Apostila_Geol_Geral

Prévia do material em texto

Colégio Assunção - Curso Técnico em Mineração 
 
 
MÓDULO I 
Geologia Geral 
Professor: 
 
Geologia Geral Página 2 
 
1. A Origem do Planeta Terra 
 
 O planeta em que vivemos é formado pelo mesmo material que compõem os demais c
orpos do Sistema Solar e tudo mais que faz parte do nosso Universo. Assim, a origem da Terra
 está ligada intrinsecamente à formação do Sol, dos demais planetas do Sistema Solar e de tod
as as estrelas a partir de nuvens de gás e de poeira interestelar. Por isso, na investigação e ori
gem do nosso planeta, é necessário recorrer à uma análise do espaço exterior mais longínquo, 
e ao mesmo tempo, às evidências que temos do passado mais remoto. Com base das informaç
ões decorrentes dos diversos campos da Ciência (Química, Física, Astronomia, Astrofísica, Co
smoquímica), bem como estudado a natureza do material terrestre (composição química, fases 
minerais, etc.), já foram obtidas respostas para algumas importantes questões que dizem respe
ito à nossa existência: 
Como se formaram os elementos químicos? 
 Como se formaram as estrelas? 
 Como se formaram os planetas do Sistema Solar? 
 Qual é a idade do Universo? 
 Qual o futuro do Sistema Solar e do próprio Universo? 
 
Estrutura do Universo 
 
 A astronomia nos ensina que existem incontáveis estrelas no céu. Ao mesmo tempo ob
servamos que elas se dispõem de uma maneira ordenada, seguindo hierarquias. As estrelas se
 agrupam primeiramente em galáxias, cujas dimensões são da ordem de 100.000 anos-luz (dist
ância percorrida pela velocidade da luz, 300 mil km/s). A estrutura interna das galáxias pode co
nter mais de 100 bilhões de estrelas de todas as dimensões. 
 A Via Láctea é também uma galáxia do tipo espiral, sendo que o Sol _ a estrela central 
do nosso Sistema Solar _ está situado num dos seus braços periféricos. A Via Láctea possui ta
mbém um núcleo central, onde aparecem agrupamentos de estrelas jovens. 
 As galáxias, por sua vez, se agrupam nos chamados aglomerados, que podem conter a
lgumas dezenas a algumas milhares de galáxias. A Via Láctea permanece ao chamado Grupo 
Local, que inclui também as galáxias de Andrômeda e as Nuvens de Magalhães. Finalmente, o 
maior nível hierárquico do universo é o de superaglomerados, compostos de até dezenas de mi
lhares de galáxias, e com extensões que atingem centenas de milhões de anos-luz. 
 
1.1. Como nasceu o Universo 
 Se nosso Universo for fechado, isto é, se sua densidade média for superior a 6,5 x 10-30
 g/cm3, sua velocidade de extensão deverá diminuir até anular-se, e em seguida ele deverá imp
lodir sobre si mesmo, daqui há muitas dezenas de anos. Toda a matéria está reunida numa sin
gularidade, um espaço muito pequeno, de densidade extremamente alta, virtualmente infinita. 
Nesta singularidade que foge a qualquer visualização, matéria e energia seriam indistinguíveis, 
não haveria espaço em seu entorno e o tempo não seria sentido. 
 Esta pode ter sido a situação existente cerca de 15 bilhões de anos atrás, o ponto de p
artida de tudo o que nos diz respeito, um ponto reunindo toda a energia e matéria do Universo, 
que explodiu no evento único e original que os físicos denominaram Grande Explosão, ou Big B
ang. 
 Durante os 3 x 10-10 segundos iniciais a temperatura era alta demais para a matéria ser
 estável, tudo era radiação. Ainda hoje, o espectro da radiação de micro-ondas de fundo que pe
rvaga o Universo em todas as direções do espaço, como remanescente da radiação emitida, é 
uma das maiores evidências para a Teoria do Big Bang e implica que a radiação original partiu 
para todos os lados com a mesma temperatura. 
 Nesta evolução primitiva, a temperatura e densidade de energia foram decrescendo e f
oram criadas as condições para a matéria, no processo denominado nucleogênese: prótons, nê
utrons e elétrons e em seguida os átomos dos elementos mais leves. 
Geologia Geral Página 3 
 
Quando a temperatura decresceu para valores abaixo de alguns milhões de graus, nenhum out
ro elemento teve condição de ser criado. As estrelas e as galáxias formaram-se mais tarde, qu
ando o resfriamento generalizado permitiu que a matéria viesse a se confinar em imensas nuve
ns de gás. Estas, posteriormente, entrariam em colapso gravitacional pela ação da força de gra
vidade, e seus núcleos se aqueceriam, levando à formação das primeiras estrelas. As primeira
s galáxias surgiram por volta de 13 bilhões de anos atrás. A Via Láctea tem aproximadamente 
8 bilhões de anos de idade e dentro dela o nosso Sistema Solar originou-se há cerca de 4,6 bil
hões de anos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figuras 1 e 2: Explosão do Big Bang e a Terra no início da sua formação 
 
 
1.2. O Sistema Solar 
 O Sistema Solar é formado por planetas, satélites, asteróides, cometas, além de poeira 
e gás, os quais surgiram ao mesmo tempo que a sua estrela central. Isto confere ao sistema 
uma organização harmônica no tocante à distribuição de sua massa e às trajetórias orbitais de 
seus corpos maiores, os planetas e os satélites. 
1.3. Meteoritos 
 Meteoritos são fragmentos de matéria sólida provenientes do espaço. A imensa maioria 
de tamanho diminuto, é destruída e volatilizada pelo atrito, por acaso de seu ingresso na 
atmosfera da Terra. Alguns, cuja massa alcança diversas toneladas produziram crateras de 
impactos que vez ou outra são descobertas. 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 4 
 
 
 
 
Figuras 3 e 4: Impacto meteorítico e marca do impacto de meteoro 
 
1.4. Planetas Internos 
Terra - O terceiro planeta do Sistema Solar apresenta os seus elementos voláteis na fase de a
cresção do Sistema Solar, a Terra apresenta uma atmosfera secundária, formada por emanaçõ
es gasosas durante toda a história do planeta, e constituída principalmente por nitrogênio, oxig
ênio e argônio. A temperatura de sua superfície é suficientemente baixa para permitir a existên
cia de água líquida, bem como de vapor d'água na atmosfera, responsável pelo efeito estufa re
gulador da temperatura, que permite a existência da biosfera. Por causa dos envoltórios fluidos
 que a recobrem, atmosfera e hidrosfera, a Terra quando vista do espaço adquire coloração az
ulada. Essa visão magnífica foi relatada por Yuri Gagarin, o primeiro astronauta a participar de 
uma missão aeroespacial. 
 A característica principal do planeta Terra é seu conjunto de condições únicas e extraor
dinárias que favorecem a existência e a estabilidade de muitas formas de vida, sendo que evid
ências de vida bacteriana abundantes foram já encontradas em rochas com idade de 3,5 bilhõe
s de anos. 
 A Terra possui importantes fontes de calor em seu interior, que fornecem energia para 
as atividades de sua dinâmica interna e condicionam a formação de magmas e as demais mani
festações da assim chamada tectônica global. Esse processo conjuga-se aos movimentos de g
randes placas rígidas que constituem a litosfera, a capa mais externa do planeta, que por sua v
ez situa-se em todo o globo acima de uma camada mais plástica, a astenosfera. 
 Ao mesmo tempo, a superfície terrestre recebe energia do Sol, através da radiação sol
ar incidente, que produz os movimentos na atmosfera e nos oceanos do planeta. Estas últimas 
atividades são as que provocam profundas transformações na superfície da Terra, modificando
-a continuamente. Justificam assim o fato de que quaisquer feições primitivas de sua superfície
, como por exemplo crateras de impacto meteorítico, tenham sido fortemente obscurecidas ou t
otalmente apagadas ao longo de sua história. 
 A Lua, o satélite da Terra, apresenta 1,35% da massa desse planeta, sendo esse um 
dos maiores satélites do Sistema Solar. Tem um diâmetro de 3,3 km e densidade de 3,3 g/cm3 , 
portanto, muito menor do que a da Terra. Não detém atmosfera. 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 5 
 
Exercícios de Fixação 
1) A origem da Terra está relacionada com quaiscorpos do Sistema Solar? 
2) Como ocorreu a origem das estrelas? 
3) O que teoricamente, levou à explosão do Big Bang? 
4) Quais foram as condições para a formação do processo denominado nucleogênese? 
5) Como se formaram as galáxias? 
6) Qual a idade da Via Láctea e do Sistema Solar? 
7) De que é fomado o Sistema solar? 
8) O que é meteorito? 
9) Quais meteoritos causam impactos sobre a superfície terrestre quando a alcançam? 
10) Descreva a atmosfera e a temperatura da Terra. 
11) Descreva o processo de tectônica Global. 
12) Por que a energia do Sol é importante para a Terra? 
13) Descreva sobre o satélite Lua. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 6 
 
2. Eras Geológicas 
 
2.1. Eventos Biológicos 
 
 
Figura 5: Esquema dos eventos das eras geológicas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 7 
 
2.2. Divisão temporal dos eventos biológicos 
 
 
 
Figura 6: Esquemas Eras Geológicas com os eventos biológicos 
 
 
 
 
 
2.3. Eventos Geológicos e mapas 
 
 
Eras Gerais Brasil 
Cenozóica Quaternário: O Homem 
Terciário: Dobramentos 
modernos (Alpes, Himalaia, 
Rochosas e Andes) 
Quaternário: Bacias 
sedimentares (Amazônica). 
Terciário: bacias 
sedimentares, vulcanismo e 
Formação das ilhas 
oceânicas e Fernando de 
Noronha 
 
Mesozóica 
 
Intensa atividade vulcânica. 
Início da separação dos 
continentes. Formação de 
Bacias sedimentares e de 
petróleo. 
Atividade vulcânica no Sul 
(derrame de lavas), formação 
do petróleo e dos terrenos 
basálticos (que originaram o 
solo de terra roxa). Formação 
de Bacias sedimentares. 
Paleozóica Desenvolvimento do 
processo de sedimentação. 
Formação de jazidas 
carboníferas. 
 
