sob a placa Sul-americana. A zona de convergência 
entre uma placa oceânica e uma placa continental é chamada demargem continental ativa. 
Isto acontece porque a crosta oceânica é mais densa que a crosta continental, deste modo 
imerge. 
 Convergência crosta oceânica-crosta oceânica 
Nesses casos, formam-se arcos vulcânicos, como nas ilhas Marianas (placa do Pacífico e placa 
das Filipinas) 
 Convergência crosta continental-crosta continental 
Nestes casos é muito difícil que uma placa mergulhe sobre a outra por causa da densidade de 
alguns elementos. Às vezes uma placa sobrepõe-se sobre a outra, num movimento 
de obducção. Pode ocorrer também a colisão entre as placas e a formação de cadeias de 
montanhas. O exemplo mais conhecido é o choque da placa Euro-Asiática com a indiana, que 
deu origem à cadeia dos Himalaias. 
[editar]Limites divergentes 
Ver artigo principal: Limite divergente 
Também chamados cristas em expansão ou margens construtivas, porque nesses limites 
está sendo aumentada a crosta oceânica, a partir de magma vindo do manto, causando o 
afastamento das placas tectônicas. São exemplos de formações de limites divergentes as 
cordilheiras submarinas meso-oceânicas. 
 
Tectónica de placas 
 
 
As placas tectónicas da Terra foram cartografadas na segunda metade do século XX 
Tectónica de placas 
(português europeu)
 ou tectônica de placas
(português 
brasileiro)
 (do grego τεκτονικός relativo à construção) é umateoria da geologia que descreve os 
movimentos de grande escala que ocorrem na litosfera terrestre. 
Na teoria da tectónica de placas a parte mais exterior da Terra está composta de duas camadas: 
a litosfera, que inclui a crosta e a zona solidificada na parte mais externa do manto, e a astenosfera, 
que inclui a parte mais interior e viscosa do manto. Numa escala temporal de milhões de anos, o 
manto parece comportar-se como um líquido superaquecido, mas em resposta a forças repentinas, 
como osterramotos, comporta-se como um sólido rígido. 
A litosfera encontra-se fragmentada em várias placas tectónicas e estas deslocam-se sobre 
a astenosfera.
[1]
 
Esta teoria surgiu a partir da observação de dois fenómenos geológicos distintos: a deriva 
continental, identificada no início doséculo XX por Alfred Wegener,
[2]
 e a expansão dos fundos 
oceânicos, detectada pela primeira vez na década de 1960.
[3]
 A teoria propriamente dita foi 
desenvolvida no final dos anos 60 e desde então tem sido universalmente aceite pelos cientistas, 
tendo revolucionado as Ciências da Terra (comparável no seu alcance com o desenvolvimento 
da tabela periódica na Química, a descoberta do código genético na Biologia ou à mecânica 
quântica na Física). 
Princípios chave 
A divisão do interior da Terra em litosfera e astenosfera baseia-se nas suas diferenças mecânicas. A 
litosfera é mais fria e rígida, enquanto que a astenosfera é mais quente e mecanicamente mais 
fraca. Esta divisão não deve ser confundida com a subdivisãoquímica da Terra, do interior para a 
superfície, em: núcleo, manto e crosta ou crusta. 
[editar]Placas tectónicas 
Ver artigo principal: Placa tectónica 
O princípio chave da tectónica de placas é a existência de uma litosfera constituída por placas 
tectónicas separadas e distintas, que flutuam sobre a astenosfera. A relativa fluidez da 
astenosfera permite que as placas tectónicas se movimentem em diferentes direcções. 
As placas contactam umas com as outras ao longo dos limites de placa, estando estes 
comummente associados a eventos geológicos como terramotos e a criação de elementos 
topográficos como cadeias montanhosas, vulcões e fossas oceânicas. A maioria dos vulcões 
activos do mundo situa-se ao longo dos limites de placas, sendo a zona do Círculo de Fogo do 
Pacífico a mais conhecida e activa.
[4]
 Estes limites são apresentados em detalhe mais adiante. 
As placas tectónicas podem incluir crusta continental ou crusta oceânica, sendo que, 
tipicamente, uma placa contém os dois tipos. Por exemplo, a placa Africana inclui o continente 
africano e parte dos fundos marinhos do Atlântico e do Índico. A parte das placas tectónicas 
que é comum a todas elas, é a camada sólida superior do manto que se situa sob as crustas 
continental e oceânica, constituindo conjuntamente com a crusta a litosfera. 
A distinção entre crusta continental e crusta oceânica baseia-se na diferença de densidades 
dos materiais que constituem cada uma delas; a crusta oceânica é mais densa
[5]
 devido às 
diferentes proporções dos elementos constituintes, em particular do silício. A crusta oceânica é 
mais pobre em sílica e mais rica em minerais máficos (geralmente mais densos), enquanto que 
a crusta continental apresenta maior percentagem de minerais félsicos (em geral menos 
densos). 
Como consequência, a crusta oceânica está geralmente abaixo do nível do mar (como, por 
exemplo, a maior parte da placa do Pacífico), enquanto que a crusta continental se situa acima 
daquele nível (ver isostasia para uma explicação deste princípio). 
[editar]Tipos de limites de placas 
 
 
Os três tipos de limites de placas. 
São três os tipos de limites de placas, caracterizados pelo modo como as placas se deslocam 
umas relativamente às outras, aos quais estão associados diferentes tipos de fenómenos de 
superfície: 
 Limites transformantes ou conservativos - ocorrem quando as placas deslizam ou mais 
precisamente roçam uma na outra, ao longo de falhas transformantes. O movimento 
relativo das duas placas pode ser direito ou esquerdo, consoante se efectue para a direita 
ou para a esquerda de um observador colocado num dos lados da falha. 
 Limites divergentes ou construtivos – ocorrem quando duas placas se afastam uma da 
outra. 
 Limites convergentes ou destrutivos – (também designados por margens activas) 
ocorrem quando duas placas se movem uma em direcção à outra, formando uma zona 
de subducção (se uma das placas mergulha sob a outra) ou uma cadeia montanhosa (se 
as placas simplesmente colidem e se comprimem uma contra a outra). 
Há limites de placas cuja situação é mais complexa, nos casos em que três ou mais placas se 
encontram, ocorrendo então uma mistura dos três tipos de limites anteriores. 
[editar]Limites transformantes ou conservativos 
Ver artigo principal: Limite transformante 
O movimento lateral esquerdo ou direito entre duas placas ao longo de uma falha 
transformante pode produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido à fricção, 
as placas não podem pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, 
a tensãoacumula-se em ambas placas e quando atinge um nível tal, em qualquer um dos 
lados da falha, que excede a força de atrito entre as placas, a energia potencial acumulada 
é libertada sob a forma de movimento ao longo da falha. As quantidades maciças de 
energia libertadas neste processo são causa de terramotos, um fenómeno comum ao longo 
de limites transformantes. 
Um bom exemplo deste tipo de limite de placas é o complexo da falha de Santo André, 
localizado na costa oeste da América do Norteo qual faz parte de um complexo sistema de 
falhas desta região. Neste local, as placas do Pacífico e norte-americana movem-se 
relativamente uma à outra, com a placa do Pacífico a mover-se na direcção noroeste 
relativamente à América do Norte. Dentro de aproximadamente 50 milhões de anos, a 
parte da Califórnia situada a oeste da falha será uma ilha, próxima do Alasca. 
Deve salientar-se que a verdadeiradirecção de movimento das placas que se encontram 
numa falha transformante como a de Santo André, muitas vezes não coincide com o seu 
movimento relativo na zona de falha. Por exemplo, segundo os dados obtidos a partir de 
medições efectuadas por GPS, a placa norte-americana move-se para sudoeste quase 
perpendicularmente à placa do Pacífico enquanto esta se move mais em direcção a oeste 
relativamente ao movimento para noroeste ao longo da falha de Santo André [1]. As forças 
compressivas resultantes são dissipadas por soerguimentos na maior zona de falha. 
Os dobramentos presentes nesta zona, bem como a própria falha de Santo André no sul da 
Califórnia, são o provavelmente resultado de estiramento crustal na região daGrande 
Bacia, sobreposto ao movimento global da placa norte-americana. Alguns geólogos 
especulam sobre o possível desenvolvimento de um rift na Grande Bacia, uma vez que a 
crusta nesta zona está a adelgaçar-se de forma mensurável. 
[editar]Limites divergentes ou construtivos 
Ver artigo principal: Limite divergente 
Nos limites divergentes, duas placas afastam-se uma da outra sendo o espaço 
produzido por este afastamento preenchido com novo material crustal, de 
origem magmática. A origem de novos limites divergentes é por alguns associada com 
os chamados pontos quentes. Nestes locais, células de convecção de grandes 
dimensões transportam grandes quantidades de material astenosférico quente até 
próximo da superfície e pensa-se que a sua energia cinética poderá ser suficiente para 
produzir a fracturação da litosfera. O ponto quente que terá dado início à formação 
da dorsal meso-atlântica situa-se actualmente sob a Islândia; esta dorsal encontra-se 
em expansão à velocidade de vários centímetros por século. 
Na litosfera oceânica, os limites divergentes são típicos da dorsal oceânica, incluindo a 
dorsal meso-atlântica e a dorsal do Pacífico oriental; na litosfera continental estão 
tipificados pelas zonas de vale de rift como o Grande Vale do Rift da África Oriental. 
Os limites divergentes podem criar zonas de falhamento maciço no sistema de dorsais 
oceânicas. A velocidade de expansão nestas zonas geralmente não é uniforme; em 
zonas em que blocos adjacentes da dorsal se deslocam com velocidades diferentes, 
ocorrem grandesfalhas transformantes. Estas zonas de fractura, muitas delas 
designadas por um nome próprio, são uma das principais origens dos terramotos 
submarinos. Um mapa do fundo oceânico mostra um estranho padrão de estruturas 
constituídas de blocos separadas porestruturas lineares perpendiculares ao eixo da 
dorsal. Se olharmos para o fundo oceânico entre estas zonas de fractura como se de 
uma banda transportadora se tratasse, a qual afasta a crista de cada um dos lados 
do rift da zona média em expansão, este processo torna-se mais evidente. As cristas 
dispostas paralelamente ao eixo de rifte encontram-se situadas a maior profundidade e 
mais afastadas do eixo, quanto mais antigas forem (devido em parte à contracção 
térmica e à subsidência). 
Foi nas dorsais oceânicas que se encontrou uma das evidências chave que forçou a 
aceitação da hipótese de expansão dos fundos oceânicos. Levantamentos 
aeromagnéticos (medições do campo magnético terrestre a partir de um avião), 
mostraram um estranho padrão de inversões magnéticas em ambos lados das cristas 
e simétricas em relação aos eixos destas. O padrão era demasiado regular para ser 
apenas uma coincidência, uma vez que as faixas de cada um dos lados das dorsais 
tinham larguras idênticas. Havia cientistas que tinham estudado as inversões dos 
pólos magnéticos na Terra e fez-se então a ligação entre os dois problemas. A 
alternância de polaridades naquelas faixas tinha correspondência directa com as 
inversões dos pólos magnéticos da Terra. Isto seria confirmado através da datação de 
rochas provenientes de cada uma das faixas. Estas faixas fornecem assim um mapa 
espacio-temporal da velocidade de expansão e das inversões dos pólos magnéticos. 
Há pelo menos uma placa que não está associada a qualquer limite divergente, 
a placa das Caraíbas. Julga-se que terá tido origem numa crista sob o Oceano 
Pacífico, entretanto desaparecida, e mantém-se ainda assim em movimento, segundo 
medições feitas comGPS. A complexidade tectónica desta região continua a ser 
objecto de estudo. 
[editar]Limites convergentes ou destrutivos 
Ver artigo principal: Limite convergente 
A natureza de um limite convergente depende do tipo de litosfera que constitui as 
placas em presença. Quando a colisão ocorre entre uma densa placa oceânica e 
uma placa continental de menor densidade, geralmente a placa oceânica 
mergulha sob a placa continental, formando uma zona de subducção. À 
superfície, a expressão topográfica deste tipo de colisão é muitas vezes 
uma fossa, no lado oceânico e uma cadeia montanhosa do lado continental. Um 
exemplo deste tipo de colisão entre placas é a área ao longo da costa ocidental 
da América do Sul onde a placa de Nazca, oceânica, mergulha sob a placa Sul-
americana, continental. À medida que a placa subduzida mergulha no manto, a 
sua temperatura aumenta provocando a libertação dos compostos voláteis 
presentes (sobretudo vapor de água). À medida que esta água atravessa o manto 
da placa sobrejacente, a temperatura de fusão desta baixa, resultando na 
formação de magma com grande quantidade de gases dissolvidos. Este magma 
pode chegar à superfície na forma de erupções vulcânicas, formando longas 
cadeias de vulcões para lá da plataforma continental e paralelamente a ela. A 
cadeia montanhosa dos Andes apresenta vulcões deste tipo em grande número. 
Na América do Norte, a cadeia de montanhas de Cascade, que se estende para 
norte a partir da Sierra Nevada na Califórnia, é também deste tipo. Este tipo de 
vulcões caracteriza-se por apresentar alternância de períodos de dormência com 
erupções pontuais que se iniciam com a expulsão explosiva de gases e partículas 
finas de cinzas vulcânicas vítreas, seguida de uma fase de reconstrução com 
magma quente. A totalidade do limite da placa do Pacífico apresenta-se cercada 
por longas cadeias de vulcões, conhecidos colectivamente como Círculo de Fogo 
do Pacífico. 
Onde a colisão se dá entre duas placas continentais, ou elas se fragmentam e se 
comprimem mutuamente ou uma mergulha sob a outra ou (potencialmente) 
sobrepõe-se à outra. O efeito mais dramático deste tipo de limite pode ser visto na 
margem norte da placa Indiana. Parte desta placa está a ser empurrada por baixo 
da placa Euroasiática, provocando o levantamento desta última, tendo já dado 
origem à formação dos Himalaias e do planalto do Tibete. Causou ainda a 
deformação de partes do continente asiático a este e oeste da zona de colisão. 
Quando há convergência de duas placa de crusta oceânica, tipicamente ocorre a 
formação de um arco insular, à medida que uma placa mergulha sob a outra. O 
arco é formado a partir de vulcões que eruptam através da placa sobrejacente à 
medida que se dá a fusão da placa mergulhante. A forma de arco aparece devido 
à esfericidade da superfície terrestre. Ocorre ainda a formação de uma profunda 
fossa submarina em frente a estes arcos, na zona em que o bloco descendente se 
inclina para baixo. Bons exemplos deste tipo de convergência de placas são as 
ilhas do Japão e as Ilhas Aleutas, no Alasca. 
 
