ESTRUTURA DA TERRA

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DISCIPLINA DE GEOLOGIA APLICADA 
AULA 1 – ESTRUTURA DA TERRA ENG. EDUARDO AZAMBUJA 
1. Estrutura interna da Terra 
A Terra é um elipsoide com diâmetro equatorial de 12.757 km e um diâmetro polar de 
12.714 km (a Terra é achatada nos polos).O ponto mais alto do nosso planeta encontra-se no 
Himalaia (Monte Everest) com quase 9.000m de altura. Os pontos mais profundos encontram-
se nas fossas oceânicas no Oceano Pacifico com 11.000m de profundidade. 
A idade da Terra é calculada através de datações radiométricas nas rochas e pelo 
conhecimento da geologia planetária do sistema solar. Acredita-se que a Terra se formou há 
cerca de 4,6 bilhões de anos, a partir da agregação de fragmentos do sistema solar. 
O valor médio medido da densidade da Terra na superfície é de 2,76. Este valor 
corresponde à densidade das rochas mais comuns na superfície. Todavia, quando se mede o 
valor global da densidade obtém-se 5,53. Isto significa que no interior da Terra existem 
materiais mais densos no interior, o que é denominada de diferenciação estrutural. 
A diferenciação se dá porque existe no planeta um núcleo metálico, enquanto que a 
parte periférica é mais rica em substâncias silicosas. Essa separação deveu-se à posição em 
que os planetas rochosos (Mercúrio, Vênus, Terra e Marte) possuem no sistema solar, pois os 
planetas mais afastados são essencialmente gasosos (Júpiter, Saturno, Urano e 
Netuno).Durante o crescimento da terra a partir da agregação de detritos atraídos por um 
planetesimal (asteroide com cerca de 1km de diâmetro que deu origem ao planeta), muitos 
corpos com diferentes materiais foram incorporados. Entretanto, a separação de materiais com 
densidade maior no centro do planeta só ocorreu porque, após formado, um impacto colossal 
de um bólido de grandes dimensões permitiu a refusão da Terra. Esse impacto foi também 
responsável pela formação da Lua e pela rotação oblíqua da Terra. 
 
Figura 1 – Impacto de bólido no início da formação da Terra: a energia do impacto causou a 
refusão e, daí, a diferenciação na estrutura interna, a formação da Lua e a inclinação do eixo 
de rotação do planeta. 
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É de conhecimento geral de que a estrutura interna da Terra seja constituída de um 
núcleo sólido envolto em núcleo líquido em que metais pesados como o ferro e o níquel são 
predominantes.Externamente ao núcleo existe uma camada pastosa mais rica em silício que é 
denominada de “manto”. A última camada do manto contém uma massa com minerais recém 
se formando onde está presente o magma (uma massa que é a formadora da maioria das 
rochas) e denomina-se “astenosfera”.A parte sólida do planeta é apenas uma casca resfriada 
denominada de litosfera. As rochas, como na superfície conhecemos, encontram-se na parte 
externa da litosfera que é a crosta. 
 
Figura 2 – Representação esquemática da estrutura planetária na origem do planeta e 
atualmente: o núcleo mais denso possui constituição diferente do manto e da crosta. 
A crosta é mais espessa nos continentes e, por isso, é denominada de “crosta emersa”. 
No soalho dos oceanos, a crosta é denominada de “crosta imersa” e possui espessura menor. 
Em linhas gerais, essa crosta possui espessura ente 5km e 100km, portanto uma camada que, 
em média, representa apenas 2% da massa total do planeta. 
 