Formação de bacias 
sedimentares antigas. 
Soterramento de florestas e 
formação de jazidas 
carboníferas no sul do país. 
Pré-Cambriana 
(Proterozóica e Arqueana) 
Formação de Escudos 
Cristalinos (rochas 
magmáticas e metamórficas). 
Formação de minerais 
metálicos. Formação das 
rochas magmáticas mais 
antigas e dos primeiros 
continentes. 
Formação dos primeiros 
Escudos Cristalinos 
(brasilairo e guiano). 
Formação das bacias 
minerais metálicas. 
Formação das Serras do Mar 
e da Mantiqueira. 
Geologia Geral Página 8 
 
 
Figura 7: Esquema das Eras Geológicas com os eventos Geológicos 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 8: Mapa geológico do Brasil 
 
 
 
Exercícios de Fixação 
 
1) Quais períodos compõem a Era Paleozóica? 
2) Há quantos milhões de anos surgiram os seres humanos? 
3) Em qual Era e Período surgiram as primeiras aves? 
4) No Pré-Cambriano quais foram as evoluções no planeta Terra? 
5) De acordo com a ilustração no início desse capítulo, qual o evento que antecede o 
desaparecimento dos dinossauros? 
6) Qual o intervalo de tempo foi perdurado o Mezosóico? 
7) Coloque os seguintes animais em ordem de surgimento na Terra: aves, algas, dinossauros, 
outros mamíferos, crustáceos, anfíbios, répteis e insetos. 
8) Há quantos milhares de anos surgiram as primeiras plantas terrestres? 
9) A desertificação primitiva ocorreu em qual Período? 
10) O petróleo surgiu há quantos milhares de anos, em qual Era e Período? 
11) Há quantos milhares de anos e em qual Período surgiram os vertebrados? 
12) Quando ocorreu a formação da Terra? 
13) Qual a importância da Época Pleistoceno? 
14) Cite dois eventos marcantes no intervalo 136 - 65 milhões de anos. 
Geologia Geral Página 9 
 
15) As rochas mais antigas são datadas em 3,5 bilhões de anos. Indique a Era, Período e, se 
possível a Época em que essa rochas foram formadas. 16) Em qual era e período 
surgiram as primeiras jazidas carboníferas no Brasil? 
17) Sabendo-se que o cobre é um metal, qual a Era e Período de surgimento desse tipo de 
depósito no Brasil? Em quais estados são mais proprícios de serem encontrados? 
18) O vulcanismo, tanto no Brasil quanto no mundo, ocorreu intensamente em qual Era? 
19) Quais as mudanças da geologia no planeta se destacam na Era Cenozóica? 
20) A extinção dos dinossauros na Era Mesozóica pode estar relacionada a qual evento 
geológico? 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 10 
 
3. Minerais e Rochas que constituem a Terra 
 Minerais são elementos ou compostos químicos com composição definida dentro de ce
rtos limites, cristalizados e formados naturalmente por meio de processo geológicos inorgânico
s, na Terra ou em corpos extraterrestres. A composição química e as propriedades cristalográfi
cas bem definidas do mineral fazem com que ele seja o único dentro do reino mineral, e, assim,
 receba um nome característico. 
 Cada tipo de mineral, tal como o quartzo (SiO2), constitui uma espécie mineral. Sempre
 que a sua cristalização se der em condições geológicas ideais, a sua organização atômica inte
rna se manifestará em uma forma geométrica externa, com o aparecimento de faces, arestas e 
vértices naturais. Nesta situação, a amostra do mineral será chamada também de cristal. 
 O termo rocha é usada pare descrever uma associação de minerais que, por diferentes
 motivos geológicos, acabam ficando intimamente unidos. Embora coesa e, muitas vezes, dura,
 a rocha não é homogênea. Ela não tem a continuidade física de um mineral, e, portanto, pode 
ser dividida em todos os seus minerais constituintes. 
 Já o temo minério é usado somente quando o mineral ou a rocha apresentar uma impor
tância econômica. 
 As rochas são produtos consolidados, resultantes da união natural de minerais. Diferen
te dos sedimentos, por exemplo, areia da praia (um conjunto de minerais soltos), as rochas têm
 os seus cristais ou grãos constituintes muito bem unidos. Dependendo do processo de formaç
ão, a força de ligação dos grãos constituintes varia, resultando em rochas "duras" e rochas "bra
ndas". 
 Chama-se estrutura da rocha o seu aspecto geral externo, que pode ser maciço, com c
avidades, orientado ou não, etc. A textura se revela por meio da observação mais detalhada do
 tamanho, forma e relacionamento entre os cristais ou grãos constituintes da rocha. 
 Outra informação importante no estudo das rochas é a determinação dos minerais cons
tituintes. Na agregação mineralógica constituinte das rochas, reconhecemos os minerais essen
ciais e os acessórios. Os essenciais estão sempre presentes e são os mais abundantes numa 
determinada rocha, e as proporções determinam o nome dado à rocha. Os acessórios podem o
u não estar presentes, sem que isso modifique a classificação da rocha em questão. 
 As rochas ígneas resultam do resfriamento do material rochoso fundido, chamado mag
ma. 
 As rochas sedimentares são formadas de duas formas: 
 A partir da compactação e/ou cimentação de fragmentos produzidos pela ação dos 
agentes de intemperismo e pedogênese sobre uma rocha pré-existente (protólito). 
Trata-se da rocha clástica; 
 Formada a partir de precipitação dos radicais salinos, que foram produzidos pelo 
intemperismo químico e agora encontram-se dissolvidos nas águas dos rios, lagos e 
mares. Trata-se da rocha química. 
 As rochas metamórficas resultam da transformação de uma rocha pré-existente 
(protólito) no estado sólido. O processo geológico de transformação se dá por aumento de 
pressão e/ou temperatura sobre a rocha preexistente, sem que o ponto de fusão dos seus 
minerais seja atingido. Os geólogos não consideram transformações metamórficas aquelas que 
ocorrem durante os processos de intemperismo e litificação. 
 
3.1. O cilco das Rochas 
Geologia Geral Página 11 
 
 As rochas terrestres não constituem massas estáticas. Elas fazem parte de um planeta 
cheio de energia, que promove, com a sua alta temperatura e pressão interna, todos os proces
sos de abalossísmicos, movimentos tectônicos de placas e atividades vulcânicas em uma dinâ
mica muito intensa. Da mesma forma, uma atividade intempérica e erosiva externa, envolvendo
 os fatores atmosféricos como o calor do Sol, chuvas, ventos, geleiras, também atuam sobre es
sas rochas, causando constantes alterações. Em suma, a Terra é um planeta vivo em contínua 
modificação. 
 As atuais rochas ígneas superficiais da Terra estão sofrendo o constante ataque dos ag
entes intempéricos _ os componentes atmosféricos O2 e CO2, a água e os organismos _ que le
ntamente reduzem-nas a material fragmentar através da superfície, depositando como sedimen
tos incoesos no início. Transformam-se em rochas sedimentares, porém, pela compactação do
s fragmentos e pela expulsão da água intersticial e pela cimentação dos fragmentos uns aos ou
tros. As rochas sedimentares, por sua vez, por aumento de pressão e temperatura, gerarão as 
rochas metamórficas. Ao aumentar a pressão, e, especialmente a temperatura, em determinad
o ponto ocorrerá a fusão parcial e novamente a possibilidade de formação de uma nova rocha í
gnea, dando-se início a um novo ciclo. 
 Esta sequência de eventos geológicos é apenas uma das várias alternativas que a natu
reza tem para estabelecer um relacionamento genético entre as rochas da nossa crosta. 
Seguem abaixo dois esquemas do ciclo das rochas: 
 
Geologia Geral Página 12 
 
 
 
Figuras 9 e 10: Esquema do Ciclo das rochas 
 
Exercícios de Fixação 
 
1) Explique o conceito de mineral. 
2) Explique o conceito de rocha. 
3) Explique a diferença entre mineral e cristal. 
4) Qual a diferença entre mineral essencial e mineral acessório? 
5) Para qual finalidade é usado o termo minério? 
6) O que é estrutura e textura da rocha? 
7) Explique detalhadamente o conceito e formação de cada uma das rochas: ígneas, sediment
ares e metamórficas. 
8) Explique o ciclo das rochas. 
 