 
Oceânico / Continental 
 
 
Continental / Continental 
 
 
Oceânico / Oceânico 
Nem todos os limites de placas podem ser definidos. Alguns são largas faixas cujo 
movimento ainda é mal conhecido pelos cientistas. Um exemplo é o limitemediterrânico-alpino que envolve duas placas principais e várias microplacas. 
[editar]Causas do movimento das placas 
 
 
Movimento das placas baseado em dados de satélites GPS (NASA)JPL. Os vectores 
mostram a direcção e a magnitude do movimento. 
Conforme foi referido acima, as placas movem-se graças à fraqueza relativa da 
astenosfera. Pensa-se que a fonte da energia necessária para produzir este 
movimento seja a dissipação de calor a partir do manto. Imagens tridimensionais 
do interior da Terra (tomografia sísmica), mostram a ocorrência de fenómenos de 
convecção no manto (Tanimoto 2000). A forma como estes fenómenos de 
convecção estão relacionados com o movimento das placas é assunto de estudos 
em curso bem como de discussão. De alguma forma, esta energia tem de ser 
transferida para a litosfera de forma a que as placas se movam. Há 
essencialmente duas forças que o podem conseguir: o atrito e a gravidade. 
[editar]Atrito 
Atrito do manto: as correntes de convecção do manto são transmitidas através da 
astenosfera; o movimento é provocado pelo atrito entre a astenosfera e a litosfera. 
Sucção nas fossas: correntes de convecção locais exercem sobre as placas uma força de 
arrasto friccional, dirigida para baixo, em zonas de subducção nas fossas oceânicas. 
As correntes de convecção são um fenómeno que ocorre devido ao calor 
que é produzido pelo núcleo terrestre, o que gera a subida de massas 
quentes no manto, enquanto que as mais superficiais que estão mais 
frias descem. Forma-se assim um género de "tapete rolante" que arrasta 
as placas litosféricas. 
[editar]Gravidade 
Ridge-push: O movimento das placas é causado pela maior elevação das placas nas 
cristas meso-oceânicas. A maior elevação é causada pela relativamente baixa densidade 
do material quente em ascensão no manto. A verdadeira força produtora de movimento é 
esta ascensão e a fonte de energia que a sustenta. No entanto é difícil explicar a partição 
dos continentes a partir desta ideia. 
Slab pull: o movimento das placas é causado pelo peso das placas frias e densas, 
afundando-se nas fossas. Há evidências consideráveis de que ocorre convecção no manto. 
A ascensão de materiais nas cristas meso-oceânicas é quase de certeza parte desta 
convecção. Alguns modelos mais antigos para a tectónica de placas previam as placas 
sendo levadas por células de convecção, como em bandas transportadoras. Porém, hoje 
em dia, a maior parte dos cientistas acredita que a astenosfera não é suficientemente forte 
para produzir o movimento por fricção. Pensa-se que o arrasto causado por blocos será a 
força mais importante aplicada sobre as placas. Modelos recentes mostram que a sucção 
nas fossas também tem um papel importante. No entanto, é de notar que a placa norte-
americana, não sofre subducção em parte alguma e ainda assim move-se. O mesmo se 
passa com as placas africana, euroasiática e da Antártida. As forças que realmente estão 
por detrás do movimento das placas bem como a fonte de energia por detrás delas 
continuam a ser tópicos de aceso debate e de investigações em curso. 
Atrito lunar: num estudo publicado em Janeiro-Fevereiro de 2006 no boletim da Geological 
Society of America, uma equipa de cientistas italianos e estado-unidenses defende a tese 
de que uma componente do movimento para oeste das placas tectónicas é devida ao efeito 
de maré produzido pela atracção da Lua. À medida que a Terra gira para este, segundo 
eles, a gravidade da Lua vai pouco a pouco puxando a camada superficial da Terra de volta 
para oeste. Isto poderá também explicar porque é que Vénus eMarte não têm placas 
tectónicas, uma vez que Vénus não tem luas e as luas de Marte são demasiado pequenas 
para produzirem efeitos de maré sobre este planeta [2]. Ainda assim, não se trata de uma 
ideia nova. Foi pela primeira vez avançada pelo "pai" da hipótese da tectónica de 
placas, Alfred Wegener e desafiada pelo físico Harold Jeffreys que calculou que a 
magnitude do atrito provocado pelo efeito de maré que seria necessária, teria causado a 
paragem da rotação da Terra há muito tempo. De notar também que muitas das placas na 
realidade movem-se para norte e este, não para oeste. 
O movimento das placas é medido directamente pelo 
sistema GPS. 
[editar]Supercontinentes 
Ao longo do tempo o movimento das placas tem causado a 
formação e separação de continentes, incluindo a formação 
ocasional de um super continente contendo todos ou quase 
todos os continentes. O super continente Rodínia terá sido 
formado há cerca de 1000 milhões de anos contendo todos 
ou quase todos os continentes da Terra, tendo-se 
fragmentado em oito continentes há cerca de 600 milhões 
de anos. Posteriormente, estes oito continentes voltaram a 
formar um outro super continente chamado Pangea. Este 
super continente acabaria por dividir-se em 
dois, Laurasia (que daria origem à América do Norte e 
Eurásia) e Gondwana (que daria origem aos restantes 
continentes actuais). 
[editar]História e impacto 
[editar]Deriva continental 
Ver artigo principal: Deriva continental 
A deriva continental foi uma das muitas ideias sobre 
tectónica propostas no final do século XIX e princípios 
do século XX. Esta teoria foi substituída pela tectónica 
de placas e os seus conceitos e dados igualmente 
incorporados nesta. 
 
 
Padrão de distribuição de fósseis nos vários continentes. 
Em 1915 Alfred Wegener foi o primeiro a produzir 
argumentos sérios sobre esta ideia, na primeira edição 
de The origin of continents and oceans. Nesta obra ele 
salientava que a costa oriental da América do Sul e a 
costa ocidental de África pareciam ter estado unidas 
antes. No entanto, Wegener não foi o primeiro a fazer 
esta sugestão (precederam-no Francis 
Bacon, Benjamin Franklin e Antonio Snider-Pellegrini), 
mas sim o primeiro a reunir significativas 
evidências fósseis, paleo-topográficas e climatológicas 
que sustentavam esta simples observação. Porém, as 
suas ideias não foram levadas a sério por muitos 
geólogos, que realçavam o facto de não existir um 
mecanismo que parecesse ser capaz de causar a 
deriva continental. Mais concretamente, eles não 
entendiam como poderiam as rochas 
continentais cortar através das rochas mais densas da 
crusta oceânica. 
 
 
Processo de aparecimento do Atlântico Sul, entre 140 e 60 
milhões de anos atrás, quando se formou o petróleo do pré-
sal 
Em 1947 uma equipa de cientistas liderada porMaurice 
Ewing a bordo do navio de pesquisa 
oceanográfica Atlantis da Woods Hole Oceanographic 
Institution, confirmou a existência de uma elevação 
no Oceano Atlântico central e descobriu que o fundo 
marinho por baixo da camada de sedimentos era 
constituído porbasalto e não granito, rocha comum nos 
continentes. Descobriram também que a crusta 
oceânica era muito mais delgada que a crusta 
continental. Estas descobertas levantaram novas e 
intrigantes questões [3]. 
A partir da década de 1950 os cientistas, utilizando 
instrumentos magnéticos (magnetómetros) adaptados 
de aeronaves desenvolvidas durante a Segunda 
Guerra Mundial para a detecção desubmarinos, 
começaram a aperceber-se de estranhas variações do 
campo magnético ao longo dos fundos marinhos. Esta 
descoberta, apesar de inesperada, não era 
inteiramente surpreendente pois sabia-se que o 
basalto – uma rocha vulcânica rica em ferro - 
contémmagnetite, um mineral fortemente magnético, 
podendo emcertos locais causar distorção nas leituras 
de bússolas. Esta distorção já era conhecida dos 
marinheiros islandeses desde o século XVIII. Mais 
importante ainda, uma vez que a magnetite dá ao 
basalto propriedades magnéticas mensuráveis, estas 
recém-descobertas variações magnéticas forneciam 
um novo meio de estudar os fundos marinhos. Quando 
se dá o arrefecimento de rochas portadoras de 
minerais magnéticos, estes orientam-se segundo 
o campo magnético terrestre existente nesse 
momento. 
À medida que na década de 1950 se procedia 
à cartografia de cada vez maiores extensões de 
fundos marinhos, estas variações magnéticas 
deixaram de parecer isoladas e aleatórias, antes 
revelando padrões reconhecíveis. Quando se fez o 
levantamento destes padrões magnéticos numa área 
bastante alargada, o fundo do oceano mostrou um 
padrão de faixas alternantes. Estas faixas alternantes 
de rochas magneticamente diferentes estavam 
dispostas em linhas em cada um dos lados da dorsal 
oceânica e paralelamente a esta: uma faixa com 
polaridade normal e a faixa adjacente com polaridade 
invertida. 
Quando os estratos rochosos das bordaduras de 
continentes separados são muito similares, isto sugere 
que estas rochas se formaram todas da mesma 
maneira, implicando que inicialmente se encontravam 
juntas. Por exemplo, algumas partes 
da Escóciacontêm rochas muito similares às 
encontradas no leste da América do Norte. Além disso, 
os Montes Caledonianos da Europa e partes 
dos Montes Apalaches da América do Norte são muito 
semelhantes estrutural e litologicamente. 
[editar]Continentes flutuantes 
O conceito dominante era o de que existiam camadas 
estratificadas e estáticas sob os continentes. Cedo se 
observou que apesar de nos continentes 
aparecer granito, os fundos marinhos pareciam ser 
constituídos por basalto, mais denso. Parecia pois, que 
uma camada de basalto estava subjacente às rochas 
continentais. 
Porém, baseando-se em anomalias na deflexão de fios 
de prumo causadas pelos Andes no Peru, Pierre 
Bouguer deduziu que as montanhas, menos densas, 
teriam que ter uma projeção na camada subjacente, 
mais densa. A ideia de que as montanhas têm "raízes" 
foi confirmada cem anos mais tarde por George Biddell 
Airy, enquanto estudava o campo 
gravítico nos Himalaias, tendo estudos sísmicos 
posteriores detectado as correspondentes variações 
de densidade. 
Em meados da década de 1950 permanecia sem 
resposta a questão sobre se as montanhas estavam 
ancoradas em basalto ou flutuando como icebergs. 
[editar]Teoria da tectónica de placas 
Durante a década de 1960 fizeram-se grandes 
progressos e mais foram despoletados por várias 
descobertas, sobretudo a da dorsal meso-atlântica. 
Salienta-se a publicação, em 1962, de uma 
comunicação do géologo americano Harry 
Hess (Robert S. Dietz publicou a mesma ideia um ano 
antes na revista Nature. No entanto, a prioridade deve 
ser dada a Hess, pois ele distribuiu um manuscrito não 
publicado do seu artigo de 1962, em 1960). Hess 
sugeriu que os continentes não se 
moveriam através da crusta oceânica (como sugerido 
pela deriva continental) mas que uma bacia oceânica e 
o continente adjacente moviam-se conjuntamente 
numa mesma unidade crustal ou placa. Nesse mesmo 
ano, Robert R. Coats do U.S. Geological 
Survey descreveu as principais características 
dasubducção no arco insular das Ilhas Aleutas. Esta 
sua publicação, ainda que pouco notada na altura 
(tendo sido até ridicularizada), tem sido de então para 
cá considerada como seminal e presciente. 
Em 1967, Jason Morgan propôs que a superfície da 
Terra consiste de 12 placas rígidas que se movem 
umas em relação às outras. Dois meses mais tarde, 
em 1968, Xavier Le Pichon publicou um modelo 
completo baseado em 6 placas principais com os seus 
movimentos relativos. 
[editar]Expansão dos fundos oceânicos 
 