 
Figura 3–Corte esquemático da estrutura da Terra, destacando as principais frações: a crosta 
sólida que abarca as rochas significa apenas 2% da massa planetária. 
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2. Calor interno e grau geotérmico 
A energia da Terra tem origem na energia gerada pelos sucessivos impactos de bólidos 
durante a sua formação, ou seja, transformação de energia cinética em térmica. Considerando 
a massa e a velocidade desses corpos, estima-se que a energia dos impactos somados tenha 
sido da ordem de 2,8x1011Gj. A manutenção do calor conta com a ajuda na atividade de 
desintegração atômica no seu interior. Também a pressão gerada pela gravidade se transforma 
em calor que é tanto maior quanto mais próxima ao núcleo. Esse calor resulta em temperaturas 
crescentes com a profundidade, ultrapassando os 6.000°C no núcleo. 
O manto e o núcleo são mantidos em estado de fusão devido à elevada temperatura. A 
parte central do núcleo é sólida porque a pressão é muito alta, evitando a fusão interno. 
A temperatura cresce com a profundidade, mas em uma relação não linear. Isto porque 
existe uma perda de caloria pela superfície do planeta por irradiação, cuja influência diminui 
com a profundidade. Além disso, as diferenças de constituição e de pressãofazem com que o 
calor interno gerado no núcleo seja maior do que no manto e também causam uma propagação 
desigual dessa energia. 
Enfim, apesar dessa distribuição desuniforme do calor interno, admite-se que, na 
média, a temperatura da crosta se eleve, em média, 1°C a cada 33 metros de profundidade 
para a região da litosfera. 
 
Figura 4 – Variação da temperatura no interior do planeta: a energia térmica gerada por 
desintegração atômica sobretudo no núcleo se propaga à superfície, distribuindo-se de forma 
não linear. 
 
3. O princípio da isostasia 
A maior espessura da crosta emersa é justificada, pelo menos em parte, pela“isostasia” 
que é o estado de equilíbrio das massas sólidas que flutuam em um meio líquido mais denso, 
de acordo com o principio dos empuxos de Arquimedes. 
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Figura 5 – Isostasia de um iceberg. 
Destaca-se que a isostasia de massas sólidas que possuem densidade semelhante ao 
líquido envolvente, como é o caso dos icebergs, faz com que a porção emersa seja muito 
pequena em relação à porção imersa, na mesma proporção da diferença das densidades. Por 
isso que o maior volume de um iceberg está sob a água. 
Nos continentes, as massas sólidas são compostas de rochas mais leves que flutuam 
sobre o manto.De forma semelhante ao comportamento de corpos que flutuam na água, a 
massa emersa deve ser sustentada pelo empuxo (ou peso de fluido deslocado) da parte 
imersa.Assim, abaixo de uma montanha, a crosta é mais profunda do que no soalho dos 
oceanos. 
As rochas que constituem as montanhas possuem densidade ligeiramente menor do 
que o magma, isto é: nas montanhas continentais a densidade é da ordem de 2,8, enquanto o 
magma possui densidade média de 3,3. Isso faz com que a crosta que fica abaixo nível médio 
do magma seja muito maior do que a massa que se projeta acima dele. 
 
Figura 6 – Seção esquemática da crosta terrestre, destacando as espessuras menores nos 
soalhos marinhos e a espessura colossal sob as cadeias montanhosas. 
Já nos soalhos marinhos, as rochas possuem densidade da ordem de 3,2, ou seja, muito 
semelhante ao magma, fazendo com que o equilíbrio só seja possível para crostas de pequena 
espessura. 
O princípio da isostasia não justifica certas estruturas abaixo de montanhas gigantescas 
como o Himalaia, onde a espessura da crosta não é tão grande como se esperaria. Na verdade, 
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além do equilíbrio por flutuação, existem outras forças de natureza geodinâmica que são 
capazes manter essas grandes massas rochosas acima do nível médio do manto. Essas forças, 
como será discutido a seguir, são denominadas de “convectivas”. 
 