 
Geologia Geral Página 13 
 
4. Estrutura da Terra: terremotos e sismos 
 
 A crosta continental apresenta espessura muito variável, desde cerca de 30 - 40 km 
nas regiões sismicamente estáveis mais antigas (os crátons) até 60 - 80 km nas cadeias de 
montanhas, tais como os Himalaias na Ásia e os Andes na América do Sul. A crosta 
oceânica, situada abaixo da continental, é mais densa comparada à crosta continental, e, essa 
primeira tem a presença de três camadas de rochas sobre o manto. O manto superior situa-se 
abaixo da crosta oceânica, e apresenta profundidade de até 400 m e densidade de 3,6 - 3,7 
g/cm3 . Ao descer da crosta e do manto superior, passamos por uma parte rígida, acima da 
zona de baixa velocidade, para uma parte plástica dentro da zona de baixa velocidade. A parte 
rígida que inclui a crosta e parte do manto é denominada litosfera, enquanto a parte dúctil é 
denominada astenosfera. Abaixo dessa última, ocorre a mesosfera, onde o manto apresenta 
mais alta temperatura e pressão, o levando a ser pouco plástico e totalmente sólido. O núcleo 
externo é líquido e apresenta densidade um pouco menor que 10 g/cm3. Já o núcleo interno é 
sólido, composto pela liga ferro-níquel, com densidade 11,5 g/cm3 . Devido à anomalias nas 
velocidades das ondas sísmicas existentes em cada camada, foram estipuladas três 
descontinuidades dividindo algumas delas: 
 Descontinuidade de Conrad: divide a crosta continental da crosta oceânica. Ocorre 
nessa um ligeiro aumento das velocidades sísmicas com a profundidade, e separa 
rochas de densidade menor na crosta superior de rochas de densidade maior na 
crosta inferior. 
 Descontinuidade de Mohorovic: divide a crosta oceânica do manto superior. 
Localizada à 400 m de profundidade, as ondas sísmicas sofrem uma ligeira 
diminuição da velocidade com a profundidade, recebendo a denominação de zona de 
baixa velocidade. 
 Descontinuidade de Gutenberg: divide o manto do núcleo. Ocorre um aumento muito 
grande na velocidade e densidade do material mantélico ao passar por essa 
descontinuidade, modificando a composição do material na transição de manto para 
núcleo. 
 
 
Figura 11: Camadas da Terra 
4.1. Terremotos e sismos 
 Os terremotos, mais do que qualquer fenômeno natural, demonstram o caráter dinâmic
o da Terra. O registro de milhares de terremotos em todo o mundo define e emoldura as várias 
placas que formam a casca rígida da Terra. A seguir veremos a relação dos terremotos com a 
movimentação dessas placas litosféricas. 
Geologia Geral Página 14 
 
 Com o lento movimento de algumas placas litosféricas, da ordem de alguns centímetro
s por ano, tensões vão se acumulando em vários pontos, principalmente perto das suas bordas
. As tensões acumuladas podem ser compressivas e distensivas, dependendo da direção de m
ovimentação relativa entre as placas. Quando essas tensões atingem o limite de resistência da
s rochas, ocorre uma ruptura. O movimento repentino entre os blocos de cada lado da ruptura 
geram vibrações que se propagam em todas as direções. O plano de ruptura forma o que se ch
ama de fratura geológica. Quando esse plano tem movimentação entre os blocos, chama-se fal
ha geológica. Os terremotos podem ocorrer no contato entre duas placas litosféricas (caso mai
s frequente) ou no interior de uma delas, sem que a ruptura atinja a superfície. O ponto onde se
 inicia a ruptura e a liberação das tensões acumuladas é chamado de hipocentro ou foco. Sua p
rojeção na superfície é o epicentro, e a distância entre o foco à superfície é a profundidade foca
l. 
 As ondas sísmicas ocorrem quando são geradas rupturas na litosfera. Dessa forma, sã
o geradas vibrações sísmicas que se propagam em todas as direções na forma de ondas. O m
esmo ocorre, por exemplo, com uma detonação de explosivos em uma mina, cujas vibrações, t
anto nas rochas quanto sonoras, podem ser sentidas a grandes distâncias. São essas "ondas s
ísmicas" que causam danos perto do epicentro e podem ser registradas por sismógrafos em to
do o mundo. 
 Não é possível ter acesso direto às partes mais profundas da Terra devido às limitaçõe
s tecnológicas de enfrentar as altas pressões e temperaturas. O furo de sondagem mais profun
do feito até hoje (em Kola, Rússia) atingiu apenas 12 km, uma fração insignificante comparada 
ao raio da Terra de 6.370 km. Assim, a estrutura interna do planeta só pode ser estudada de m
aneira indireta. A análise das ondas sísmicas, registradas na superfície, permite deduzir várias 
características das partes internas da Terra atravessada pelas ondas. Alguns aspectos básicos
 de propagação de ondas sísmicas serão abordados agora, mostrando como que as principais 
camadas da Terra são estudadas. 
 A primeira camada superficial da Terra é a crosta, com espessura variando entre 25 e 5
0km nos continentes e de 5 a 10km nos oceanos. 
 As velocidades das ondas sísmicas variam entre 5,5 km/s na crosta superior e 7 km/s n
a crosta inferior. Na região chamada manto, as velocidades vão de 8 km/s abaixo da crosta a 1
3,5 km/s. As velocidades dessas ondas abaixo da crosta aumentam até a profundidade 2.950 k
m. Abaixo dessa profundidade, encontra-se o núcleo da Terra. Dentro do núcleo, existe um "car
oço" central (núcleo interno), com velocidades um pouco maiores do que o núcleo externo. No 
núcleo externo, não há propagação de ondas sísmicas, o que mostra que ele deve estar em est
ado líquido.Por outro lado, a densidade do núcleo é muito maior do que a do manto. Essas car
acterísticas de velocidades sísmicas baixas e densidades altas indicam que o núcleo é compos
to predominantemente de ferro. 
 A Intensidade Sísmica é uma classificação dos efeitos que as ondas sísmicas provoca
m em determinado lugar. Não é uma medida direta feita com instrumentos, mas simplesmente 
uma maneira de descrever os efeitos em pessoas (como as pessoas sentiram), em objetos e e
m construções (barulho e queda de objetos, trincas ou rachaduras em casas, etc.) e na naturez
a (movimento de água, escorregamentos, liquefaçãode solos arenosos, mudanças na topografi
a, etc.). 
 A magnitude de um terremoto é medida pela escala Richter. Tremores muito pequenos 
podem ter magnitudes negativas. Tremores pequenos sentidos num raio de poucos quilômetro
s e sem causar danos, tem magnitude da ordem de 3. Sismos moderados, que podem causar a
lgum dano (dependendo da profundidade do foco e da região epicentral) têm magnitudes na fai
xa de 5 e 6. Os terremotos com grande poder de destruição têm magnitudes acima de 7. As ma
Geologia Geral Página 15 
 
iores magnitudes registradas neste século chegaram a 8,5 no Himalaia e no Chile. É important
e ressaltar que cada ponto na escala Richter corresponde a uma diferença de 30 vezes a energ
ia liberada. Para se ter uma ideia do que seja um terremoto de magnitude 9, imagine uma rach
adura cortando toda a crosta entre Rio e São Paulo e cada bloco se movimenta lateralmente 10
 metros, um em relação ao outro. 
 A atividade sísmica mundial delimita áreas da superfície terrestre como se fossem as 
peças de um "quebra-cabeça global". A distribuição dos sismos é uma das melhores evidências 
dos limites dessas "peças" chamadas placas tectônicas. Cerca de 75% da energia liberada 
com terremotos ocorre ao longo das estruturas marginais do Oceano Pacífico, caracterizando o 
"Cinturão de Fogo do Pacífico", por ocorrerem vulcões coincidentes com os sismos. 
 
 
 
 
 
 
Figura 12: Esquema das ondas sísmicas Figura 13: Efeito de terremotos 
 
4.2. Tsunamis 
 Um dos maiores terremotos já registrados ocorreu na ilha de Chilo é, sul do Chile. Em c
erca de 10 a 15 minutos após o terremoto, o mar recua dezenas de metros e recua logo em se
guida numa onda gigantesca destruindo todos os barcos. Essa onda, como outras também já r
egistradas nas costas de regiões interplacas, são chamadas de Tsunamis. Essas ondas gigant
escas e destrutivas (até 10 ou 20 metros de altura) podem atingir regiões costeiras após a ocor
rência de um grande terremoto com epicentro no mar. Os tsunamis são gerados por um desloc
amento rápido da coluna de água na área epicentral de um terremoto ocorrido em uma falha pr
óxima ao fundo do mar. Este deslocamento (raramente superior a um metro de altura) se propa
ga com ondas em todas as direções com velocidades que dependem da velocidade do mar. E
m alto mar, as ondas viajam na velocidade de um avião, mas tendo amplitude pequena e um c
omprimento de onda de centenas de metros, constituem ondulações suaves na superfície do m
ar e passam desapercebidas. Chegando próximo ao litoral, onde o mar é mais raso, a velocida
de diminui (para 50 - 70 km/h, como um automóvel). Essa diminuição de velocidade faz com a 
energia da onda se acumular em uma extensão bem menor de água aumentando, consequent
emente, a altura da onda (algumas atingem mais de 30 metros); este acúmulo de energia provo
ca o transporte de água inundando a região costeira por centenas de metros. 
 O Tsunamis são muito comuns no Pacífico, devido à instabilidade sísmica nessa região 
e a presença de falhas inversas e zonas de subducção. 
Geologia Geral Página 16 
 
 
Figura 14: Sequência de ocorrências na formação do Tsunami 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 17 
 