 
Alternância de polaridade magnética nos fundos oceânicos. 
A descoberta da alternância de polaridade magnética 
das rochas dos fundos marinhos e da sua simetria 
relativamente às cristas meso-oceânicas sugeria uma 
relação. Em1961, os cientistas começaram a teorizar 
que as cristas meso-oceânicas corresponderiam a 
zonas estruturalmente débeis onde o fundo oceânico 
estava a ser rasgado em dois, segundo o comprimento 
ao longo da crista. O magma fresco proveniente das 
profundezas do interior da Terra sobe facilmente 
através destas zonas de fraqueza e eventualmente flui 
ao longo das cristas criando nova crusta oceânica. 
Este processo, mais tarde designado por expansão 
dos fundos oceânicos, em funcionamento há muitos 
milhões de anos é o responsável pela criação dum 
sistema de dorsais oceânicas com uma extensão 
próxima de 50 000 km. Esta hipótese era apoiada por 
vários tipos de observações: 
 nas cristas ou nas suas proximidades, as rochas 
são muito jovens, tornando-se mais antigas à 
medida que nos afastamos delas; 
 as rochas mais jovens presentes nas cristas 
apresentam sempre a polaridade actual (normal); 
 faixas de rocha paralelas às cristas com 
alternância de polaridade magnética (normal-
inversa-normal…) sugerem que o campo 
magnético da Terra tem sofrido muitas inversões 
ao longo do tempo. 
Ao explicar quer o padrão de alternância de polaridade 
das rochas, quer ainda a construção do sistema de 
dorsais meso-oceânicas, a hipótese da expansão dos 
fundos oceânicos ganhou adeptos e representou mais 
um grande avanço no desenvolvimento da teoria da 
tectónica de placas. Mais ainda, a crusta oceânica 
passou a ser vista como um registo magnético natural 
da história das inversões docampo magnético 
terrestre. 
[editar]A descoberta da subducção 
Uma importante consequência da expansão dos 
fundos oceânicos era que nova crusta estava a ser (e 
é-o ainda hoje), formada ao longo das cristas das 
dorsais oceânicas. Esta ideia caiu nas graças de 
alguns cientistas que afirmaram que a deslocação dos 
continentes pode ser facilmente explicada por um 
grande aumento do tamanho da Terra desde a sua 
formação. Porém, esta chamadateoria da Terra 
expandida, não era satisfatória pois os seus 
defensores não podiam apontar um mecanismo 
geológico convincentemente capaz de produzir tão 
súbita e enorme expansão. A maioria dos geólogos 
acredita que o tamanho da Terra terá variado muito 
pouco ou mesmo nada desde a sua formação há 4.6 
biliões de anos, levantando assim uma nova questão: 
como pode ser continuamente adicionada nova crusta 
ao longo das cristas oceânicas, sem aumentar o 
tamanho da Terra? 
Esta questão intrigou particularmente Harry Hess, 
geólogo da Universidade de Princeton e contra-
almirante na reserva e ainda Robert S. Dietz, um 
cientista do U.S. Coast and Geodetic Survey, que 
havia sido o primeiro a utilizar o termo expansão dos 
fundos oceânicos. Dietz e Hess estavam entre os 
muito poucos que realmente entendiam as implicações 
da expansão dos fundos oceânicos. Se a crusta da 
Terra se expandia ao longo das cristas oceânicas, teria 
que estar a encolher noutro lado, raciocinou Hess. 
Sugeriu então que a nova crusta oceânica se 
espalhava continuamente a partir das cristas 
oceânicas. Muitos milhões de anos mais tarde, essa 
mesma crusta oceânica acabará eventualmente por 
afundar-se nas fossas oceânicas – depressões muito 
profundas e estreitas ao longo das margens da bacia 
do Pacífico. Segundo Hess, o Oceano 
Atlântico encontrava-se em expansão enquanto 
oOceanoPacífico estava em retracção. Enquanto a 
crusta oceânica antiga era consumida nas fossas, 
novo magma ascendia e eruptava ao longo das cristas 
em expansão, formando nova crusta. Com efeito, as 
bacias oceânicas estavam perpetuamente a ser 
"recicladas", com a criação de nova crusta e a 
destruição de antiga crusta oceânica a ocorrerem 
simultaneamente. Assim, as ideias de Hess 
explicavam claramente por que é que a Terra não 
aumenta de tamanho com a expansão dos fundos 
oceânicos, por que é tão pequena a acumulação de 
sedimentos nos fundos oceânicos e por que é que as 
rochas oceânicas são muito mais jovens que as rochas 
continentais. 
[editar]Cartografando terramotos 
 
 
Mapa mostrando a distribuição da actividade tectónica 
(tectonismo e vulcanismo) 
Durante o século XX, as melhorias na instrumentação 
sísmica e o uso mais disseminado pelo mundo de 
instrumentação de registo deterramotos (sismógrafos), 
permitiu aos cientistas descobrir que os terramotos 
tendem a concentrar-se em determinadas zonas, 
sobretudo ao longo das fossas oceânicas e das cristas 
expansivas. No final da década de 1920, 
os sismólogos começavam a identificar várias zonas 
sísmicas paralelas às fossas, com uma inclinação 
típica entre 40 e 60º a partir da horizontal e que se 
estendiam por várias centenas de quilómetros em 
direcção ao interior da Terra. Estas zonas tornaram-se 
mais tarde conhecidas comzonas de Wadati-Benioff, 
em honra dos sismólogos que as identificaram pela 
primeira vez, Kiyoo Wadati do Japão e Hugo 
Benioff dosEstados Unidos. O estudo da sismicidade a 
nível global avançou grandemente nos anos 60 com a 
criação da Worldwide Standardized Seismograph 
Network (WWSSN) com o objectivo de monitorizar o 
cumprimento do tratado de 1963 que bania ensaios de 
armas nucleares à superfície. Os dados de muito 
melhor qualidade obtidos pelos instrumentos da 
WWSSN permitiram aos sismólogos cartografar com 
precisão as zonas de concentração de terramotos a 
nível mundial. 
[editar]Mudança de paradigma 
geológico 
A aceitação das teorias da deriva continental e da 
expansão dos fundos oceânicos (os dois elementos 
chave da tectónica de placas) pode ser comparada à 
revolução que Copérnico produziu 
na astronomia (ver Nicolaus Copernicus). Num período 
de apenas alguns anos, ocorreu uma revolução 
na geofísica e sobretudo na geologia. O paralelismo é 
notório; da mesma forma que a astronomia pré-
copérnica era altamente descritiva mas ainda assim 
incapaz de fornecer explicações para o movimento dos 
corpos celestes, as teorias da geologia anteriores à 
tectónica de placas descreviam o que se observava 
mas debatiam-se com a falta de quaisquer 
mecanismos fundamentais. O problema residia na 
questão Como?. Antes da aceitação da tectónica de 
placas a geologia estava presa numa caixa "pré-
copérnica". 
Ainda assim, quando comparada com o que se passou 
na astronomia, a revolução na geologia foi muito mais 
repentina. Aquilo que fora rejeitado por todas as 
publicações científicas dignas desse nome, foi 
avidamente aceite poucos anos depois, nas décadas 
de 1960 e 1970. Qualquer descrição geológica anterior 
era apenas descritiva. Todas as rochas estavam 
descritas e uma variedade de razões eram avançadas, 
por vezes com um detalhe quase doentio, para o 
porquê de se encontrarem onde se encontravam. As 
descrições continuam válidas, contudo, as razões 
então apontadas hoje em dia parecem-se bastante 
com a astronomia pré-copérnica. 
Apenas temos que ler as descrições anteriores à 
tectónica de placas sobre por que existem os Alpes ou 
os Himalaias para ver a diferença. Na tentativa de 
responder a questões como Como podem rochas que 
são claramente de origem marinha existir a milhares 
de metros acima do nível do mar?, ou, Como se 
formaram as margens concavas e convexas da cadeia 
Alpina?, qualquer avanço esbarrava na complexidade 
que se resumia a jargão técnico sem um contributo 
significativo para a compreensão dos mecanismos 
associados. 
Com a tectónica de placas as respostas rapidamente 
ocuparam o seu lugar ou tornou-se claro qual o 
caminho para a sua obtenção. As colisões de placas 
convergentes possuíam a força necessária para 
levantar o fundo marinho até à atmosfera rarefeita. A 
origem das fossas oceânicas estranhamente situadas 
ao largo de arcos insulares ou de continentes e dos 
vulcões a eles associados, tornou-se clara quando se 
compreenderam os processos de subducção em 
placas convergentes. Por que existem paralelismos 
entre a geologia de partes da América do Sul e de 
África? Por que a América do Sul e África parecem 
duas peças de um quebra-cabeças que parecem 
encaixar? Para respostas complexas temos que 
procurar as explicações pré-tectónicas. Para respostas 
simples e que explicam muito mais, temos que recorrer 
à tectónica de placas. Um grande rift, semelhante 
ao Grande Vale do Rift no nordeste de África, dividiu 
um continente em dois, eventualmente formando o 
Oceano Atlântico e estas forças continuam ainda hoje 
a fazer-se sentir na crista meso-atlântica. 
Herdou-se alguma da antiga terminologia, mas o 
conceito fundamental é tão radical e simples como o 
de que A Terra move-se foi na astronomia. 
Placas tectônicas: Movimento de placas muda 
relevo 
COMENTE 
Luiz Carlos Parejo 
 
 
 