4. Tectônica de placas 
Embora seja intuitivamente aceitável que todas as rochas tenham origem direta ou 
indiretamente no resfriamento e solidificação do magma pela perda do calor interno na 
litosfera, só se justificaria a variação da densidade das rochas, admitindo que o magma possa 
ter diferentes constituições. 
Além disso,as rochas que são expostas à atmosfera ou à hidrosfera, passam a ser 
agredidas por reações de oxidação ou hidrólise até a sua destruição, fenômeno que produz os 
solos. Com resistência menor do que as rochas, os solos são mais facilmente erodidos, 
transportados e se distribuem pela crosta, recobrindo as rochas na sua maior parte. Esses solos 
podem, por processos físicos ou químicos, tornarem-se tenazes novamente, produzindo um 
novo tipo de rocha. 
Ao observarmos as rochas que ocorrem em montanhas, será fácil identificar aquelas 
que foram formadas pelo endurecimento de solos e, mais do que isso, solos que estiveram no 
fundo de oceanos. A explicação de como essas rochas foram parar em regiões tão afastadas 
dos mares se dá atualmente pela teoria da tectônica de placas. 
 
Figura 7 – Imagem dos Alpes Suíços: muitas das rochas existentes nas grandes cadeias 
montanhosas têm origem em soalhos marinhos.São calcários provenientes de corais, arenitos 
que são formados pela cimentação de areias marinhas, ou ainda argilitos que são formados 
pela compactação de lama (esta última contendo conchas e fósseis de animais de hábito 
aquático salgado). 
A explicação sobre a dinâmica terrestre começou a se estruturar a partir da Teoria da 
Deriva de Placas Continentais proposta por Alfred Wegener, em 1912. Por tal teoria, a crosta 
terrestre seria formada por um conjunto de placas que se movimentaria sobre uma massa 
viscosa. Os deslocamentos muito lentos poderiam ser motivados pelas diferenças de densidade 
e de geometria na crosta, mas o autor não conseguiu identificar uma direção ou motivo 
definido (daí o nome de “deriva”) para tal movimento. 
Em seu trabalho, Wegener expôs a idéia de que todos os continentes já estiveram 
agrupados, há cerca de 220 milhões de anos, em um supercontinente denominado de Pangeia. 
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A teoria de Wegener explicava bem a distribuição dos fósseis (figura 8), o ajuste das 
linhas de costa, e as extremas mudanças nos climas observadas em todos os continentes. Entre 
outras evidências importantes, a continuidade de províncias geológicas entre os continentes 
também foram reportadas (figura 9). 
 
Figura 8 – Concordância das linhas de costa, continuidade de fósseis e variações climáticas 
pregressas foram o eixo da teoria da deriva continental. 
 
Figura 9 – Concordâncias entre províncias geológicas apontadas por Wegener na Teoria da 
Deriva Continental. 
A teoria proposta por Wegener foi abandonada por muito tempo. Seus críticos nunca 
aceitaram o fenômeno pelo fato do autor não ter conseguido explicar que forças seriam 
capazes de deslocar massas tão monumentais a distâncias tão longas. 
A resposta para essas perguntas só foi definitivamente estruturada a partir de uma 
sucessão de pesquisas que começaram por volta de 1950 e culminaram com os trabalhos de 
Dietz e Hess em 1968, expondo a Teoria da Tectônica de Placas. 
Para entender a mecânica que movimenta porções da crosta terrestre, é preciso 
primeiro discutir como se dá a transferência de energia térmica através dos materiais. Quando 
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um material está no estado sólido, uma fonte de calor propaga a energia por um fenômeno de 
condução térmica, pelo qual as moléculas transferem a energia cinética que as vibra para as 
moléculas vizinhas, sem que haja deslocamento entre elas. Quando um material está no estado 
fluido, além da condução, há a transferência de calor por convecção. Por este fenômeno, o 
aquecimento do material promove a redução da sua densidade, o que permite o seu 
deslocamento para locais afastados da fonte de energia, transferindo o calor por condução para 
outros materiais. Ao perder o calor, o material readquire densidade e retorna à posição 
primitiva, exibindo movimentos algo próximo de uma circulação. Além desses dois 
fenômenos, há também a irradiação, pela qual o calor é transferido por radiação 
eletromagnética. 
 