Exercícios de Fixação 
 
1) Explique a diferença detalhada entre a crosta continental e a crosta oceânica 
2) Descreva em linhas gerais sobre cada uma das camada da Terra. 
3) Porque algumas camadas da Terra são dividas em descontinuidades? 
4) Descreva cada uma das três descontinuidades existentes nas camadas da Terra. 
5) Explique como as tensões influenciam a formação de falhas geológicas e de terremotos. 
6) O que é epicentro e hipocentro? 
7) Quando são geradas as ondas sísmicas? Explique um exemplo que descreve as vibrações s
imilares às ondas sísmicas. 
8) Quais as espessuras de cada uma das camadas da Terra? 
9) Quais as velocidades das ondas sísmicas em cada uma das camadas da Terra? 
10) O que é intensidade sísmica? 
11) Qual a escala mede a magnitude de um terremoto? 
12) Explique a diferença entre os tremores pequenos, sismos moderados e os sismos mais imt
ensos. 
13) Qual a relação entre os sismos e as placas tectônicas? 
14) O que é "Cinturão de Fogo do Pacífico"? 
15) O são tisunamis? Como são formados? Qual a estrutura geológica que resulta a formação 
do tisunami? 
16) Cite um exemplo de tisunami no planeta. 
17) Quais as consequências geradas pelo tsunami? 
18) Descreva o tipo de ambiente tectônico é mais propício para a formação de tsunami. 
19) Porque grande parte dos tsunamis ocorrem no Pacífico? 
20) Porque as ondas atingem muitos metros de altura (até 30m)? 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 18 
 
5. Noções de Geofísica 
 
 O estudo das propriedades físicas fundamentais do interior da Terra corresponde ao ra
mo das Geociências denominado Geofísica. Muitas informações sobre o comportamento dinâm
ico do nosso planeta resultam do estudo de suas propriedades físicas, tais como a gravidade e 
o magnetismo. Através do estudo global do campo da gravidade, obtém-se informações acerca
 das dimensões, forma e massa da Terra, bem como o modo de como a massa se distribui no i
nterior do planeta. Em escala local, a análise das variações de gravidade é o fundamento da pr
ospecção gravimétrica. O uso criterioso dessa última, combinado com informações geológicas, 
permite localizar, identificar e avaliar o potencial econômico de jazidas de minérios diversos, ca
rvão, petróleo, sal, matéria-prima para indústria cerâmica e de construção. 
 O campo magnético terrestre origina-se no núcleo terrestre e a observação na 
superfície da Terra da forma e variações desse campo magnético permite estudar a dinâmica 
dessa região da Terra. As rochas da superfície terrestre, ao se formarem, registram as 
informações do campo geomagnético da época, e a recuperação dessas informações permite 
desvendar a história do magnetismo terrestre no passado geológico.Além disso, através das 
propriedades magnéticas das rochas, é possível localizar jazidas minerais e traçar os 
movimentos pretéritos dos blocos litosféricos durante a evolução da Terra. 
5.1. Gravidade 
 A gravitação é uma propriedade fundamental da matéria, manifestando-se em qualquer 
escala de grandeza, desde a atômica até a cósmica. Os fenômenos gravitacionais são 
descritos pela lei de Newton, na qual duas massas esféricas m1 e m2, com densidades 
uniformes nos seus interiores, atraem-se na razão direta no produto de suas massas e na 
razão inversa do quadrado da distância entre os seus centros, conforme escrito abaixo: 
 
na qual m1 e m2 são as massas das esferas, r é a distância entre elas, F é a força de atração q
ue age sobre cada uma delas e G é a constante da gravitação universal. 
 De acordo com a lei de Newton, se a esfera de massa m1 estiver fixa e a esfera de mas
sa m2 puder movimentar-se, ela irá se deslocar em direção à primeira, devido à força F. Nesse 
caso, sua aceleração ag será igual a F/ m2 ou substituindo-se na equação: 
 
 Portanto, a aceleração ag depende somente da distância entre as duas esferas e da ma
ssa m1 , que cria um campo de aceleração gravitacional ao seu redor, o qual é igual em todas a
s direções, ou seja, é isotrópico. Essas características fazem com que um corpo, mesmo possu
indo massa elevada, produza um campo menos intenso do que um outro, com massa muito me
nor, mais situado mais próximo. Como exemplo podemos citar a queda dos meteoritos sobre a 
superfície da terrestre. Embora sendo atraídos pelo Sol, muitos deles acabam caindo na Terra, 
de massa muito menor, ao passarem em órbita próxima. 
 F = G m
1
 . m
2
 
 r
2
 
a
g
 = F = (G.m
1
 ) 
 r
2
 
m
2
 
Geologia Geral Página 19 
 
 Através da medida do campo da gravidade na Terra foram obtidas importantes informa
ções sobre o seu interior, determinando-se também diversas de suas características, como sua
 forma e interações com outros corposdo Sistema Solar. 
 Como vimos anteriormente, o campo da gravidade associa a cada ponto da superfície t
errestre um vetor da aceleração da gravidade g. Esse vetor caracteriza-se por sua intensidade, 
denominada gravidade, e sua direção denominada vertical, sendo essa medida por gravímetros
. 
 As anomalias gravimétricas resultam de variações na densidade dos diferentes 
materiais que constituem o interior da Terra. Os contrastes de densidade entre diferentes tipos 
de rochas modificam a massa e causam, consequentemente, mudança nos valores da 
gravidade. 
5.2. Isostasia 
 Isostasia, ou movimento isostático, é o termo utilizado em Geologia para se referir ao e
stado de equilíbrio gravitacional, e as suas alterações, entre a litosfera e a astenosfera da Terra
. Esse processo resulta da flutuação das placas tectônicas e obre o material mais denso da ast
enosfera, cujo equilíbrio depende das suas densidades relativas e do peso da placa. Tal equilíb
rio implica que um aumento do peso da placa (por espessamento ou por deposição de sedimen
tos, água ou gelo sobre a sua superfície) leva ao seu afundamento, ocorrendo, inversamente, u
ma subida (em geral chamada re-emergência ou rebound),quando o peso diminui. 
 Há dois modos de compensação isostática na natureza. As montanhas são mais altas, 
pois se projetam para as partes mais profundas do manto. Por outro lado, os continentes situa
m-se acima do nível do mar devido as diferenças de composição e densidade entre a crosta co
ntinental e crosta oceânica. 
 
Figura 15: Desenho esquemático de Isostasia 
5.3. Magnetismo 
 Hoje estamos absolutamente familiarizados com o magnetismo terrestre através do uso
 da bússola para a orientação. Este instrumento nada mais é do que uma agulha imantada, livr
e para girar no plano horizontal, sendo atraída pelos polos magnéticos da Terra. Essa agulha i
mantada não permanece na horizontal, ela acompanha as linhas de força do campo magnético,
 de tal forma que a extremidade norte da agulha inclina-se para baixo no hemisfério norte e par
a cima no hemisfério sul. O norte geográfico, portanto, corresponde ao sul magnético e o sul ge
Geologia Geral Página 20 
 
ográfico com o norte magnético. 
 Os polos migram a uma velocidade de cerca de 0,2o por ano ao redor do polo geográfic
o, em geral sem se afastar por mais de 30o deste último, porém, descrevendo uma trajetória irr
egular. Assim é que a declinação magnética de um local muda continuamente, aumentando ou 
diminuindo. Torna-se então necessário corrigir o valor da declinação conhecido para um deter
minado ponto da superfície terrestre a cada cinco anos, aproximadamente. Como se pode ded
uzir facilmente, os polos magnéticos levam alguns milhares de anos para percorrer os 360o de t
rajetória ao redor dos polos geográficos. 
 A concentração de minerais magnéticos em rochas e algumas correntes elétricas 
fracas na crosta ou nos oceanos são as principais fontes responsáveis pelos campos 
localizados. Essas irregularidades de superfície e de anomalias magnéticas podem ter 
intensidades correspondentes a uma pequena porcentagem do campo normal mas, acima de 
jazidas de ferro ou depósitos magnéticos próximos à superfície, essas anomalias podem 
exceder o campo da Terra. É na busca dessas anomalias que se baseia o método magnético 
de prospecção geofísica. 
Exercícios de Fixação 
 
1) O que é Geofísica? 
1) Quais as aplicações econômicas que a Geofísica apresenta? 
2) Cite 2 áreas da Geofísica? 
3) Descreva qual a relação entre os polos geográficos e magnéticos? 
4) O que indicam as anomalias gravimétricas e magnéticas? 
5) Explique o processo de isostasia. 
6) Quais sã os dois modos de compensação isostática? 
7) Os polos se movimentam periodicamente? De quanto é a variação? 
8) Como é a relação entre as anomalias gravimétricas e magnéticas e a prospecção de bens 
minerais e energéticos? 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 21 
 