 
Quando os pesquisadores do século 19 e início do século passado observavam as 
diferentes formas de relevo, perguntavam-se por que alguns lugares possuíam montanhas 
elevadas com picos pontiagudos, outros eram montanhas arredondadas e outros eram 
planícies (áreas amplas e planas, geralmente muito baixas). 
Para tentar explicar a questão, chegaram a propor que a Terra estava se expandindo 
(crescendo como um pão de queijo ou um bolo no forno) e conforme se expandia 
apareciam essas diferenças de altitude e formas da superfície (essas desigualdades são 
chamadas de relevo). 
Outros pesquisadores pensavam que a Terra estaria se encolhendo como uma ameixa 
que seca e ao encolher apareceriam as montanhas e depressões. 
Então o pesquisador Alfred Wegener elaborou a teoria da deriva continental. 
A teoria foi confirmada com o surgimento da teoria de movimento das placas tectônicas. 
Placas tectônicas 
A teoria da Tectônica de Placas afirma que o planeta Terra é dividido em várias placas 
tectônicas (como uma bola de capotão, mas com gomos irregulares e de diferentes 
tamanhos) que se movimentam, pois estão flutuando sobre o magma (como a lava 
vulcânica derretida que sai dos vulcões). Ao se movimentarem, formam as montanhas 
mais recentes (dobramentos modernos), fossas oceânicas, atividade 
vulcânica, terremotos, cordilheiras meso-oceânicas, tsunamis, etc. 
A Terra é formada por várias camadas, as três principais são: núcleo, manto e crosta. 
Existem várias subdivisões, algumas aparecem na figura abaixo: 
 
Camadas da Terra 
A crosta é a camada superficial da Terra e é formada, principalmente por silício e alumínio 
(por isso ela também é chamada de Sial, abreviação dos dois componentes) e o manto é 
formado principalmente por silício e magnésio (também chamado de Sima) e apresenta 
subdivisões como a litosfera e a astenosfera; a litosfera faz contato com a crosta e é 
sólida, enquanto a astenosfera é uma camada de rocha derretida. 
Flutuando no magma 
As placas apresentam uma densidade menor (em média 2,8) que a do magma (em média 
3,2) e por isso as placas "flutuam" no magma da astenosfera que é tão quente (geralmente 
mais de 1.000ºC) que se apresenta derretido, portanto quaselíquido, mas muito viscoso. 
Como todo líquido quente, o magma gira e ao girar empurra as placas em um certo 
sentido. Então, elas podem se chocar: 
 
Zona de convergência, que resulta na formação de dobramentos modernos e fossas 
oceânicas. 
ou se afastar: 
 
Zona divergente no centro da figura, que resulta na formação da crista médio-oceânica. 
Os dois processos vão provocar resultados diferentes na superfície terrestre. 
Uma grande parte da atividade vulcânica e dos abalos sísmicos mais fortes (terremotos) 
estão localizados nas bordas das placas tectônicas. Se compararmos os mapas abaixo 
para relacionar esses fenômenos, perceberemos que os limites das placas tectônicas e a 
localização dos terremotos e vulcões coincidem e se concentram em volta 
do oceano Pacífico (por isto esta região é chamada de Círculo de Fogo do Pacífico). 
 
 
 
 
 
 
Oceano 
Origem: Wikipédia, a enciclopédia livre. 
 Nota: Para outros significados, veja Oceano (desambiguação). 
 
 
Animação que exibe todos os oceanos do planeta. Um corpo de água contínuo que cerca a terra, 
o oceano global é dividido em áreas principais. Cinco divisões oceânicas são contadas 
geralmente:Pacífico, atlântico, índico, ártico, e antártico; os últimos dois alistados são consolidados às 
vezes nos primeiros três 
Um oceano (de Ωκεανός, "Okeanos" em grego) é um corpo principal da água salina, e um 
componente principal da hidrosfera. Aproximadamente 71% da superfície de Terra (uma área 
de uns 361 milhões de quilômetros quadrados) é coberta pelo oceano, um corpo de água 
contínuo que geralmente é dividido em diversos oceanos principais e mares menores. Mais do 
que a metade desta área está sob mais 3.000 metros (9.800 pés) de profundidade. 
Quase três quartos (71%) da superfície da Terra é coberta pelooceano (Cerca de 61% 
do Hemisfério Norte e de 81% do Hemisfério Sul). Este oceano global interconectado de água 
salgada é dividido pelos continentes e grandes arquipélagos em cinco oceanos, como segue: 
 Oceano Pacífico 
 Oceano Atlântico 
 Oceano Índico 
 Oceano Glacial Ártico 
 Oceano Glacial Antártico - definido em 2000 pela Organização Hidrográfica Internacional, 
da qual Brasil e Portugal são membros. 
As fronteiras entre os oceanos são estabelecidas pela Organização Hidrográfica Internacional. 
Regiões menores dos oceanos são conhecidas como mares, golfos, estreitos, etc. 
Veja água do mar para uma discussão detalhada da composição da água do oceano, mais 
notavelmente sua salinidade. 
Índice 
 [esconder] 
 1 Maior profundidade 
 2 Exploração 
 3 Fenômenos característicos 
 4 Origem das águas 
 5 Biologia 
 6 Relevo 
 7 Temperatura 
 8 Oceanos extraterrestres 
 9 Ver também 
 10 Notas e referências 
 11 Ligações externas 
[editar]Maior profundidade 
Oceano Profundidade Localização 
Oceano Antártico 7.235 metros (23.730 pés) Fossa Sandwich do Sul 
Oceano Ártico 5.450 metros (17.881 pés) Litke Deep, Bacia da Eurásia 
Oceano Atlântico 8.648 metros (28.374 pés) Fossa de Porto Rico 
Oceano Índico 7.725 metros (25.344 pés) Fossa de Java 
Oceano Pacífico 11.037 metros (36.254 pés) Fossa das Marianas 
As entradas em negrito são os extremos da Terra. 
[editar]Exploração 
O estudos dos oceanos da Terra é chamado oceanografia. As viagens na superfície do oceano 
com o uso de botes datam de tempospré-históricos, mas só nos últimos tempos as explorações 
submarinas se tornaram possíveis e comuns. 
O ponto mais profundo do oceano são as Fossas Marianas, localizadas no Oceano Pacífico, 
próximos às Ilhas Marianas. Elas têm uma máxima profundidade de 11.037 metros. Elas foram 
totalmente inspecionadas em 1960, pelo batiscafo da Marinha britânica"Chalenger II", que deu 
seu nome à parte mais profunda da fossa, o "Profundo de Challenger". 
[editar]Fenômenos característicos 
Os oceanos são ambientes totalmente diferentes do terrestre. Assim, esse ambiente é 
dominado por fenômenos muito peculiares que não ocorrem em terra, como as marés, 
as ondas, as correntes marinhas, vórtices, etc. 
[editar]Origem das águas 
No meio ambiente terreno a água na forma como a conhecemos encontra-se num estado 
intermediário entre o estado gasoso vapor e o sólido gelo, quando exposta as intempéries, o 
calor da crosta terrestre, os raios solares, aos ventos, a pressão atmosférica, promove a 
evaporação e precipitação desse liquido sobre o próprio mar e os continentes, dando início ao 
ciclo das águas, responsável pela sedimentação do fundo do mar e a salinização dos oceanos. 
[editar]Biologia 
Segundo a hipótese de Oparin, a vida surgiu no oceano e evoluiu durante bastante tempo 
neste ambiente, vindo a ocupar o ambiente terrestre apenas em épocas mais recentes 
(veja escala de tempo geológico e Experiência de Miller-Urey). Dessa forma, 
os organismosmais primitivos na linha da vida encontram-se no oceano, como 
as esponjas e cnidários. Veja Biologia Marinha para uma descrição sucinta dos organismos 
marinhos. 
[editar]Relevo 
Algumas feições notáveis da geomorfologia oceânica: 
 Plataforma continental: são porções submersas dos continentes, com baixo declive, indo do 
litoral até cerca de 200 metros de profundidade. É uma região mais favorável à produção 
biológica. 
 Planície abissal: São grandes planos nas profundezas do oceano, com profundidade média 
em torno de 4.000 metros. 
 Talude continental: é a zona de declive acentuado entre as planícies abissais e a 
plataforma continental. 
 Fossa abissal: São fraturas tectônicas, as áreas mais profundas dos oceanos. 
 Dorsal submarina: são grandes cadeias de montanhas submersas no oceano, originando-
se do afastamento das placas tectônicas. Ao se afastarem, as placas tectônicas fazem com 
que o magma suba do manto e se solidifique, formando a crosta oceânica. 
 Falésias: são formas de relevo litorâneo abruptas, com declividades acentuadas e alturas 
variadas, origina-se da ação das ondas domar sobre as rochas. 
Características 
Das áreas cobertas pelas águas oceânicas pode-se considerar um domínio continental e um 
domínio oceânico. 
No domínio continental englobam-se os seguintes elementos morfológicos: 
 Plataforma continental – zona circundante da maior parte das costas, ligeiramente 
inclinada, coberta por sedimentos continentais, que corresponde às zonas marginais 
imersas dos continentes; zona que prolonga o continente para o mar até a uma 
profundidade de 200 m 
 Talude continental – nesta zona, o declive acentuado é, muitas vezes, sulcado por 
desfiladeiros, representando o limite da parte imersa do domínio continental; a zona imersa 
estende-se até profundidades de 4000m. 
No domínio oceânico englobam-se os seguintes elementos morfológicos: 
 Planícies abissais – zona plana que ocupa grande extensão do fundo dos oceanos e que 
ocorre às profundidades de aproximadamente, 5000 metros em média. São superfícies 
quase planas que representam o tecto da crosta oceânica não perturbada, oculta por uma 
camada de sedimentos pelágicos, de um modo geral pouco espessa. Os relevos que 
perturbam esta planície são normalmente de origem vulcânica, mas dividem-se em dois 
grupos consoante são, ou não sismicamente activos. 
 Dorsais médio-oceânicas – são relevos vulcânicos dos fundos oceânicos que se situam 
geralmente na parte média ou nos bordos dos oceanos, formadas por alinhamentos de 
cadeias montanhosas separadas por riftes; elevam-se a 3000 m acima dos fundos das 
bacias eestendem-se por uma largura se cerca de 1000 km. 
 Fossas oceânicas – zonas profundamente entalhadas no fundo oceânico, onde se verifica 
a convergência de placas tectónicas; localizam-se perto dos arcos vulcânicos ou na base 
do talude continental, nas proximidades de cadeias montanhosas que ocorrem nas 
margens dos continentes. 
 Bacias oceânicas – nascem, evoluem e morrem com relativa rapidez, pelo que os seus 
fundos são essencialmente constituídos por rochas relativamente recentes. 
 