Figura 9 - Fenômenos de transferência de calor: à esquerda, uma barra metálica é aquecida 
por condução térmica; à direita, o movimento dos fluídos quando aquecidos por uma fonte 
de calor localizada, demonstrando o fenômeno da convecção térmica. 
Na estrutura da Terra, a fonte de calor concentra-se no núcleo, tranferindo-se pelo 
manto até a litosfera. Já que o manto é constituído por uma massa viscosa, essa transferência 
se dá por condução e por convecção simultaneamente. 
A geração de calor no núcleo é irregular, produzindo mais energia térmica em locais 
de maior concentração de combustível radioativo. Como fonte de calor é irregular, ocorrem 
formações de correntes de convecção que são muito lentas porque o fluido é muito viscoso. 
Essas correntes de convecção, que são emanadas das imediações do núcleo, sobem à 
superfície e, chegando próximas à crosta, resfriam-se, sendo guindadas novamente à 
profundidade. No movimento circulatório que desenvolvem, arrastam por atrito viscoso as 
placas resfriadas da litosfera. 
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Figura10 - Correntes de convecção no manto: o movimento convectivo arrasta a litosfera 
lentamente por atrito viscoso. 
Existem diversas regiões de concentração de calor no interior do planeta, produzindo 
essas correntes de convecção com diferentes intensidades. Assim, existem diferentes correntes 
de convecção movimentando pedaços da crosta em diferentes direções. 
Por conta desses movimentos, a crosta acabou dividida em um conjunto de 17 placas, 
conforme aparece na figura 10. Elas possuem movimentos impulsionados pelas correntes 
convectivas e podem se afastar umas das outras, escorregarem ou entrarem em colisão, 
produzindo diferentes “limites”. Esses movimentos são lentos (segundo a expectativa de 
tempo humano), variando de 2 cm a 10cm por ano. 
Conforme esses deslocamentos entre placas, os limites podem ser classificados como: 
divergentes, convergentes ou transformantes. 
 
Figura 11 - Distribuição das placas tectônicas no planeta e as velocidades de deslocamentos 
relativos entre elas. 
 
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4.1. Limites divergentes 
Nos limites divergentes, duas placas se afastam, abrindo um espaço entre elas que é 
ocupado por magma vindo diretamente dos locais quentes que foram responsáveis pelas 
correntes de convecção. Esses locais são chamados de dorsais e podem ser meso-oceânicas 
(como é o caso da dorsal mesoatlântica) ou continentais (como ocorre na fenda no nordeste 
da África). 
 
Figura 12 - Imagens de satélite de limites divergentes de placas tectônicas: à esquerda, a 
dorsal mesoatlântica entre o Brasil e a África; à direita, a fenda do Mar Vermelho no 
nordeste da África (fonte: google earth, 2011). 
 
Figura 13 - Fenda que corresponde ao limite divergente no meio da Islândia: o calor 
irradiado mantém termas e geisers em um país gelado (fonte: google earth, 2011). 
Esses limites são conhecidos como construtores, pois o espaço aberto pela expansão 
das placas é ocupado por magma novo que ali se resfria e se cristaliza. Junto aos limites 
divergentes, as fendas podem se abrir revelando rochas novas pelo vertimento de lava. 
 
4.2. Limites convergentes 
Os limites convergentes correspondem àquelas situações em que há a colisão entre 
placas tectônicas. Esse fenômeno pode se dar de três formas típicas. 
No primeiro tipo, uma placa possui densidade maior e constitui um soalho marinho, 
colidindo com uma placa de densidade menor e mais espessa. Nessa situação, a placa de 
densidade maior entra em subdução, mergulhando para o interior do magma, enquanto a placa 
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com densidade menor é soerguida, formando uma cordilheira. Este é o caso da cordilheira dos 
Andes, por exemplo. 
(a) (b) (c) 
Figura14 - Tipos de limites convergentes: (a) de uma crosta imersa com uma crosta emersa; 
(b) de duas crostas emersas; e (c) de duas crostas imersas. 
No segundo tipo, duas placas de densidade menor e já emersas entram em colisão, 
soerguendo cordilheiras amplas em forma de arco como é o caso do Himalaia. 
No terceiro tipo, placas com densidade maior e submersas entram em colisão, 
formando cordilheiras submarinas, com alinhamento de ilhas e parcéis e, por esta razão, 
também são conhecidas como “arcos de ilhas”. Exemplos desse limite estão no Japão e Ilhas 
Aleutas (no Alasca). 
 