6. Tectônica da Terra 
 
 A Terra é um planeta dinâmico. Se fosse fotografada do espaço a cada século, desde a
 sua formação até hoje, e essas fotos compusessem um filme, o que veríamos seria um planet
a azul com os continentes ora se colidindo, ora se afastando entre si. Atualmente acreditamos 
que a crosta terrestre é fragmentada em cerca de uma dúzia de placas, que se movem por raz
ões não muito bem compreendidas, mas cujo motor situa-se no manto. Placas são originadas d
as dorsais meso-oceânicas e ao se chocarem promovem o mergulho da placa mais densa sobr
e a outra e o seu consequente retorno ao manto. A constatação de existência das placas tectôn
icas deu uma nova versão das antigas ideias da Deriva Continental, explicando satisfatoriamen
te muitas das grandes feições geológicas da Terra, como as grandes cordilheiras de montanha
s como os Andes e respondendo a questões, por exemplo, sobre as concentrações dos sismos
 e dos vulcões atuais ou sobre as rochas que já estiveram nos fundos dos oceanos e estão nos
 Himalaias. A Tectônica Global e a Tectônica de Placas é a chave da compreensão geológica d
a Terra e de como será o futuro do planeta em que vivemos. 
 O cientista Wegener imaginou que os continentes poderiam, um dia, terem estados junt
os e, posteriormente teriam sido separados. Poucas ideias no mundo foram tão fantásticas e re
volucionárias como essa. 
Portanto ele denominou esse supercontinente Pangea, Pan significa todo, e Gea, terra, e consi
derou que a fragmentação do Pangea teria se iniciado por cerca de 220 milhões de anos, dura
nte o Triássico, quando a Terra ainda era habitada por dinossauros, e teria prosseguido até os 
dias atuais.O Pangea teria se iniciado a sua fragmentação dividindo-se em dois continentes: u
m setentrional chamado Laurásia e outro Austral chamado Gondwana. Apesar de não ter sido 
o primeiro e nem o único de seu tempo a considerar o movimento horizontal entre os continent
es, Wegener foi o primeiro a pesquisar seriamente a ideia da deriva continental e a influenciar o
utros pesquisadores. Para isso, procurou evidências que comprovassem sua teoria, além da co
incidência entre as linhas de costa atuais dos continentes. Wegener enumerou algumas feições
 geomorfológicas, como a cadeia de montanhas da Serra do Cabo na África do Sul, de direção 
leste-oeste, que seria a continuação da Sierra de La Ventana, a qual ocorre com a mesma dire
ção na Argentina, ou ainda um planalto na Costa do Marfim, na África, que teria continuidade n
o Brasil. 
6.1. Placas Tecônicas 
 Como visto em capítulos anteriores, o planeta Terra está reologicamente dividido em 
domínios concêntricos maiores, sendo o externo constituído pela Litosfera. Como observado no 
capítulo anterior, a parte superior da litosfera é chamada de crosta e a parte inferior, mais 
interna, é composta por rochas do manto superior, sendo que uma das diferenças principais 
entre elas é a sua composição química. A composição da crosta continental é predominante 
por rochas graníticas e a crosta oceânica contém rochas basálticas. As rochas crustais ocorrem 
sobre o manto superior. A litosfera é composta por falhas e fraturas profundas em placas 
tectônicas. A distribuição geográfica dessas placas na Terra está representada na figura 
abaixo. 
Geologia Geral Página 22 
 
 
Figura 16: Mapa com a divisão das placas tectônicas 
 
 Como visto anteriormente, o limite inferior da Litosfera é marcado pela astenosfera na 
"Zona de Baixa Velocidade", por causa da diminuição da velocidade das ondas sísmicas. O 
processo de fusão parcial inicia-se produzindo uma fina película líquida em torno dos grãos 
minerais, suficiente para diminuir a velocidade das ondas sísmicas. Dessa forma, o estado 
mais plástico desta zona permite que a litosfera rígida deslize sobre a Astenosfera, tornando 
possível o deslocamento lateral das placas tectônicas.Os limites das placas tectônicas podem 
ser de três tipos distintos: 
 Limites divergentes: marcados pelas dorsais meso-oceânicas,onde as placas 
tectônicas afastam-se uma da outra, com a formação de nova crosta oceânica. 
 Limites convergentes: onde as placas tectônicas colidem, com a mais densa 
mergulhando sobre a outra, gerando uma zona de intenso magmatismo a partir dos 
processos de fusão parcial da crosta que mergulhou. 
 Limites conservativos: onde as placas deslizam-se lateralmente uma em relação à 
outra, sem destruição ou geração de crostas, ao longo de fraturas denominadas falhas 
transcorrentes. Como exemplo de limites conservativos, temos a Falha de Santo 
André, na América do Norte, onde a placa do Pacífico, contendo a cidade de Los 
Angeles e a zona da Baixa Califórnia se desloca para o Norte em relação á placa 
Norte-Americana, que contém a cidade de São Francisco. 
 
Geologia Geral Página 23 
 
 
Figura 17: Tipos de Limites de placas tectônicas 
 A astenosfera e a litosfera estão intrinsecamente relacionadas. Se a astenosfera se 
mover, a litosfera será movida também. Sabemos ainda que a litosfera possui uma energia 
cinética cuja a fonte é o fluxo interno da Terra, e que este calor chega à superfície através das 
correntes de convecção do manto superior. O que não sabemos com certeza é como o manto 
inicia o movimento das placas. 
 
Figura 18: Fluxo da astenosfera 
 A convecção do manto refere-se a um movimento muito lento de rocha, que sob condiç
ões apropriadas de temperatura elevada, se comporta como um material plástico-viscoso migra
ndo lentamente para cima. Este fenômeno ocorre quando este calor localizado começa a atuar 
produzindo diferenças de densidade entre o material aquecido e mais leve e o material circund
ante mais frio e denso. A massa aquecida se expande e sobe lentamente. Para compensar a a
scensão dessas massas de material do manto, as rochas mais frias e densas descem e preenc
hem o espaço deixado pelo material que subiu, completando o ciclo de convecção do manto. O
 movimento de convecção das massas do manto, cuja velocidade é 1018 vezes maior do que a 
água, ocorre a uma velocidade da ordem de alguns centímetros por ano. 
Geologia Geral Página 24 
 
 Muitos cientistas acreditam que as correntes de convecção do manto por si só não seri
am suficientes para movimentar as placas litosféricas, mas constituiriam apenas um dentre outr
os fatores em conjunto que produziriam essa movimentação. O processo de subducção teria iní
cio quando a parte mais fria e velha da placa (portanto, mais distante da dorsal meso-oceânica)
 se quebra e começa a mergulhar por debaixo de outra placa menos densa, e a partir daí outro
s fatores começariam a atuar em conjunto com as correntes de convecção. Estes outros fatore
s incluem: 
a - Pressão sobre a placa provocada pela criação de nova litosfera nas zonas de dorsais meso-
oceânicas, o que praticamente empurraria a placa tectônica para os lados. 
b - Mergulho da litosfera para o interior do manto em direção à astenosfera puxada pela crosta 
descendente mais densa e mais fria do que a astenosfera mais quente à sua volta. Portanto, p
or causa da sua maior densidade, a parte da placa mais fria e mais antiga mergulharia puxando
 a parte da placa litosférica para baixo. 
c - A placa litosférica torna-se mais fria e mais espessa à medida que se afasta da dorsal 
meso-oceânica onde foi criada. Como consequência, o limite entre a litosfera e astenosfera é 
uma superfície inclinada. Mesmo com uma inclinação muito baixa, o próprio peso da placa 
poderia causar uma movimentação de alguns centímetros por ano. 
 
Figura 19: Zona de subducção 
 
 A velocidade medida de placas litosféricas geralmente é relativa, mas a velocidade abs
oluta pode ser determinada através da utilização de pontos de referência, como os Hot Spots 
ou Pontos Quentes. Estes pontos quentes na superfície terrestres registram atividades magm
áticas ligadas a porções ascendentes de material quente do manto denominadas Plumas do M
anto e originadas em profundidades diversas do manto, a partir do limite entre o núcleo externo
 e o manto inferior. As marcas que eles deixam nas placas que se movimentam entre eles inclu
em vulcões (ilhas vulcânicas, como o Havaí), platôs meso-oceânicos e cordilheiras submarinas
. 
 Quando placas oceânicas colidem, a placa mais densa e mais antiga, mais fria e mais 
espessa mergulha sob a outra placa, em direção ao manto, carregando consigo parte dos 
sedimentos acumulados sobre ela, que irão se fundir em conjunto com a crosta oceânica em 
subducção. O processo produz intensa atividade vulcânica de composição andesítica, 
manifestada sob a forma de arquipélagos, conhecidos como Arcos de Ilhas, de 100 a 400 km 
atrás da zona de subducção. Na zona de subducção forma-se uma fossa que será mais 
Geologia Geral Página 25 
 
próxima do arco de ilhas, quanto mais inclinado for o ângulo de mergulho. As ilhas do Japão 
constituem um exemplo atual de arcos de ilhas. 
 
Figura 20: Hot Spots 
 A colisão de uma placa continental e uma oceânica provocará a subducção dessa últim
a sob a placa continental, que, a exemplo dos arcos de ilhas, produzirá um arco magmático nas
 bordas do continente, caracterizado por rochas vulcânicas de composição andesítica e dacític
a, e rochas plutônicas de composição diorítica e granodiorítica, acompanhado de deformação e
 metamorfismo tanto nas rochas continentais pré-existentes como de parte das rochas formada
s no processo. As feições fisiográficas geradas nesse processo colisional são as grandes cordil
heiras de montanhas continentais como os Andes na América do Sul. 
 O choque entre as placas continentais pode ocorrer após o processo colisional do tipo 
Andino, onde a continuidade do processo de subducção da crosta oceânica sob a crosta contin
ental leva uma massa continental ao choque com o arco magmático formado inicialmente. Qua
ndo os dois continentes colidem, a crosta continental levada pela crosta oceânica mais densa 
mergulha sob a outra. Este processo não gera vulcanismo excessivo como nos outros dois pro
cessos anteriores, mas produz intenso metamorfismo de rochas continentais pré-existentes e le
va a fusão parcial de porções da crosta continental gerando magmatismo granítico. Os exempl
os clássicos de feições geradas por esse processo são as grandes cordilheiras de montanhas 
do tipo dos Alpes e dos Himalaias, esta última gerada a partir da colisão entre as placas da Índi
a e a Asiática, processo este iniciado cerca de 70 milhões de anos atrás que continua até os di
as atuais. 
a - Margens Continentais Ativas, situadas nos limites convergentes de placas tectônicas 
onde ocorrem zonas de subducção e falhas transformantes; nessas margens estão em 
desenvolvimento atividades tectônicas importantes, como por exemplo, formação de 
cordilheiras, no processo chamado orogênese. Na América do Sul, o exemplo de margem 
continental ativa é a costa do Pacífico, onde a Cadeia Andina encontra-se atualmente em 
desenvolvimento. 
Geologia Geral Página 26 
 
 
Figura 21: Margem continental ativa 
 
b - Margens Continentais Passivas: desenvolvem-se durante o processo de formação de 
novas bacias oceânicas quando há fragmentação de continentes. Este processo é denominado 
de rifteamento, palavra proveniente do termo geológico em inglês Rift Valley, que significa um 
vale de grande extensão formado a partir de um movimento distensivo da crosta, que produz 
falhas subverticais e abatimento de blocos. 
 