 
 
 
 
 
Ciclo hidrológico 
 
 
Esquema do Ciclo Hidrológico (ou ciclo da água). 
O ciclo da água, conhecido cientificamente como o ciclo hidrológico, refere-se à troca contínua de 
água na hidrosfera, entre aatmosfera, a água do solo, águas superficiais, subterrâneas e das 
plantas. A ciência que estuda o ciclo hidrológico é a Hidrologia.
[1]
 
A água se move perpetuamente através de cada uma destas regiões no ciclo da água constituindo 
os seguintes processos principais de transferência: 
 Evaporação dos oceanos e outros corpos d'água (rios, lagos e lagunas) no ar e a 
evapotranspiração das plantas terrestres e animais para o ar. 
 Precipitação, pela condensação do vapor de água do ar e caindo diretamente na terra ou no 
mar. 
 Escoamento superficial sobre a terra, geralmente atingem o mar. 
A maior parte do vapor de água sobre os oceanos retorna aos oceanos, mas os ventos transportam 
o vapor de água para a terra com a mesma taxa de escoamento para o mar, a cerca de 36 Tt por 
ano. Sobre a terra, evaporação e transpiração contribuem com outros 71 Tt de água por ano. 
A chuva, com uma taxa de 107 Tt por ano sobre a terra, tem várias formas: mais comumente 
chuva, neve e granizo, com alguma contribuição em nevoeiros e orvalho. A águacondensada no ar 
também podem refratar a luz solar para produzir um arco-íris. 
Índice 
 [esconder] 
 1 O ciclo da água 
 2 Da superfície para a atmosfera 
 3 Da atmosfera de volta à superfície 
 4 Processos 
 5 Composição química 
 6 Serviços ambientais prestados pela água 
 7 Curiosidades 
 8 Referências 
 9 Ligações externas 
 10 Ver também 
[editar]O ciclo da água 
A água é a única substância que existe, em circunstâncias normais, em todos os três estados da 
matéria (sólido, líquido e gasoso) nanatureza. A coexistência destes três estados implica que 
existam transferências contínuas de água de um estado para outro; esta sequência fechada de 
fenômenos pelos quais a água passa do globo terrestre para a atmosfera é designado por ciclo 
hidrológico. 
A água da evapotranspiração (nome cientifico dado ao vapor de água obtido da transpiração e da 
evaporação) atinge um certo nível da atmosfera em que ele se condensa, formando as nuvens. Nas 
nuvens, o vapor de água condensa-se formando gotículas, que permanecem em suspensão na 
atmosfera. Estas gotículas, sob certas condições, agregam-se formando gotas maiores que 
precipitam-se, ou seja, chove. A chuva pode seguir dois caminhos, ela pode infiltrar-se e formar um 
aquífero ou um lençol freático ou pode simplesmente escoar superficialmente até chegar a um rio, 
lago ou oceano, onde o ciclo continua. 
[editar]Da superfície para a atmosfera 
O ciclo da água inicia-se com a energia solar que incide na Terra. A transferência da água da 
superfície terrestre para a atmosfera, passando do estado líquido ao estado gasoso, processa-se 
através da evaporação direta, por transpiração das plantas e dos animais e 
por sublimação (passagem direta da água da fase sólida para a de vapor). A vegetação tem um 
papel importante neste ciclo, pois uma parte da água que cai é absorvida pelas raízes e acaba por 
voltar à atmosfera pela transpiração ou pela simples e direta evaporação. Durante esta alteração do 
seu estado físico absorve calor, armazenando energia solar na molécula de vapor de água à medida 
que sobe à atmosfera. 
Dado a influência da energia solar no processo de evaporação, a água evapora-se em particular 
durante os períodos mais quentes do dia e em particular nas zonas mais quentes da Terra. 
A evaporação é elevada nos oceanos que estão sob a influência das altas subtropicais. Nos 
oceanos equatoriais, onde a precipitação é abundante, a evaporação é menos intensa. Nos 
continentes, os locais onde a precipitação é mais elevada existem florestas e onde aprecipitação é 
mais baixa, existem desertos. 
Em terra, em algumas partes dos continentes, a precipitação é maior que a evaporação e em outras 
regiões ocorre o contrário, contudo predomina a precipitação, sendo que os oceanos cobrem o 
terreno evaporando mais água que recebem pela precipitação. 
[editar]Da atmosfera de volta à superfície 
O vapor de água é transportado pela circulação atmosférica e condensa-se após percursos muito 
variáveis, que podem ultrapassar 1000 km. Poderá regressar à superfície terrestre numa das formas 
de precipitação (por exemplo, chuva, granizo ou neve), como voltar à atmosfera mesmo antes de 
alcançar a superfície terrestre (através de chuva miúda quente). Em situações menos vulgares, 
poderá ainda transformar-se em neve e cair em cima de uma montanha e permanecer lá 1000 anos. 
Toda esta movimentação é influenciada pelo movimento de rotação da Terra e das correntes 
atmosféricas. 
A água que atinge o solo tem diferentes destinos. Parte é devolvida à atmosfera através da 
evaporação, parte infiltra-se no interior do solo, alimentando os lençóis freáticos. O restante, escorre 
sobre a superfície em direcção às áreas de altitudes mais baixas, alimentando diretamente os lagos, 
riachos, rios, mares e oceanos. A infiltração é assim importante, para regular a vazão dos rios, 
distribuindo-a ao longo de todo o ano, evitando, assim, os fluxos repentinos, que provocam 
inundações. Caindo sobre uma superfície coberta com vegetação, parte da chuva fica retida nas 
folhas A água interceptada evapora, voltando à atmosfera na forma de vapor. 
O ciclo hidrológico atua como um agente modelador da crosta terrestre devido à erosão e ao 
transporte e deposição de sedimentos por via hidráulica, condicionando a cobertura vegetal e, de 
modo mais genérico, toda a vida na terra. 
O ciclo hidrológico é, pois, um dos pilares fundamentais do ambiente, assemelhando-se, no seu 
funcionamento, a um sistema de destilação global. O aquecimento das regiões tropicais devido à 
radiação solar provoca a evaporação contínua da água dos oceanos, que é transportada sob a 
forma de vapor pela circulação geral da atmosfera, para outras regiões. Durante a transferência, 
parte do vapor de água condensa-se devido ao arrefecimento formando nuvens que originam a 
precipitação. O retorno às regiões de origem resulta da acção conjunta da infiltração e escoamento 
superficial e subterrâneo proveniente dos rios e das correntes marítimas. 
[editar]Processos 
 Precipitação consiste no vapor de água condensado que cai sobre a superfície terrestre. 
(Chuva) 
 Infiltração consiste no fluxo de água da superfície que se infiltra no solo. 
 Escoamento superficial é o movimento das águas na superfície terrestre, nomeadamente do 
solo para os mares. 
 Evaporação é a transformação da água no seu estado líquido para o estado gasoso à medida 
que se desloca da superfície para a atmosfera. 
 Transpiração é a forma como a água existente nos organismos passa para a atmosfera. 
 Evapotranspiração é o processo conjunto pelo qual a água que cai é absorvida pelas plantas, 
voltando à atmosfera através da transpiração ou evaporação directa (quando não absorvida). 
 Condensação é a transformação do vapor de água em águalíquida, com a criação de nuvens 
e nevoeiro. 
[editar]Composição química 
A água pura (H2O) é um líquido cujas moléculas são formadas por dois átomos de hidrogênio e um 
de oxigênio. Quando na atmosfera, pode reagir com determinados gases - como dióxido de enxofre 
(SO2), óxidos de nitrogênio (NO, NO2, N2O5) e dióxido de carbono (CO2) - ocasionando chuvas 
ácidas. 
 
 
Geleira 
Origem: Wikipédia, a enciclopédia livre. 
 Nota: Se procura outro significado de Geleira, veja Frigorífico. 
 
 
Patagônia, geleira Perito Moreno. 
 
 
Perú, Geleira Quelccaya é a maior área glaciar dos trópicos 
 
 
Noruega, geleira de Briksdal. 
 
 
Bolívia, geleira de Sorata 
 
 
Washington, geleira Lyman 
Geleira 
(português brasileiro)
 ou glaciar 
(português europeu)
 é uma grande e espessa massa de gelo formada 
em camadas sucessivas de neve compactada e recristalizada, de várias épocas, em regiões 
onde a acumulação de neve é superior ao degelo. É dotada de movimento e se desloca 
lentamente, em razão da gravidade, relevo abaixo, provocando erosão e sedimentação glacial. 
As geleiras ou glaciares podem apresentar extensão de vários quilômetros e espessura que 
pode também alcançar a faixa dos quilômetros. A neve que restou de uma estação glacial dá-se 
o nome de nevado (usa-se também o termo alemão Firn e o francêsnevé). O nevado é uma 
etapa intermediária da passagem da neve para o gelo. À medida que se acumulam as camadas 
anuais sucessivas, o nevado profundo é compactado, recongelando-se os grânulos num corpo 
único. 
O gelo das geleiras é o maior reservatório de água doce sobre a Terra, e perde em volume total 
de água apenas para os oceanos. As geleiras cobrem uma vasta área daszonas polares mas 
ficam restritas às montanhas mais altas nos trópicos. Em outros locais do sistema solar, as 
grandes calotas polares de Marte rivalizam-se com as da Terra.
[1]
 
Dentre as características geológicas criadas pelas geleiras estão as morenas, ou 
moreias terminais ou frontais, mediais, de fundo e as laterais, que são cristas ou depósitos de 
fragmentos de rocha transportados pela geleira; os vales em forma de U ecircos em suas 
cabeceiras, e a franja da geleira, que é a área onde a geleira recentemente derreteu. 
Etimologia 
O português geleira, do século XIX, preferível ao castelhanismo ventisqueiro e diferentemente 
do galicismo glaciar, é derivado do português gelo (do latim gelu, 'gelo, geada, frio intenso') e 
o sufixo -eira, que, no caso, traduz a ideia de 'intensidade, aumento, acúmulo'. 
O espanhol hielo, 'gelo', de 1220-1250, permite datar o português gelo no século XVI, ainda que 
seu primeiro registro seja o do dicionário de António de Morais Silva (1813).
[2]
 
Embora predomine na América Hispânica (principalmente na Argentina) e no português 
europeu o galicismo glaciar, do século XX, o vocábulo espanhol que traduz o 
português geleira é vestiquero, do século XVII, derivado do espanhol viento, de fins do século 
X, do latim ventus, 'vento'. 
O francês glacier, de 1572, que passou ao inglês glacier, de 1744, deriva do francês glace, latim 
vulgar glacia, latim glacies, 'gelo'. Palavra dos falares alpinos, o francês glacier torna-se usual a 
partir do século XVIII, quando ainda concorre com glacière, de 1640, hoje obsoleto nesse 
sentido.
[3]
 O italiano ghiacciaio e o alemão Gletscher (desde o século XVI), ambos 'geleira', 
ganham curso no século XVIII como derivados do latim glacies. 
[editar]Tipos 
 
 
Foz da geleira de Schlatenkees perto de Innergschlöß, Áustria. 
Segundo a forma, há dois tipos principais de geleiras: geleiras de vales ou alpinas, que são 
assim chamadas por se confinarem aos vales e terem sido estudadas em pormenor, pela 
primeira vez, nos Alpes, e as geleiras continentais, também chamadas de geleiras de 
latitudeou inlândsis, que são calotas de gelo que cobrem extensas superfícies e fluem 
radialmente sob a ação de seu próprio peso, independente da topografia subjacente. A maioria 
dos conceitos neste artigo aplica-se igualmente para as geleiras de vales e continentais. 
Uma geleira temperada (ou morna) está em zonas em que a temperatura é próxima do ponto 
de fusão durante todo o ano, a partir da superfície para o fundo da geleira. O gelo nas 
geleiraspolares (ou frias) está sempre abaixo do ponto de congelamento com maior perda de 
massa devido à sublimação. As geleiras subpolares (ou transicionais, subárticas) têm uma zona 
sazonal de fusão próxima à superfície e têm alguma drenagem interna, mas pouca ou nenhuma 
fusão basal. 
As classificações térmicas das condições da superfície variam de tal modo que as zonas de 
geleiras são frequentemente utilizadas para identificar as condições de fusão. A zona de neve 
seca é uma região onde não ocorre fusão, mesmo no auge do verão. A zona de percolação é 
uma área com alguma fusão na superfície da geleira, mas a água percola alguns metros e 
recongela, formando lentes, camadas e glândulas de gelo. A zona de neve úmida é uma região 
onde toda a neve depositada desde o final do verão anterior estará a zero °C. A zona de gelo 
empilhado é uma zona onde a água de derretimento congela em crostas na geleira formando 
uma massa contínua de gelo. 
As menores geleiras alpinas formadas nos vales das montanhas são chamadas de geleiras de 
vale. As geleiras maiores podem cobrir uma montanha inteira, uma cadeia de montanhas ou até 
mesmo um vulcão; este tipo é conhecido como calota de gelo. Calotas de gelo alimentam 
geleiras de descarga, línguas de gelo que se estendem pelos vales abaixo, longe das bordas 
dessas grandes massas gelo. As geleiras de descarga são formadas pelo movimento do gelo 
da calota polar, ou de uma calota de gelo das montanhas da região, em direção ao mar. 
 