Figura 15 - Imagem de satélite do limite convergente de placas tectônicas: à esquerda, vista 
da fossa marinha junto ao litoral do Peru, com a elevação da Cordilheira dos Andes; à 
direita, vista do confronto de duas crostas emersas formando o arco de cordilheira do 
Himalaia. 
 
Figura 16 – Limite convergente de placas nas Ilhas Aleutas:Imagem de satélite (fonte 
Google Earth, 2011) e erupção em ilha vulcânica no arquipélago (fonte: 
www.geografiaparatodos.com.br, 2011). 
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Os limites convergentes são também conhecidos como limites destrutivos, pois a 
subdução da placa significa uma espécie de “reciclagem”, pois a crosta é conduzida para o 
interior do manto onde entra em fusão. 
 
4.3. Limites transformantes 
São limites onde duas placas movimentam-se em um plano, sem que haja subdução de 
placas (destruição) ou subida de material do manto (construção). 
O movimento lateral entre duas placas ao longo de uma falha transformante pode 
produzir efeitos facilmente observáveis à superfície. Devido ao atrito, as placas não podem 
pura e simplesmente deslizar uma pela outra. Em vez disso, a tensão acumula-se em ambas 
placas e quando atinge um nível crítico, a energia potencial é liberada sob a forma de 
movimento ao longo da falha, muitas vezes de forma abrupta (terremotos). 
Um exemplo deste tipo de limite de placas é o complexo da falha de Santo André, 
localizado na costa oeste da América do Norte, onde as placas do Pacífico e norte-americana 
movem-se relativamente uma à outra. Outro exemplo importante situa-se no sul da América, 
junto à Terra do Fogo e Ilhas Falkland (Malvinas), onde a Placa Sulamericana desliza em 
relação à Placa Escocesa e é responsável pela curvatura do continente junto ao Cabo Horn. 
Além destes, os arquipélagos que formam as Antilhas alinham-se em uma placa (Placa das 
Antilhas) que possui uma rotação no sentido horário, exibindo limites transformantes em toda 
a sua periferia. 
Transversalmente aos grandes limites divergentes, também podem ocorrer uma série 
de limites transformantes menores. Esses limites decorrem de movimentos com intensidade 
distinta ao longo de uma placa, como ocorre junto à dorsal mesoatlântica. 
 
 
Figura 17 - Imagem de satélite do limite transformante de placas tectônicas: à direita, vista 
da fronteira entre a Placa Sulamericana e a Escocesa no Cabo Horn; à esquerda, vista das 
fronteiras da Placa das Antilhas (fonte: Gooogle Earth). 
 
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4.4. Pontos quentes e plumas mantélicas 
Nas proximidades dos limites entre placas, existe uma concentração de energia 
térmica. Ocasionalmente, a liberação dessa energia se dá por erupções, principalmente em 
locais denominados de “pontos quentes” onde há o abastecimento direto de magma por um 
canal denominado de “pluma mantélica”. 
Os pontos quentes são mais comuns nas proximidades dos limites divergentes, mas 
não necessariamente nas dorsais, podendo ocorrer em suas proximidades. Devido ao 
movimento das placas da litosfera, as erupções de um “ponto quente” forma vulcões alinhados 
(geralmente se projetando do soalho marinho), como é o caso dos arquipélagos de ilhas 
vulcânicas e parcéis do Havaí, Fernando de Noronha, Ilhas Canárias e Açores, entre outros. 
 
Figura 18–Relação entre “pontos quentes” e a formação de vulcões alinhados: à esquerda, 
representação esquemática [1]; à direita, imagem de satélite dos parcéis vulcânicos que 
formam Fernando de Noronha (todos vulcões extintos cujas erupções tiveram origem no 
mesmo “ponto quente” [2]. 
 