Figura 22: Exemplo de margem continental passiva _ Rift Valley 
 
6.2. Dança dos Continentes 
 Um processo geológico representando a importância e magnitude da fragmentação do 
supercontinente Pangea não ocorreu somente nos últimos 200 milhões de anos da história da 
Terra. As informações geológicas disponíveis, principalmente as geocronológicas, 
paleomagmáticas e geotectônicas, demonstram que a aglutinação e fragmentação das massas 
continentais ocorreram diversas vezes no passado geológico e que o Pangea foi apenas a 
última aglutinaçãode continentes. Antes do Pangea, as massas continentais se juntavam em 
blocos de dimensões e formatos diferentes dos continentes atuais, pois os primeiros blocos da 
crosta continental formaram-se há 3,96 bilhões de anos e foram crescendo com o 
desenvolvimento da nova crosta continental, através de orogêneses, até atingir as dimensões 
atuais. Há 550 milhões de anos cerca de 95% das áreas continentais atuais já estavam 
formadas. 
 
 
 
Geologia Geral Página 27 
 
Exercícios de Fixação 
 
1) Qual a origem das placas tectônicas? 
2) Qual o cientista que elaborou a teoria das placas tectônicas? 
3) O que é Pangea, Laurásia e Gondwana? Qual a relação desses com a nova teoria da Deriv
a Continental? 
4) Cite um exemplo de localização geográfica do litoral de continentes que valide a teoria que e
xplica as placas tectônicas. 
5) Quais rochas compõem a crosta continental. 
6) Explique o processo de colisão de placas e a relação da mesma com o vulcanismo e com va
les e montanhas. 
7) Quais fatores associados às correntes de convecção do manto são responsáveis pelas zona
s de subducção? Explique cada um deles. 
8) Explique o que são Hot Spots e a relação desses com a formação dos arcos de ilhas. 
9) Quais rochas geradas pela zona de subducção? 
10) Explique a relação da zona de subducção com a cordilheira dos Alpes, Andes e dos Himal
aias. 
11) Discorra uma relação entre Margem Continental Ativa e orogênese, e Margem Continental 
Passiva e a formação de rifts. 
12) Qual a relação entre a litosfera, astenosfera e o manto. 
13) Explique os limites entre placas: divergentes, convergentes e conservativos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 28 
 
7. Vulcanismo 
 
 Quando nos deparamos com uma erupção vulcânica, testemunhamos, na verdade, a li
beração espetacular do calor interno terrestre acumulado através dos tempos, principalmente p
elo decaimento de elementos radioativos. Este fluxo de calor, por sua vez, é o componente ess
encial na dinâmica de criação e destruição da crosta, na qual os vulcões, juntamente com os te
rremotos, têm papel essencial desde os primórdios da evolução geológica. 
 As rochas vulcânicas originam-se da consolidação das lavas, constituindo porções signi
ficativas da crosta terrestre, representadas por montanhas e enormes depósitos rochosos nos c
ontinentes e assoalhos oceânicos. As lavas, por outro lado, representam amostragens reais do
s materiais das profundezas da Terra, muito embora parte dos elementos voláteis do magma or
iginal seja perdida durante o processo de solidificação. Mesmo assim, as lavas podem fornecer
 informações úteis sobre a composição química e o estado físico do material constituinte do ma
nto superior. 
 As lavas representam o material rochoso em estado de fusão que extravasa à 
superfície, contemporaneamente ao escape dos componentes voláteis do magma. Os vários 
tipos de lavas são correspondentes extrusivos de magmas félsicos ou máficos. 
7.1. Gases e vapores vulcânicos 
 Durante uma erupção ou a partir de sistemas hidrotermais associados às câmaras 
magmáticas subsuperficiais, os gases e vapores dissolvidos no magma são liberados para a 
atmosfera. O mais abundante é o vapor d'água. Os compostos gasosos de S, Cl e F, por sua 
vez, reagem com a água, originando ácidos nocivos para os olhos, pele e sistema respiratório. 
Mesmo quando em baixas concentrações, podem destruir vegetações e corroer metais. 
7.2. Gêiseres, fumarolas e fontes térmicas 
 Estas exalações de gases e vapores se dão através de pequenos condutos e podem c
ontinuar por décadas ou mesmo séculos após a erupção vulcânica. Podem ser tanto primárias 
(gases do próprio magma que pela primeira vez são liberados pela superfície) ou secundárias, 
quando ocorre a interferência com a água subterrânea. 
 Gêiseres são jatos d'água quente e vapor em rupturas de terrenos vulcânicos. Esses ja
tos ocorrem em intervalos regulares e com grande força, frequentemente acompanhados por u
m som ruidoso. 
 A formação de um gêiser se dá por águas de chuva num terreno vulcânico, a qual enco
ntra uma camada de rochas porosas, onde ocorre o seu armazenamento, como uma esponja, c
onstituindo um aquífero. O calor de uma câmara magmática, geralmente situada entre 5 e 7 km
 de profundidade, causa, por condição térmica, o aquecimento do aquífero. Sob pressão da col
una de água e do pacote de rochas sotoposto,a água subterrânea se superaquece sem ferver, 
tornando-se menos densa do que a água fria que continuamente se infiltra no aquífero. A temp
eratura dessa mistura aquosa aumenta pouco a pouco até que, a um dado momento, uma peq
uena porcentagem entra em ebulição. Com a expansão do volume, cria-se um jato violento de 
vapor e água aquecida drenada do aquífero, que alcança a superfície por um conduto qualquer
. Após a redução da pressão o processo é interrompido enquanto a recarga do aquífero continu
a, reiniciando assim o fenômeno. 
 Quando o processo de formação das fontes térmicas envolve temperaturas maiores, 
ocorrem as emanações de gases e vapor - as fumarolas. Quando a água superaquecida 
Geologia Geral Página 29 
 
contendo gases ácidos vulcânicos dissolvidos entra em contato com as rochas encaixantes, 
ocorre a remoção do material fino que se acumula em "panelas" superficiais de lama quente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fotos 23 e 24: 
Geisers 
 
7.3. Morfologia do vulcão 
 O termo cratera significa boca larga. A cratera representa o local de extravasamento d
o magma e demais produtos associados. A chaminé, ou conduto magmático, liga a câmara ma
gmática em profundidade com a cratera. Com o passar do tempo, as paredes da cratera pode
m desmoronar, causando o seu preenchimento parcial. A cratera do monte Etna (Sicília) por ex
emplo, está atualmente há 800 metros de profundidade em relação ao topo e possui 300 metro
s de diâmetro. Eventuais cones satélites podem aparecer nos flancos do vulcão, por um desvio 
do conduto ou à medida que a chaminé e/ou a cratera são bloqueados pelo resfriamento da lav
a ou soterramento. 
 O termo caldeira é aplicado às enormes depressões circulares, originadas pelo 
colapso total ou parcial da cratera e do topo do vulcão, por conta da perda de apoio interno, 
seja pelo escape de gases, seja pela ejeção de grandes volumes de lava. O diâmetro dessa 
feição pode ser superior à 50 km e ela geralmente se associa a um sistema de fissuras radiais 
e em forma de anel na rocha encaixante, preenchidas por diques ou que servem de conduto 
para manifestações explosivas. 
Geologia Geral Página 30 
 
 
Figura 25: Morfologia do vulcão 
 
7.4. Pontos Quentes 
 Sabe-se que somente 5% dos vulcões ativos no planeta Terra situa-se no interior das p
lacas litosféricas. As ilhas vulcânicas do Havaí, um desses exemplos, integram uma cadeia mo
ntanhosa submarina parcialmente submersa com cerca de 6.000 km de extensão da placa Pací
fica. O vulcanismo nessas ilhas mostra um padrão de idade peculiar frente ao exibido pelos vul
cões localizados em margens de placas; as rochas são progressivamente mais antigas, rumo n
oroeste ao longo da cadeia. O foco magmático _ que também leva à ocorrência de numerosos t
erremotos _ encontra-se hoje na extremidade sudeste da cadeia na Grande Ilha do Havaí, ond
e estão em atividade vários vulcões. 
 O mecanismo de criação desse conjunto de ilhas é explicado pela ação de um ponto qu
ente (Hot Spot) ou pluma mantélica. A pluma configura uma coluna de material rochoso supera
quecido que ascende lentamente à superfície desde a interface manto inferior _ núcleo externo.
 Essas plumas representam, portanto, mais um mecanismo eficiente de perda do calor interno t
errestre, associado ao movimento das placas litosféricas. 
 Aparentemente a pluma mantélica, com a sua porção superior em estado de fusão, 
mantém-se estacionária por milhões de anos alimentando um vulcão. À medida que a placa se 
afasta lentamente da pluma, ela transporta o vulcão,tornando-o inativo e, ao mesmo tempo 
que continua o movimento, proporciona que um grande cone seja formado pela continuidade 
de ascenção do material da pluma. A menor densidade do material fundido em relação às 
rochas encaixantes norteia todo o processo. A ascenção ocorre provavelmente muito mais pela 
criação de sistema de fissuras do material rochoso do manto do que através de um conduto 
único, por conta das modificações de pressão e temperatura, que também explicam a 
incidência de terremotos. Com o decorrer do tempo geológico, um conjunto de vulcões aparece 
no interior da placa litosférica, aos quais se associam também grande número de vulcões 
submarinos, conforme observa-se na fisiografia do assoalho oceânico. 
 