 
A geleira Spegazzini, na Argentina. Uma geleira de maré desprendendo massas de gelo. 
As maiores geleiras são os mantos de gelo continental, enormes massas de gelo que são 
visivelmente afetados pela paisagem e abrangendo toda a superfície abaixo deles, exceto 
possivelmente às bordas onde são mais finos. Atualmente os mantos de gelo continental só 
existem na Antártica e na Groenlândia. Essas regiões contêm grandes quantidades de água 
doce. O volume de gelo é tão grande que se o manto de gelo da Groenlândia derretesse, ele 
elevaria o nível dos oceanos cerca de seis metros (20 pés) ao redor do mundo. Se o manto de 
gelo antártico derretesse, o nível dos oceanos subiria cerca de 65 metros (210 pés). 
As geleiras de planalto lembram o manto de gelo, mas em uma escala menor. Elas cobrem 
algumas áreas de planaltos e grandes altitudes. Este tipo de geleira aparece em muitos lugares, 
especialmente na Islândia e em algumas das maiores ilhas do Oceano Ártico, e em todo o norte 
da Cordilheira do Pacífico desde o sul da Colúmbia Britânica até o oeste doAlasca. 
As geleiras de maré são geleiras que terminam no mar, geralmente em um fiorde. A frente é na 
forma de uma falésia de gelo de onde se separam icebergs. A maioria das geleiras de maré 
desprende essas grandes massas de gelo acima do nível do oceano, o que frequentemente 
produz um tremendo impacto na superfície da água ao serem atingidas pelos icebergs. Se a 
água é profunda, as geleiras podem desprender essas grandes massas de gelo sob a 
superfície da água, fazendo com o iceberg surja repentinamente na superfície. 
[editar]Formação 
 
 
Fotografias com baixo e altocontraste dageleira Byrd. A versão de baixo contraste é similar em nível de 
detalhe ao que seria visto a olho nu e quase sem os rasgos característicos. A fotografia inferior utiliza um 
contraste aumentado para destacar as linhas de fluxo da camada de gelo e nas fendas inferiores. 
As geleiras se formam em áreas onde se acumula mais neve no inverno que a que se derrete 
no verão. Quando as temperaturas se mantêm abaixo do ponto de congelamento, a neve caída 
muda sua estrutura já que a evaporação e a recondensação da água causa 
arecristalização para formar grânulos de gelo menores, espessos e de forma esférica. Este tipo 
de neve recristalizada é conhecido por nevado. À medida que a neve se acumula e se converte 
em nevado, as camadas mais profundas são submetidas às pressões cada vez mais intensas. 
Quando as camadas de gelo e neve têm espessuras que alcançam várias dezenas de metros, 
o peso é tal que a nevada começa a desenvolver cristais de gelo maiores. 
Nas geleiras, onde a fusão se dá na zona de acúmulo de neve, a neve pode converter-se em 
gelo através da fusão e o regelo (no período de vários anos). Na Antártida, onde a fusão é 
muito lenta ou não existe (inclusive no verão), a compactação que converte a neve em gelo 
pode demorar mil anos. A enorme pressão sobre os cristais de gelo faz que estes tenham uma 
deformação plástica, cujo comportamento faz com que as geleiras se movam lentamente sob a 
força da gravidade como se tratasse de um enorme fluxo de terra. 
O tamanho das geleiras depende do clima da região em que se encontram. O equilíbrio entre a 
diferença do que se acumula na parte superior com respeito ao que se derrete na parte mais 
profunda recebe o nome de equilíbrio glacial. Nas geleiras de montanha, o gelo vai-se 
compactando nos circos glaciários, que nada mais são do que depressões em forma de nicho, 
de bordas escarpadas, nas altas montanhas. No caso das geleiras continentais, o acúmulo 
acontece também na parte superior da geleira, mas é uma consequência mais da formação 
da escarcha branca, isto é, da passagem direta do vapor d'água do ar ao estado sólido pelas 
baixas temperaturas das geleiras, que pelas precipitações de neve. O gelo acumulado 
comprime-se e exerce uma pressão considerável sobre o gelo mais profundo. Por sua vez, o 
peso da geleira exerce uma pressão centrífuga que provoca o empuxo do gelo até a borda 
exterior da mesma onde se derrete; a esta parte é dado o nome de área de ablação. 
 
 
Formação do gelo glaciário. 
Nas geleiras de vale, a linha que separa estas duas áreas (a de acumulação e a de ablação) 
chama-se linha de neve ou linha de equilíbrio. A elevação destas linhas varia de acordo com as 
temperaturas e a quantidade de neve precipitada e é muito maior nas vertentes ou ladeiras que 
nas regiões de menor incidência solar. O avanço ou retrocesso de uma geleira está 
determinado pelo aumento da acumulação ou da ablação respectivamente. Os motivos deste 
avanço ou retrocesso das geleiras podem ser, obviamente, naturais ou humanas, sendo estes 
últimos os mais evidentes desde 1850, pelo desenvolvimento da industrialização já que o efeito 
mais observado da mesma é a enorme produção de anidrido carbônico ou dióxido de 
carbono(CO²) o qual absorve grandes quantidades de água (diretamente das geleiras próximas) 
para formar o ácido carbônico, com o que as geleiras de vale vão retrocedendo. 
É o caso das geleiras alpinas europeias, em cujas proximidades localizam-se grandes 
indústrias que consomem grandes quantidades de combustíveis que geram esse dióxido de 
carbono. E as geleiras da Groenlândia e da Antártida resultam muito mais difíceis de medir, já 
que os avanços e retrocessos da frente podem estar compensados por um maior ou menor 
acumulação de gelo na parte superior, representando uma espécie de ciclos de avanços e 
retrocessos que se retroalimentam mutuamente dando origem a uma compensação dinâmica 
nas dimensões da geleira. Em outras palavras: uma diminuição da altura da geleira da 
Antártida, por exemplo, poderia gerar um maior empuxo para fora, e ao mesmo tempo, uma 
maior margem para que se acumule de novo uma quantidade de gelo similar a que existia 
anteriormente: recordemos que esta altura (uns três quilômetros) está determinada pelo 
equilíbrio glaciário, que tem uma espécie de teto determinado sobre o qual não se pode 
acumular mais gelo pela escassa quantidade de vapor d'água que tem o ar a mais de 3.000 
metros. 
A morfogênese glaciária se dá pelo processo de modificação do relevo através do depósito ou 
vazão do gelo de determinado local, podendo inclusive alterar a estrutura e formato da rocha ou 
montanha. 
Densidades 
 Neve fresca, assentada (entre 50 e 100 kg/ m3) 
 Neve fresca, bem assentada (entre 100 e 200 kg/ m3) 
 Neve velha (entre 200 e 400 kg/ m3) 
 Firn (entre 400 e 800 kg/ m3) 
 Gelo puro (916,7 kg/ m3, 0 °C) 
 Água pura (999,97 kg/ m3, 4 °C) 
 Água do mar (1'028,07 kg/ m3, 35 g Sal/ kg, 4 °C)[4] 
[editar]Classificação 
 
 
A geleira Grindelwald Superior e o Schreckhorn, na Suíça, mostrando as zonas de acumulação e 
ablação. 
As geleiras classificam-se de acordo com seu tamanho e a relação que mantêm com 
ageografia. 
[editar]Geleira alpina 
Esta classe inclui as geleiras menores, as quais caracterizam-se por estarem confinadas 
nosvales das montanhas: razão porque são denominadas geleiras de vale ou alpinas ou de 
montanha, a taxa de alimentação de neve é elevada e sua velocidade também: 60m/mês. 
[editar]Calota de gelo 
Consiste em enormes coberturas de gelo que podem cobrir uma cordilheira ou um vulcão; sua 
massa é menor que a atual nas geleiras continentais. Estas formações cobrem grande parte 
doarquipélago das ilhas norueguesas de Svalbard, no Oceano Glacial Ártico. 
[editar]Geleira de descarga 
As calotas de gelo alimentam geleiras de descarga, línguas de gelo que se estendem vale 
abaixo distantes das bordas dessas massas de gelo maiores. No geral, as geleiras de descarga 
são geleiras de vale, que se formam pelo movimento do gelo de uma calota de gelo desde 
regiões montanhosas até o mar. 
[editar]Manto de gelo 
As maiores geleiras são os mantos de gelo: enormes massas de gelo que não são afetadas 
pela paisagem e estendem-se pela superfície, exceto nas bordas, onde sua espessura é mais 
fina. O manto de gelo da Antárctida Ocidental e o da Groenlândia são atualmente os únicos 
existentes. Estas regiões contêm vastas quantidades de água doce. O volume de gelo é tão 
grande que se Groenlândia derretesse faria com que o nível do mar subisse cerca de 21 m a 
nível mundial, enquanto que se o da Antártida derretesse, os níveis subiriam até 108 m. A fusão 
combinada resultaria em uma elevação de cerca de 130 m. 
[editar]Geleira de planalto 
As geleiras de planalto são geleiras de menor tamanho. Se parecem com as calotas de gelo, 
mas neste caso seu tamanho é inferior. Cobrem algumas zonas elevadas e planaltos. Este tipo 
de geleiras aparece em muitos lugares, sobre tudo na Islândia e algumas das grandes ilhas 
do Oceano Ártico (Baffin, Ellesmere, Devon, etc.). 
[editar]Geleira de piemonte 
As geleiras de piemonte ocupam terras baixas, amplas nas bases de montanhas escarpadas e 
se formam quando uma ou mais geleiras alpinas surgem das paredes de confinamento dos 
vales de montanhas e suas línguas de gelo se unem. O tamanho das geleiras de piemonte 
varia muito: entre as maiores estão a geleira Malaspina, que estende-se ao largo da costa sul 
do Alasca. Ocupa mais de 5.000 km² da planície costeira plana situada no sopé da elevadaCordilheira São Elias. 
[editar]Movimento 
 
 
Vista panorâmica da geleira Aletsch, Suíça. 
O gelo comporta-se como um sólido quebradiço até que a pressão que tem em cima alcança os 
50 metros de espessura do gelo. Uma vez ultrapassado este limite, o gelo comporta-se como 
um material plástico e começa a fluir. O gelo glaciário consiste de camadas 
de moléculas colocadas umas sobre as outras. As uniões entre as camadas são mais débeis 
que as existentes dentro de cada camada, de modo que quando o esforço ultrapassa as forças 
das ligações que mantêm as capas unidas, estas se deslocam umas sobre as outras. 
Outro tipo de movimento é o deslizamento basal do gelo. Este se produz quando a geleira 
inteira desloca-se sobre o terreno no qual se encontra. Neste processo, a água de fusão 
contribui para o deslocamento do gelo mediante a lubrificação. A água líquida origina-se em 
decorrência da diminuição do ponto de fusão à medida que aumenta a pressão. Outras fontes 
para a origem da água de fusão podem ser a fricção do gelo contra a rocha, o que aumenta a 
temperatura e por último, o calor proveniente da Terra. 
O deslocamento de uma geleira não é uniforme já que está condicionado pela fricção e a força 
de gravidade. Devido à fricção, o gelo glaciário inferior move-se mais lentamente que as partes 
superiores. À diferença das zonas inferiores, os gelos úmidos nos 50 metros superiores não 
estão sujeitos à fricção e, portanto são mais rígidos. Esta seção é conhecida como zona de 
fratura. O gelo da zona de fratura viaja em cima do gelo inferior e quando este passa através de 
terrenos irregulares, a zona de fratura cria fendas que podem ter até 50 metros de 
profundidade, onde o fluxo plástico as fecha. A rimaia é um tipo especial de fenda que somente 
forma-se nas geleiras de anfiteatro e tem uma direção transversal ao movimento pela gravidade 
da geleira. Poderia dizer-se que é uma fenda que se forma nos pontos onde se separa a neve 
do fundo do circo do gelo que, todavia está bem grudado na parte superior. 
[editar]Velocidade 
A velocidade de deslocamento das geleiras está determinada pela fricção. Como se sabe, a 
fricção faz com que o gelo do fundo movimente-se a uma velocidade menor que as partes 
superiores. No caso das geleiras de vales, isto também se aplica para a fricção das paredes 
dos vales, porque as regiões centrais são as que apresentam um maior deslocamento. Isto foi 
confirmado em experimentos realizados no século XIX no que foram utilizadas estacas 
alinhadas em geleiras alpinas e analisou sua evolução. Posteriormente confirmou-se que as 
regiões centrais tinham se deslocado por distâncias maiores. Acontece exatamente o mesmo, 
ainda que em menor velocidade, com a água dos rios movendo-se em seus leitos. 
As velocidades médias variam. Algumas apresentam velocidades tão lentas que 
as árvores podem estabelecer-se entre os sedimentosdepositados. Em outros casos, contudo, 
deslocam-se vários metros por dia. Este é o caso da geleira Byrd, uma geleira de descarga 
na Antártida que, de acordo com estudos de satélites, desloca-se de 750 a 800 metros por ano 
(uns dois metros por dia). 
O avanço de muitas geleiras pode estar relacionado por períodos de avanço extremamente 
rápidos chamados surge. As geleiras que apresentam surges comportam-se de uma maneira 
normal até que repentinamente aceleram seu movimento para depois voltar a seu estado 
anterior. Durante as surges, a velocidade de deslocamento é até 100 vezes maior que sob 
condições normais.
[5]
 