4.5. Controvérsias sobre a convecção do manto 
A Teoria da Tectônica de Placas está consolidada em decorrência do conjunto de 
evidências que se sucederam nos últimos 40 anos, principalmente pelo mapeamento de sismos 
que coincidem com as fronteiras das placas, pelo conhecimento do relevo do soalho marinho, 
pelo monitoramento dos movimentos da crosta registrados por GPS que permitiu identificar 
as velocidades de deslocamento relativo da crosta. 
Entretanto, o fenômeno da convecção ainda não está totalmente compreendido e 
muitas controvérsias têm surgido a esse respeito. A primeira delas está no fato das velocidades 
das placas não guardarem relação com a intensidade da ascensão de magma. As teorias mais 
recentes defendem a ideia de que o movimento das placas ocorre porque as placas em 
subdução arrastam o soalho marinho devido às forças gravitacionais e a convecção pouco 
contribui para o fenômeno. Assim, apenas o peso da placa mergulhante seria responsável 
principal pela tectônica de placas. 
Fernando de 
Noronha 
Atol das 
Rocas 
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A outra controvérsia diz respeito à profundidade que a placa de subdução mergulha. 
Basicamente existem duas vertentes: a convecção integral e a convecção estratificada. Pela 
primeira, a placa mergulhante vai até o limite do manto com o núcleo externo, onde a 
densidade maior impediria a continuidade do processo. Pela segunda, as placas mergulhariam 
até uma profundidade menor, cerca de 700km, a partir do qual seriam impelidas a se 
movimentar para regiões mais quentes. Esse movimento induziria uma outra corrente de 
convecção na parte inferior do manto, conforme ilustra a figura 19. 
 
Figura 19–Controvérsias sobre a natureza da convecção [1]. 
 
5. A separação do Pangéia 
O supercontinente idealizado por Wegener, o Pangéia existiu desde 260 milhões de 
anos atrás. Há cerca de 200 milhões de anos, formou-se um limite divergente que separou esse 
bloco em dois, a Laurásia e a Gondwana, que correspondem ao conjunto dos continentes atuais 
do hemisfério norte e sul, respectivamente. 
A Gondwana, por sua vez, foi fragmentada em outros blocos menores, sendo que a 
separação da América dos Sul da África ocorreu há cerca de 140 milhões de anos.A figura 
20mostra a sequência de separação continental semelhante ao que ocorreu entre a América e 
a África naquele período. 
O momento que antecedeu a separação continental é caracterizado pelo aumento da 
pressão no manto sob a crosta, o que promoveu o soerguimento continental. Nesse período, o 
topo do continente tornou-se desértico. O aumento gradativo da pressão atingiu tal monta que 
a crosta acabou se rompendo e permitindo o vertimento de material quente do manto sobre a 
superfície. Como esses materiais vertidos são mais densos, a crosta lentamente foi se 
deprimindo, à medida quefoi se abrindo. Foi o início do Oceano Atlântico. 
Ao serem afastadas umas das outras, as regiões dos continentes mais próximas ao 
litoral tornaram-se áreas de distensão, ou seja, a maior parte das placas nesta região 
encontrava-se tracionado.O resultado disto é que o relevo ficou plano, como é o da nossa 
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plataforma continental que se desenvolve abaixo do mar e ao longo de todo o nosso litoral,correspondendo, aproximadamente, à área de 200 milhas de águas territoriais brasileiras. 
 
Figura 20 – Sequência evolutiva da separação da Gondwana e a formação do Oceano 
Atlântico entre 140Ma e a atualidade. 
A teoria de Wegener sobre o Pangéia refere-se ao período de identificação de fósseis, 
portanto muito recente comparado à idade do planeta. Em estudos atuais de fósseis mais 
primitivos, foi possível identificar que o Pangéia havia estado separado há cerca de 400 Ma. 
Antes disso, outro supercontinente teria sido estruturado e que foi denominado de Panótia 
(entre 540Ma e 600Ma). 
 