 
 
Geologia Geral Página 31 
 
Exercícios de Fixação 
 
1) Qual o evento geológico que leva à formação de vulcões? 
2) Qual a origem das rochas vulcânicas? 
3) Qual o material forma a lava? 
4) Explique como são gerados os gases e vapores vulcânicos. 
5) Como são formados os geiseres? 
6) O que é caldeira e cratera? 
7) Os hot spots ocorrem em que tipo de placa tectônica? 
8)Por qie a ilha do Havaí é tão importante geologicamente? O que ela tem de tão especial? 
9) Sabe-se que os hot spots medem a velociade de uma placa tectônica. Explique 
geologicamente como isso pode ser possível, citando exemplo(s). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 32 
 
8. Geologia Estrutural 
 
 Geologia Estrutural é a disciplina das Ciências da Terra, que estuda os processos defor
macionais da litosfera e as estruturas decorrentes dessas deformações. Investiga, de maneira 
detalhada, as formas geométricas que se desenvolvem em decorrência do dinamismo de noss
o planeta, abrangendo da escala microscópica à macroscópica; portanto, deformações desde a
 escala dos cristais formadores das rochas até a escala continental, neste último caso voltando-
se ao exame do deslocamento de blocos de grandes dimensões. 
 O estudo e reconhecimento das estruturas geológicas possuem importância científica e
 prática. Do ponto de vista científico, os estudos em Geologia Estrutural têm mostrado que o no
sso planeta é dinâmico e que vivemos sobre as placas litosféricas de dimensões continentais, q
ue se movem de maneira lenta e contínua. Essa movimentação é, em grande parte, responsáv
el pela formação de estruturas geológicas. Do ponto de vista prático, Muitas dessas estruturas 
são responsáveis pelo armazenamento de hidrocarbonetos (petróleo e gás), água, minérios, et
c. São importantes também em obras de engenharia civil, onde o levantamento das estruturas 
geológicas constituem a base para as grandes obras de engenharia, como barragens, pontes, t
úneis, estradas, etc. 
 A seguir veremos os tipos de deformação e os processos pelos quais as estruturas são
 formadas, isto é, como as rochas respondem aos esforços, baseando-se no comportamento d
os materiais rochosos e seus mecanismos deformacionais. A segunda parte contém uma descr
ição das principais estruturas, formadas pela dinâmica do nosso planeta. 
 Um corpo rígido rochoso, uma vez submetido a ação de esforços, qualquer que seja a 
causa, pode sofrer modificações em relação à sua posição, por translação e/ou rotação, ou em 
relação à sua forma e/ou distorção. 
 No conjunto considera-se que o corpo sofreu uma deformação, resposta das rochas su
bmetidas a esforços , os quais são gerados por forças. 
 Os conceitos de força e esforço são considerados básicos em Geologia Estrutural, pois
 estão completamente relacionados com as estruturas geológicas. Para compreender os proce
ssos envolvidos na dinâmica do nosso planeta, é necessário conhecermos antes os conceitos 
de força e esforço. 
 Força é conhecida classicamente como uma entidade física que altera, ou tende a 
alterar os estado de repouso de um corpo ou seu movimento retilíneo uniforme. Esta definição 
refere-se à primeira lei de Newton. Em relação à sua segunda lei, Newton observou que a 
aceleração de um objeto é diretamente proporcional à força resultante que atua sobre o corpo 
e inversamente proporcional a sua massa _ expresso matematicamente pela fórmula: 
 
 Newton (N), a unidade básica de força do Sistema Internacional (MKS), é a força neces
sária para imprimir a aceleração de 1 m/s2 em um corpo de 1 kg de massa. 
 O exame da influência da pressão hidrostática/litostática, da temperatura e da velociad
e de deformação no comportamento dúctil ou rúptil das rochas, durante o processo deformacio
nal, permite uma melhor compreensão do processo. 
F = m . a 
Geologia Geral Página 33 
 
 Pressão Hidrostática/Litostática: é a pressão vertical em um determinado ponto da 
crosta terrestre, que é igual à pressão exercida pelas rochas sobrejacentes. Rochas 
submetidas a pressões elevadas, por longos períodos de tempo, não apresentam 
grandes resistências aos esforços, ao contrário, fluem como se fossem um líquido 
viscoso. Este é o caso do comportamento do manto terrestre que se movimenta 
lentamente por estar submetido a pressões litostáticas elevadas, entre outras 
condições. A pressão litostática no interior da Terra aumenta com a profundidade de 
acordo com a equação: 
 
 
 
onde ρ é a densidade, g é a aceleração da gravidade e z a profundidade. 
 
 Os ensaios em laboratório mostram que o aumento da pressão confinante, que 
desempenha o papel da pressão litostática, torna asrochas mais resistentes à deforma
ção, ou seja, elas precisam de uma pressão de carga maior para se deformar. Se a pr
essão litostática for muito elevada, as rochas se deformam, sem no entanto ocorrer a r
uptura. Denomina-se deformação dúctil. 
 Conclui-se que o aumento da pressão litostática tem por efeito tornar as rochas
 mais resistentes ao fraturamento, fazendo com que a deformação ocorra no campo dú
ctil. 
Temperatura: sabemos que a temperatura no interior da Terra aumenta com a profundi
dade, o gradiente térmico é da ordem de 20oC/km, podendo entretanto em algumas re
giões chega a cerca de 100oC/km. 
 Estudos experimentais, sob pressão confinante constante (σ = 400 MPa) e tem
peratura variável, mostram, em geral, que o comportamento mecânico das rochas vari
am conforme o gráfico abaixo: 
 
Figura 26: Círculo de Morh representando as tensões 
 
Com o aumento da temperatura, a rocha se deforma mais facilmente, isto é, um menor
 esforço é necessário para causar uma deformação, fenômeno este acompanhado pel
o abaixamento do limite de plasticidade do material. 
 Com a profundidade há um aumento da pressão litostática e da temperatura, fa
zendo com que a rocha se deforme mais plasticamente retardando assim a ruptura. 
P = ρ.g.z 
Geologia Geral Página 34 
 
 Os fatores físicos descritos acima, em especial a temperatura e pressão hisro
stática/litostática, são função da profundidade na crosta terrestre e permitem distinguir 
os domínios deformacionais distintos: o superficial e o profundo. Esses domínios def
ormacionais são caracterizados pela formação de estruturas geológicas distintas. 
 Determinamos níveis estruturais os diferentes domínios da crosta, onde ocorr
em os mesmos mecanismos dominantes da deformação. Entende-se aqui como meca
nismos da deformação, a deformação rúptil, isto é, a formação de falhas, fendas e frat
uras marcadas por planos de descontinuidades, enquanto a deformação dúctil é enten
dida como deformação sem perda de continuidade, porém com a rocha sofrendo distor
ção. 
 As estruturas rúpteis e dúcteis, características de cada um desses campos defo
rmacionais, são descritas a seguir levando em consideração as principais classificaçõe
s geométricas existentes na literatura, incorporando exemplos de estruturas brasileiras
. 
 
 
 
8.1. Dobras 
 As dobras são deformações dúcteis que afetam corpos rochosos da crosta terr
estre. Acham-se assim associadas a cadeias de montanhas de diferentes idades e pos
suem expressão na paisagem, sendo visíveis em imagensde satélite. São caracteriza
das por ondulações de dimensões variáveis e podem ser quantificadas individualment
e por parâmetros como amplitude e comprimento de onda. A sua formação se deve à 
existência de uma estrutura planar anterior, que pode ser o acamamento sedimentar o
u a foliação metamórfica (clivagem, xistosidade, bandamento gnáissico). 
 O estudo das dobras pode ser conduzido em três escalas: macroscópica, meso
scópica e microscópica. Na escala macroscópica a estrutura é visualizada de modo co
ntínuo desde amostras na escala de mão até afloramento, ou maior ainda. Na escala 
mesoscópica a estrutura observada é produto da integração e reconstrução de afloram
entos, sendo, em geral, representadas em perfis ou mapas geológicos. 
 As feições das dobras são adquiridas pela deformação e podem ser reconhec
idas por um mesmo grupo de dobras, mesmo em afloramentos diferentes. A observaç
ão da feição da dobra deve ser feita em um plano perpendicular ao eixo da dobra. Ess
e plano é referido como plano de perfil da dobra. Em qualquer outro plano diferente d
este, o estilo da dobra será alterado. 
 O estudo das dobras é importante na pesquisa mineral, em programas de pros
pecção mineral, exploração e lavra de jazidas, pesquisa de petróleo e obras de engen
haria, como escavação de túneis, construção de estradas, barragens, etc. 
 A superfície dobrada é um elemento fundamental para a classificação das dobr
as. Sua definição é baseada na curvatura da superfície, sendo ela referenciada à curv
atura de um círculo. A sua determinação em um ponto qualquer do círculo é feita medi
ante o traçado de uma tangente e de sua normal a partir do ponto considerado. Essa n
ormal corresponde ao próprio raio do círculo de referência. 
 A linha de charneira corresponde à linha que une os pontos de curvatura máxi
Geologia Geral Página 35 
 