[editar]Erosão 
As rochas e os sedimentos são incorporados às geleiras por vários processos. As geleiras 
realizam erosões no terreno principalmente de duas maneiras: abrasão e atrito. 
[editar]Abrasão e atrito 
 
 
Diagrama do atrito glaciário e a abrasão. 
À medida que a geleira flui sobre a superfície fraturada do leito de rocha, arrasta consigo blocos 
de rocha que incorpora ao gelo. Este processo conhecido como atrito, produz-se quando a 
água de fusão penetra nas fendas e diaclases do leito de rocha e do fundo da geleira e se 
congela. Conforme a água se expande, atua como uma alavanca que solta a rocha, levantando-
a. Desta maneira que os sedimentos de todos os tamanhos passam a formar parte da carga da 
geleira.
[6]
 
A abrasão ocorre quando o gelo e a carga de fragmentos rochosos deslizam sobre o leito de 
rocha e funcionam como um papel de lixa que alisa e pule a superfície situada abaixo. A rocha 
pulverizada pela abrasão recebe o nome de farinha de rocha. Esta farinha está formada por 
grânulos de rocha do tamanho da ordem dos 0,002 a 0,00625 mm. Às vezes, a quantidade de 
farinha de rocha produzida é tão elevada que as correntes de água de fusão adquirem uma cor 
acinzentada. 
Outra das características visíveis da erosão glaciária são as estrias glaciárias. Estas são 
produzidas quando o gelo do fundo contém grandes blocos de rocha que marcam sulcos no 
leito de rocha. Cartografando a direção das estrias pode-se determinar o deslocamento do fluxo 
glaciário, o qual é uma informação de interesse no caso de antigas geleiras.
[7]
 
[editar]Velocidade da erosão 
A velocidade da erosão de uma geleira é muito variável. Esta erosão diferenciada levada a 
cabo pelo gelo é controlada por quatro fatores importantes: 
1. Velocidade do movimento da geleira. 
2. Espessura do gelo. 
3. Forma, abundância e dureza dos fragmentos de rocha contidos no gelo na base da 
geleira. 
4. Capacidade erosiva da superfície debaixo da geleira. 
[editar]Sedimentos 
 
 
Bloco errático. 
Uma vez que o material sólido é incorporado à geleira, pode ser transportado por vários 
quilómetros antes de ser depositado na área da ablação. Todos os depósitos deixados pelos 
glaciares recebem o nome de sedimentos glaciares. Os sedimentos glaciares são divididos 
pelos geólogos em dois tipos distintos: 
 Materiais depositados directamente pela geleira, sendo conhecidos como tilito ou argila 
glaciária. 
 Os sedimentos deixados pela água provenientes da fusão da geleira, denominados 
sedimentos estratificados. 
Os grandes blocos que se encontram no tilito ou livres sobre a superfície designam-se por 
erráticos glaciários que são diferentes ao leito de rocha em que se encontram (isto é, a 
sualitologia não é a mesma que a rocha encaixada subjacente). Os blocos erráticos de uma 
geleira são rochas soltas e portanto logo abandonadas pela corrente de gelo. O seu estudo 
litológico permite averiguar a trajectória da geleira que os depositou. 
[editar]Morenas ou morainas 
 
 
Morenas ou morainas. 
O nome mais comum para os sedimentos das geleiras é o de morenas ou morainas. O termo 
tem origem francesa e foi atribuído por camponeses para referir-se aos rebordos e 
terraplanagens aluviais de sedimentos encontrados perto das bordas das geleiras 
nos Alpesfranceses. Na geologia moderna, este termo é mais usado num sentido mais lato, 
porque se aplica a uma série de formas, todas elas compostas por tilito. 
Há diferentes tipos de morenas, conforme a posição que ocupam na geleira: 
Morena terminal 
Uma morena terminal é um montículo de material removido previamente e que se deposita 
ao término de uma geleira. Este tipo de morena forma-se quando o gelo está fundindo e 
evaporando perto do gelo da extremidade da geleira a uma velocidade igual a que o avanço 
fazia adiante da geleira desde sua região de alimentação. Ainda que o extremo da geleira 
esteja estacionário, o gelo segue fluindo depositando sedimentos como um cinturão 
transportador. 
Morena de fundo 
Quandoa ablação supera a acumulação, a geleira começa a retroceder; à medida que o 
faz, o processo de sedimentação da cinturão transportador continua deixando um depósito 
de tilito em forma de planícies onduladas. Esta camada de tilito suavemente ondulada se 
chama morena de fundo. As morenas terminais que se depositaram durante as 
estabilizações ocasionais da frente de gelo durante os retrocessos se denominam morenas 
de retrocesso. 
Morena lateral 
As geleiras de vale produzem dois tipos de morenas que aparecem exclusivamente 
nos vales de montanha. O primeiro deles chama-se morena lateral. Este tipo de morena se 
produz pelo deslizamento da geleira produzindo severos atritos de encontro às paredes do 
vale em que estão confinadas; desta maneira os sedimentos se acumulam de forma 
paralela às laterais do vale. 
Morena central 
O outro tipo são as morenas centrais. Este tipo de morenas é exclusivo das geleiras de vale 
e se forma quando as geleiras se unem para formar uma só corrente de gelo. Neste caso as 
morenas laterais se unem para formar uma franja central escura. 
Morena superficial 
estão situadas na superfície da geleira. 
Morena frontal 
situam-se na parte dianteira da geleira. 
[editar]Transformação do terreno 
[editar]Vales glaciários 
 
 
Vista de um glaciar activo 
Antes da glaciação, os vales das montanhas tinham uma 
característica forma de V, produzida pela erosão da água na vertical. 
Contudo, durante a glaciaçãoesses vales alargam-se e aprofundam-
se, o que dá origem à criação de um vale glaciário em forma de U. 
Além do seu aprofundamento e alargamento, a geleira também alisa 
este vale graças à erosão. Desta forma vai eliminando os esporões 
de terra que estendem no vale. Como resultado desta interacção, 
são criadas falésias triangulares designadas esporões truncados, 
visto que muitas geleiras aprofundam mais os seus vales do que 
fazem os seus pequenos afluentes. 
Em consequência, quando as geleiras acabam retrocedendo, os 
vales das geleiras afluentes ficam por cima da depressão glaciária 
principal, e são designados por vales suspensos. As partes do solo 
que foram afectadas peloatrito e a abrasão, podem ser ocupadas 
pelos denominados lagos paternoster, nome originado do latim (Pai 
Nosso) que faz referência a uma parte das contas do rosário. 
Na cabeceira de uma geleira há uma estrutura muito importante 
chamada de circo glaciário que tem a forma de uma grande taça 
com paredes escarpadas em três lados, mas aberta no lado que 
desce para o vale. No circo, dá-se a acumulação do gelo. Estes 
começam como irregularidades no lado da montanha e logo vão 
aumentando de tamanho pelo acúmulo do gelo. Depois do que a 
geleira derrete estes circos são ocupados por um pequeno lago de 
montanha designado por tarn. 
Às vezes, quando há duas geleiras separadas por uma divisória, e 
esta, situada entre os circos, sofre erosão, é criada uma garganta ou 
desfiladeiro. A esta estrutura dá-se o nome de passo de montanha. 
As geleiras também são responsáveis pela criação de fiordes, 
enseadas profundas e escarpadas que se encontram nas altas 
latitudes. Com profundidades que podem ultrapassar o quilómetro, 
são provocados pela elevação pós-glaciária do nível do mar e, 
portanto, à medida que este aumentava, as geleiras alteravam o seu 
nível de erosão. 
[editar]Arestas e espigões 
Além das características que as geleiras criam em um terreno 
montanhoso, também é possível encontrar cristas sinuosos de 
bordos aguçados que recebem o nome de arestas e picos 
piramidais e agudos designados por espigões. 
Esses dois traços podem ter o mesmo processo desencadeante: o 
aumento do tamanho dos circos produzidos pelo atrito e pela acção 
do gelo. No caso dos espigões, o motivo da sua formação são os 
circos que rodeiam uma única montanha. 
As arestas surgem duma maneira similar; a única diferença é que os 
circos não estão dispostos em círculo, mas sim em lados opostos de 
uma divisória. As arestas também podem ser produzidas com a 
junção das geleiras paralelas. Neste caso as línguas glaciárias vão 
estreitando as divisórias à medida que sofrem erosão e fazem o 
polimento dos vales adjacentes. 
[editar]Rochas moutonnées 
São formadas pela passagem da geleira, quando esta esculpe 
pequenas colinas a partir de protuberâncias do leito de rocha. Uma 
protuberância de rocha deste tipo dá-se o nome 
de rocha moutonnée (do francês mouton), porque se assemelham 
a carneiros. As rochas moutonnées são formadas quando 
a abrasão da geleira alisa a suave pendente que está na frente do 
gelo glaciário que se aproxima e o atrito aumenta a inclinação do 
lado oposto à medida que o gelo passa por cima da protuberância. 
Estas rochas indicam a direcção do fluxo da geleira. 
[editar]Colinas assimétricas 
Ver artigo principal: Drumlin 
 
 
Drumlins 
As morenas ou morainas são as únicas formas depositadas 
pelas geleiras. Em determinadas áreas que, em alguma ocasião 
estiveram cobertas por calotas de gelocontinentais, existe uma 
variedade especial de paisagem glaciária caracterizada por 
colinas lisas, alargadas e paralelas chamadas colinas 
assimétricas. 
As colinas assimétricas têm perfil aerodinâmico e são formadas 
principalmente por terreno errático ou tilitos. A sua altura oscila 
entre 15 a 50 metros e podem chegar a medir até um 
quilómetro de comprimento. O lado mais vertical da colina está 
na direcção do avanço do gelo, enquanto a pendente mais larga 
está virada para a direcção da deslocação do gelo. 
As colinas assimétricas não aparecem isoladas, pelo contrário, 
encontram-se agrupadas naquilo que se chama de "campos de 
colinas". Podemos citar o campo de Rochester, Nova Iorque, 
que se calcula conter cerca de 10.000 colinas. 
Apesar de não se ter a certeza como são formadas, ao 
observar-se o aspecto aerodinâmico, pode-se inferir que foram 
moldadas na zona de fluxo plástico de uma geleira antigo. 
Pensa-se que muitas colinas foram originadas quando as 
geleiras avançam sobre os detritos glaciários previamente 
depositados, remodelando o material. 
[editar]Sedimentos glaciários estratificados 
A água que surge da área de ablação afasta-se da geleira numa 
camada plana que transporta sedimentos finos; à medida que 
diminui a velocidade, os sedimentos transportados, começam a 
depositar-se e então a água resultante da fusão começa a 
originar canaisanastomosados. Quando esta estrutura se forma, 
associada a uma calota de gelo, recebe o nome 
de planície aluvial. 
 