 
Figura 21 – Organização hipotética dos continentes nos últimos 750 Ma: a movimentação 
das placas tectônicas já ocorreram em várias direções. 
Estudos posteriores de datação das rochas e da organização das mesmas nos 
continentes demonstraram que, na verdade, os continentes estiveram em movimento de 
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agrupamento e separação desde o final do bombardeio de meteoritos que foi responsável pela 
formação do planeta. 
Cogita-se que o Pangéia tenha sido apenas o último dos supercontinentes. Antes dele, 
teriam ocorridocinco outros episódios semelhantes: Panótia (600 Ma), Rodínia (1.000 Ma), 
Hudsônia (1.800 Ma), Kenorland (2.800 Ma) e Vaalbara (3.800 Ma). 
 
6. Tectônica de Placas e Campo Magnético do Planeta 
O fato do núcleo da terra ser constituído por uma massa com grande quantidade de 
metais, especialmente ferro e níquel, faz com que o movimento de rotação do planeta produza 
um efeito de dínamo que, cogita-se, seja o responsável pela magnetosfera terrestre. 
O campo magnético gerado por esse condutor em movimento de rotação é o 
responsável pela proteção do planeta contra os ventos solares. 
 
Figura 22 – Magnetosfera e sua importância na proteção do planeta contra os ventos solares. 
Entretanto, apesar da rotação terrestre ser praticamente constante, a intensidade do 
campo magnético não o é. A teoria mais aceita para explicar esse fenômeno é que existem 
campos magnéticos secundários produzidos pelas correntes de convecção que existem no 
manto da mesma forma que existem também na parte líquida do núcleo. 
 
Figura 23 – Influência da rotação planetária e das correntes de convecção na formação da 
magnetosfera. 
Esses campos magnéticos secundários mudam de intensidade conforme a maior ou 
menor participação das zonas quentes do núcleo. Como o dínamo terrestre possui um 
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equilíbrio instável, essas influências das correntes de convecção podem ser responsáveis pela 
inversão de polaridade da magnetosfera. 
De fato, estudos realizados na orientação dos minerais de magnetita que existem em 
rochas no soalho marinho demonstraram que a polaridade magnética do planeta se alterna em 
intervalos irregulares, mas que na média são da ordem de 250.000 anos. 
 
Figura 24 – Identificação das inversões do campo magnético na terra: à esquerda, os 
levantamentos da intensidade dos campos magnéticos no fundo do mar; à direita, os 
períodos de inversão magnética conforme a idade do doalho marinho. 
7. O sistema Terra 
Modernamente, o planeta tem sido tratado com um sistema de componentes 
interativos, conforme é ilustrado pela figura 25. 
 
Figura 25 – Representação esquemática dos principais componentes do sistema Terra e suas 
interações (adaptado de Para entender a Terra, 2006). 
O sistema clima envolve grande troca de massas e energia entre a atmosfera e 
hidrosfera, como os que ocorrem nos ciclos de evaporação e precipitação. Embora com menor 
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intensidade, interações entre a litosfera e atmosfera são importantes, como a exalação de 
gases, a emissão de cinzas de vulcões, os processos de erosão e destruição das rochas pelas 
intempéries e as infiltrações de água pelo subsolo. 
Em virtude dos movimentos tectônicos, a litosfera mergulha no manto proporcionando 
a reciclagem das rochas e solos que são reconduzidos na forma de magma para a superfície 
por convecção. Por fim, o núcleo interno e o externo interagem, sendo responsáveis pelo 
campo magnético terrestre. 
 