 
Esboço representando uma geleira em retração. 
As planícies de aluvião só podem estar acompanhadas por 
pequenas depressões conhecidas por kettles ou marmitas de 
gigante (termo espanhol derivado do francês), ainda que seja 
uma forma menor de relevo que se forma nas correntes fluviais, 
motivo pelo qual não se deveria considerar no sentido estrito do 
termo, relacionado com as geleiras, apesar de serem muito 
frequentes em terrenos fluvioglaciários. As depressões das 
geleiras também se produzem em depósitos de tilitos. As 
depressões maiores produzem-se quando blocos de gelo 
enormes ficam presos nos sedimentos glaciários e depois ao 
derreterem-se deixam buracos no sedimento, dando origem, 
quase sempre, a um sistema formado por 
numerosos lagos ligados entre si com formas alargadas e 
paralelas entre si, com uma direcção mais ou menos 
coincidente com a direcção do avanço do gelo durante as 
glaciações do Pleistoceno. É uma morfologia glaciária muito 
frequente naFinlândia (que é hábito chamar-se "o país dos 
10.000 lagos"),no Canadá e em alguns estados dos Estados 
Unidos da América, comoAlasca, Wisconsin e Minnesota. A 
amplitude destas depressões geralmente não ultrapassa os dois 
quilómetros, excepto no Minnesota e mais alguns lugares, ainda 
que em alguns casos cheguem a alcançar os 50 quilómetros de 
diâmetro. As profundidades oscilam entre os 10 e os 50 metros. 
[editar]Depósitos em contato com o gelo 
Quando uma geleira diminui o seu tamanho até chegar a um 
ponto crítico, o fluxo detém-se e o gelo para. Entretanto, as 
águas de fusão que correm por cima, no interior e por baixo do 
gelo, deixam depósitos de sedimentos estratificados. Por isso, à 
medida que o gelo vai-se derretendo, vai 
deixando depósitos estratificados em forma de colinas, terraços 
e cúmulos. Este tipo de depósito é conhecido como depósito em 
contacto com o gelo. 
Quando estes depósitos têm a forma de colinas com encostas 
empinadas ou montículos são designados por kames. Alguns 
kames são formados quando a água de fusão deposita 
sedimentos através de aberturas no interior do gelo. Noutras 
situações, só são a consequência de deltas até o exterior do 
gelo, produzidos pela água de fusão. 
Quando o gelo glaciário ocupa um vale, podem formar-se 
terraços ou Kames ao longo dos lados do vale. 
Um terceiro tipo de depósitos formado em contacto com o gelo 
é caracterizado por sinuosas cristas longas e estreitas 
compostas essencialmente por areia e gravilha. Algumas destas 
cristas têm alturas que superam os 100 metros e o seu 
comprimento ultrapassa os 100 quilómetros. Trata-se 
dos eskers, cristas depositadas por rios de águas de fusão que 
correm por baixo de uma massa de gelos glaciários que 
avançam lentamente. 
Estes rios servem de fuga para a água de fusão que forma a 
geleira em contacto com o solo e ocupam uma espécie de 
grutas muito largas por baixo do glaciar. A origem destas 
colinas alargadas encontra-se na capacidade de arrasto de 
sedimento entre o gelo (que é muito maior) e a água: no leito 
destes rios subterrâneos vão-se acumulando materiais 
arrastados pela geleira que a água não é capaz de continuar a 
transportá-los. Por esse motivo, os eskers são colinas 
alargadas por onde passaram os rios internos de uma geleira. 
São muito frequentes na Finlândia e apresentam sempre a 
mesma direcção no mesmo sentido do deslocamento da 
geleira. 
[editar]A glaciação do Quaternário 
Em 1821, um engenheiro suíço, Ignaz Venetz, apresentou um 
artigo em que sugeria a presença de rasgos característicos da 
paisagem glaciária a distâncias consideráveis dos Alpes. Esta 
ideia foi negada por outro cientista suíço, Louis Agassiz, mas 
quando Louis tentou demonstrar a não validade da teoria de 
Ignaz, na verdade acabou por acreditar nas afirmações do seu 
colega e outros que o seguiram, como De Saussure, Esmark e 
Charpentier. De facto, um ano mais tarde na sua expedição 
com Charpentier (1836), Agassiz colocou a hipótese de ter 
existido um período glacial que teria tido efeitos generalizados e 
de longo alcance. A sua contribuição para a chamadaTeoria 
glacial consolidou o seu prestígio como naturalista. 
Com o passar do tempo e graças ao desenvolvimento do 
conhecimento geológico, comprovou-se que existiram vários 
períodos de avanço e retração das geleiras e que as 
temperaturas existentes na terra eram muito diferentes das 
actuais. 
Estabeleceu-se uma divisão quádrupla para a glaciação 
quaternária para a América do Norte e Europa. Estas divisões 
foram baseadas principalmente no estudo dos depósitos 
glaciares. Na América do Norte, cada uma destas quatro etapas 
foi denominada pelo estado em que se encontravam os 
depósitos correspondentes a essa época. Por ordem de seu 
aparecimento temos: Nebraskan, Kansan, Illinoisan e 
Wisconsinan. Esta classificação foi desenvolvida e melhorada 
graças ao estudo detalhado dos sedimentos do fundo oceânico. 
Como os sedimentos do fundo oceânico, ao contrário dos 
continentais, não estão afectados por descontinuidades 
estratigráficas, são especialmente úteis para determinar os 
ciclos climáticos do planeta. 
Desta forma, as divisões identificadas passaram a ser umas 
vinte e a duração de cada uma delas é aproximadamente de 
100.000 anos. Todos estes ciclos estão situados no que se 
conhece como a glaciação quaternária. 
Durante o seu auge, o gelo deixou a sua marca em quase 30 % 
da superfície continental, cobrindo por completo cerca de 10 
milhões de quilómetros quadrados da América do Norte, 5 
milhões de quilómetros quadrados da Europa e 4 milhões de 
quilómetros quadrados da Sibéria. A quantidade de gelo 
glaciário no Hemisfério Norte foi o dobro da do Hemisfério Sul. 
Isto é justificado por no Hemisfério Sul o gelo não podia cobrir 
mais do que o território do que o antártico. 
Na actualidade é aceite que a glaciação começou há 2 ou 3 
milhões de anos, definindo o que se designa por Pleistoceno. 
[editar]Alguns efeitos do período glacial 
quaternário 
Os efeitos do período glaciar Quaternário são bem evidentes. 
Sabe-se que espécies de animais e plantas foram obrigadas a 
emigrar enquanto que outras conseguiram adaptar-se. Apesar 
de tudo, a evidência mais importante é o actual levantamento 
sofrido pelaEscandinávia e América do Norte. Sabe-se que, por 
exemplo, a baía de Hudson durante os últimos mil anos elevou-
se cerca de 300 metros. O motivo desta ascensão é devido ao 
equilíbrio de isostasia. Esta teoria sustenta que quando uma 
massa como uma geleira se sobrepõe à superfície terrestre, 
esta vai-se afundando pela pressão, mas quando a geleira se 
derrete, a crosta terrestre começa a elevar-se até à sua posição 
original, ou seja, volta ao seu nível de equilíbrio, ao libertar-se 
do peso da própria geleira. A este processo de voltar ao sistema 
inicial chama-se movimento eustático. 
 
[editar]Causas das glaciações 
Apesar do conhecimento adquirido durante os últimos anos, 
ainda se sabe pouco sobre as causas das glaciações. 
As glaciações generalizadas foram raras na história da Terra. 
Sem dúvida, a Idade do gelo no Pleistoceno não foi o único 
evento de glaciação já que se pode identificar depósitos 
denominados por tilitas, uma rocha sedimentar formada quando 
se litifica o tilito glaciário. 
Estes depósitos encontrados em estratos de diferentes idades, 
apresentam características similares como fragmentos de rocha 
estriada, algumas sobrepostas à superfícies do leito de rocha 
polida e estriada ou associadas 
com arenitos e conglomerados que mostram traços de 
depósitos na planície aluvial. 
Identificaram-se dois episódios glaciares Pré-Cambriano, o 
primeiro há cerca de 2000 milhões de anos e o segundo há 
cerca de 600 milhões de anos. Além disso, em rochas 
do Paleozóico tardio, de uma antiguidade por volta de 250 
milhões de anos, encontrou-se um registo bem documentado de 
uma época glaciar anterior. 
Ainda existem ideias divergentes acerca dos factores 
determinantes das glaciações, sendo as hipóteses mais 
importantes: a tectónica de placas e as variações da órbita 
terrestre. 
[editar]Tectónica de placas 
Ver artigo principal: Tectónica de placas 
 
 
As placas tectónicas da Terra foram cartografadas na 
segunda metade do século XX. 
Como as geleiras só podem se formar sobre terra firme, a 
ideia da tectónica de placas sugere que a evidência de 
glaciações anteriores se encontra presente 
em latitudes tropicais, visto que a derivação das placas 
tectónicas transportou os continentes desde latitudes 
tropicais até regiões mais próximasdos pólos. A evidência 
de estruturas glaciares na América do 
Sul,África, Austrália e na Índia confirmam esta ideia, devido 
a saber-se que experimentaram um período glaciar perto 
do final do Paleozóico há cerca de 250 milhões de anos.
[8]
 
A ideia de que as evidências de glaciações encontradas 
em latitudes médias estão intimamente relacionadas com a 
deslocação das placas tectónicas e foi confirmada com a 
ausência de traços glaciares no mesmo período para as 
latitudes mais altas da América do Norte e Eurásia, o que 
indica, como é obvio, que as suas localizações eram muito 
diferentes das actuais. Por outro lado, 
no arquipélago de Svalbard nas explorações de minas 
de carvão, também serve para confirmar a ideia da 
deslocação das placas tectónicas, visto que aí, nesse 
arquipélago, não existe vegetação suficiente que explique 
esses veios de carvão mineral. 
As mudanças climáticas também estão relacionadas com 
as posições dos continentes, que variaram em conjunto 
com a deslocação das placas tectónicas e que, além disso, 
afectou os padrões das correntes oceânicas que por seu 
lado provocaram alterações na transmissão de calor e 
humidade. Como os continentes se deslocam muito 
devagar (cerca de dois centímetros por ano) semelhantes 
alterações climáticas provavelmente ocorreram em 
períodos de milhões de anos. 
[editar]Variações na órbita terrestre 
Devido à deslocação das placas tectónicas ser muito lenta, 
esta explicação não pode ser utilizada para explicar a 
alternância entre climas glaciares e interglaciares que se 
deu durante o Pleistoceno. Por este motivo, os cientistas 
acreditam que tais oscilações climáticas do Pleistoceno 
devem estar ligadas a variações da órbita terrestre. Esta 
hipótese foi formulada pelo jugoslavo Milutin Milankovitch e 
se baseia na premissa de que as variações da radiação 
solar que atingem a Terra constituem um factor 
fundamental no controlo do clima terrestre. 
O modelo é baseado em três elementos: 
1. Variações na excentricidade da órbita da Terra à volta do Sol 
2. Alterações na inclinação, ou seja, as variações no ângulo formado pelo eixo com o 
plano da órbita terrestre, e 
3. A flutuação do eixo da Terra, conhecido como precessão dos equinócios. 
Apesar das condições do modelo de Milankovitch não 
parecerem justificar grandes alterações na radiação 
incidente, não há dúvida que a alteração se faz sentir 
como se pode observar pelo contrates das estações 
do ano. 
Um estudo dos sedimentos marinhos que continham 
certos micro-organismos climaticamente sensíveis há 
cerca de meio milhão de anos, foram comparados com 
estudos da geometria da órbita da terra e o resultado 
foi contundente: As alterações climáticas estão 
estreitamente relacionadas com os períodos de 
inclinação, precessão e excentricidade da órbita da 
Terra. 
Na generalidade, com os dados recolhidos, pode-se 
afirmar que a tectónica de placas só é aplicável para 
períodos de tempo muito longos, enquanto que a 
proposta de Milankovitch, apoiada por outros trabalhos 
ajusta-se às alternâncias periódicas dos episódios 
glaciares e interglaciares do Pleistoceno. Deve-se ter 
em conta que estas proposições ainda estão sujeitas a 
críticas. Contudo, não se sabe com uma certeza 
absoluta se não há outros factores envolvidos a 
considerar.