8. Mineralogia e Petrologia 
A mineralogia é a ciência geológica que estuda os minerais, as substâncias inorgânicas 
sólidas e cristalinas que são as constituintes das maiorias das rochas.Já a petrologia é a área 
da geologia que estuda as rochas. Esses dois temas serão desenvolvidos na disciplina de uma 
forma sintética, mas neste capítulo introdutório serão abordados inicialmente os tipos de 
rochas que constituem a crosta terrestre. 
Conforme a origem de uma rocha, ela pode ser classificada como ígnea (ou 
magmática), sedimentar ou metamórfica. 
As ROCHAS ÍGNEAS OU MAGMÁTICASsão aquelas provenientes do resfriamento 
do magma. Por isso são denominadas de rochas primais e revelam a composição química das 
substâncias que estão no manto. 
Qualquer que seja a rocha, quando exposta à atmosfera, sofre um conjunto de ações 
ambientais denominado de intemperismo e são transformadas em fragmentos denominados 
de solos. Com menor resistência, os solos são vulneráveis à ação erosiva da água, do vento, 
ou de outros processos mecânicos, sendo arrancados do seu local de origem e levados até 
regiões mais baixas denominadas de bacias sedimentares. Lá esses solos, em condição de 
soterramento, podem desenvolver ações de consolidação ou de cimentação dos seus grãos, 
transformando-se em materiais mais resistentes. São as ROCHAS SEDIMENTARES. 
Em função do expressivo soterramento ou em função dos movimentos das placas 
tectônicas, as rochas sedimentares e as rochas metamórficas podem ter suas características 
físicas e químicas alteradas pela elevação da temperatura e da pressão. Essas transformações 
dão origem a uma família de rochas denominadas de ROCHAS METAMÓRFICAS. 
Se a temperatura e a pressão forem muito elevadas, a rocha pode entrar em estado de 
fusão, efeito denominado de “anatexia”. É quando uma rocha da crosta terrestre volta à sua 
origem, voltando a ser magma. Se esse magma retornar à superfície por alguma ação 
geodinâmica, poderá novamente cristalizar-se e tornar-se rocha, criando uma espécie de ciclo 
das rochas. 
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Figura 26 – Representação esquemática do ciclo das rochas: é um processo que só existe em 
planetas com atmosfera e com diferenciação magmática, pois essas condições proporcionam 
o intemperismo e a tectônica da crosta, respectivamente. 
 
9. Tempo geológico 
A escala de tempo geológico é muito diferente da nossa percepção de tempo.Ao 
estudar alguns fenômenos geológicos, é importante que se tenha pelo menos uma 
compreensão dessa escala de tempo. 
Como a idade do planeta é grande, houve a necessidade de dividir essa história em 
éons, estes em eras e estas em períodos. 
Eras e éons são divididos essencialmente pelas características dos fósseis encontrados 
e que habitaram aquele tempo. Já os períodos possuem uma característica geológica que 
justifica a sua divisão. 
É importante observar que a maioria das rochas metamórficas encontradas na crosta 
do planeta foi formada durante o éon pré-cambriano, onde a vida se limitava aos procariontes 
(extremófilos).Também é importante observar que a maioria das rochas sedimentares é 
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compatível com eras mais recentes (Paleozóico e Mesozóico).A história da humanidade, 
contudo, é estruturada integralmente no período quaternário e apenas no Holoceno (menos de 
10.000 anos). 
A figura 27 apresenta um gráfico com a escala linear dotempo e as denominações de 
cada éon, era e período. 
 
Figura 27 – Diagrama linear do tempo geológico mostrando as abrangências de cada 
período. 
Para entender melhor a evolução do tempo, apresenta-se aqui uma síntese dos 
fenômenos físicos e eventos biológicos marcantes em cada período geológico. 
Para efeitos de compreensão da escala, a idade da Terra foi convertida em apenas 1 dia 
(24 horas). Observe que, por essa analogia, a Terra só resfria e começa a formar rochas às 4 
horas da madrugada. Os dinossauros surgem no planeta às 22 horas e 40 min, sendo extintos 
às 23horas e 14 min. E o homem moderno surge na fração de segundo antes da badalada da 
meia noite. 
É de se destacar que as várias divisões dos períodos geológicos servem os propósitos 
da paleontologia e, por essa razão, demarcam espécies dominantes. Desta forma, cada 
transição de período também denota uma extinção em massa daquelas espécies e a mudança 
radical dos ecossistemas. 
 
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Figura 28 – Relação dos eventos geológicos, climáticos e biológicos marcantes na história 
da Terra. 
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