ma da superfície dobrada. Uma outra linha dessa superfície que une os pontos de curv
atura mínima é denominada linha de inflexão da dobra. Essas linhas dividem as dobra
s em dois setores: um de convexidade voltada para cima e outro de convexidade volta
da para baixo. Estas duas linhas podem ser retas ou curvas, dependendo da geometri
a da superfície dobrada. Uma linha de charneira reta é chamada de eixo da dobra. A s
ua orientação permite definir a posição espacial da dobra, horizontal, vertical ou inclina
da. Ela situa-se na região de uma superfície dobrada conhecida como zona de charne
ira da dobra. Essa região corresponde ao segmento de curvatura máxima desta super
fície e é definida em relação a um arco de círculo unitário em que ela é inscrita. Dessa 
forma, obtém-se um parâmetro descritivo útil que expressa a relação entre a curvatura 
da superfície e do círculo. Linha de crista e linha de quilha são elementos geométricos
 que unem, respectivamente, os pontos mais alto e mais baixo da superfície dobrada. 
Estas linhas, em geral, não coincidem com a linha de charneira das dobras, exceto no 
caso das dobras assimétricas com a superfície axial vertical e eixo horizontal. 
 A superfície axial pode ser curva ou plana, sendo neste caso referida como pla
no axial. Ela é definida como uma superfície que contém a linha de charneira da superf
ície dobrada. A sua interseção com a topografia resulta em uma linha conhecida como 
traço axial da dobra, e que aparece representada em mapas geológicos. O espaçame
nto e a configuração dessas linhas em mapa, refletem a arquitetura e a posição espaci
al das dobras, constituindo, assim, um parâmetro muito útil à sua interpretação. 
As dobras podem ser classificadas em dois tipos: atectônicas, relacionadas com a din
âmica externa do planeta e tectônicas, relacionadas com a dinâmica interna. As prime
iras são formadas na superfície ou próximas a ela, em condições muito semelhantes à
s condições ambiente, sendo desencadeadas pela força da gravidade e possuem expr
essão apenas local. As últimas são formadas sob condições variadas de esforço, temp
eratura e pressão (hidrostática e de fluidos) sendo mais relacionadas com processos d
e evolução crustal, em particular com a formação de cadeias de montanhas. 
 
Figura 27: Morfologia de uma dobra 
Geologia Geral Página 36 
 
 
Figura 28: Componentes das dobras: anticlinal e sinclinal 
 
 
 
 
Figura 29: Tipos de dobramentos 
 
 
 
 
Geologia Geral Página 37 
 
8.2. Falhas 
 As falhas resultam de deformações rúpteis nas rochas da crosta terrestre. São 
expressas por superfícies descontínuas com desplacamento diferencial de poucos cm 
a dezenas e centenas de km, sendo essa a origem da grandeza para o deslocamento 
das grandes falhas. Aparecem como superfícies isoladas e discretas de pequena expr
essão, ou no caso mais comum, como uma região deformada de grande magnitude,qu
e é a zona de falha que o deslocamento total é a soma dos deslocamentos individuais.
 A condição básica para a existência de uma falha é que tenha ocorrido deslocamento 
ao longo da superfície. Contudo, no contrário se não ocorrer o movimento, a estrutura 
é chamada de fratura. O relevo oriundo de falhas, em geral, é estruturado, bem refleti
do em fotos aéreas e imagens de satélites. Em alguns casos, sobretudo quando se te
m uma referência estratigráfica (uma camada de carvão, por exemplo), a sua identifica
ção é imediata e, em outros, é mais difícil, mesmo para aqueles mais familiarizados co
m o assunto. Essa dificuldade é crescentes em regiões com densa cobertura vegetal e
 espesso manto de alteração, como na Amazônia e boa parte das regiões Sul e Sudes
te do Brasil. 
 As falhas são encontradas em vários ambientes tectônicos, sendo associadas 
em regimes deformacionais compressivos, distensivos e cisalhantes. São feições com
uns em cadeias de montanhas modernas e antigas e aparecem em diferentes estágios
 de sua evolução. Podem ser rasas ou profundas. No primeiro caso afetam camadas s
uperficiais da crosta, sendo muitas vezes ligada à dinâmica externa do planeta. A ativi
dade sísmica (rasa ou profunda) podem também formar estruturas superficiais. No seg
undo caso podem atravessar toda a litosfera, passando a se constituir em limite de pla
cas litosféricas, sendo então referidas como falhas transformantes, como a falha San 
Andreas na costa oeste dos E.U.A. 
 A posição no espaço da superfície de uma falha é fundamental para a sua clas
sificação geométrica. Outro parâmetro importante é a estria de atrito desenvolvida no p
lano de falha. Ela permite deduzir o movimento ocorrido no mesmo. É comum a falha e
xibir uma superfície brilhante, conhecida como espelho de falha ou slinkeside. Em um
a falha inclinada, os blocos separados são denominados capa ou teto e lapa ou muro. 
A capa corresponde ao bloco situado acima do plano de falha, e lapa, ao bloco situad
o abaixo. A existência de um nível de referência em ambos os blocos permite classific
ar a falha com base no seu movimento relativo, conforme será visto mais adiante. 
 Outros elementos geométricos de uma falha, como a escarpa e o traço (ou lin
ha) da falha resulta da interseção do plano de falha com a superfície topográfica. Esca
rpa de falha e a parte exposta da falha na topografia. Traço de falha corresponde a um
a linha no terreno que, em mapa, e representando por uma simbologia característica. I
sto, na realidade, é uma simplificação cartográfica, pois as falhas, na natureza, são for
madas por inúmeras superfícies subparalelas, dispostas em um arranjo tabular que, co
njuntamente, define a zona de falha. A escarpa de falha original por ser erodia, aparec
endo no seu lugar uma escarpa de recuo de falha. O deslocamento entre os dois pont
os previamente adjacentes, situados em lados opostos da falha, medindo no plano de 
falha, corresponde ao seu rejeito, o qual pode ser referido como rejeito total, de mergu
lho, direcional, horizontal e vertical. 
 O rejeito total, que é expresso por umalinha, pode ser determinado por meio d
e seu valor angular de duas maneiras: (i) medindo-se a projeção desta linha em relaçã
o à uma horizontal contida no plano de falha, isto é, em relação à direção da mesma o
u (ii) determinando-se sua projeção horizontal segundo o plano vertical que a contenh
a. No primeiro caso denomina-se obliquidade (ou rake), no segundo, caimento (ou pl
Geologia Geral Página 38 
 
unge). Quando o rejeito da falha é em relação à uma camada ou a um nível mineraliza
do, utiliza-se o termo separação. Devido ao seu caráter mais aplicado, este termo é us
ado corretamente na geologia do petróleo e na mineração. A separação apresenta os 
mesmos tipos de componentes do rejeito, sendo, portanto, utilizada de forma similar. 
 As falhas são classificadas com base em elementos geométricos e mecânicos: 
Classificação geométrica: leva em conta o mergulho do plano de falha, a forma da s
uperfície de falha, o movimento relativo entre os blocos e os tipos de rejeito: 
a - Mergulho da superfície de falha 
Trata-se de uma classificação muito simples, que divide as falhas em dois grupos: falh
as de alto ângulo, quando o mergulho do plano de falha é superior a 45o, e falhas de b
aixo ângulo quando é inferior à 45o . 
 
b - Forma da superfície de falha 
Essa classificação permite dividir as falhas planares e curvas. Uma falha é planar, em t
ermos estatísticos, quando a variação da direção da superfície encontra-se no interval
o de aproximadamente 5o. Essa superfície pode ser vertical ou inclinada. As falhas cur
vas são denominadas falhas lístricas, e são relacionadas a regimes distensivos. Em p
erfil, varia desde uma falha de alto ângulo até baixo ângulo, podendo mesmo horizonta
lizar-se. São conhecidas como falhas em formas de "par" ou "colher". 
 
c - Movimento relativo 
Nesta classificação as falhas são divididas em vários tipos: falhas normais (ou de gra
vidade) e falhas reversas (ou de empurrão). Em uma falha de empurrão a capa e o 
bloco que sobe em relação à lapa ao passo que em uma falha normal ocorre o inverso
, ou seja, a capa desce em relação à lapa. Como o movimento ocorrido entre os bloco
s é relativo, torna-se difícil saber como ele ocorreu, pois várias combinações são possí
veis: os dois blocos podem descer ou subir conjuntamente, porém em velocidades dife
rentes, ou ainda, um pode permanecer estacionário, enquanto o outro sobe ou desce. 
 
d - Tipos de rejeito 
Esta classificação leva em conta os componentes geométricos do deslocamento entre 
dois pontos previamente contínuos, em lados opostos da falha, em que são medidos n
o plano de falha. Esses elementos, já definidos anteriormente, apresentam números m
áximos de componentes em falhas oblíquas, sendo menor nos demais tipos. Assim, e
m falhas normais e reversas (ou inversas), o rejeito total corresponde ao rejeito de mer
gulho nas falhas transcorrentes, ao rejeito direcional, enquanto nas falhas oblíquas, 
o rejeito total. 
 
8.3. Tipos principais de falhas estruturais associadas 
 O três tipos principais de falhas descritos abaixo são encontrados frequenteme
Geologia Geral Página 39 
 
nte em sistemas de falhas. Além disso, cada uma delas é caracterizada por orientação
, movimento ao longo da superfície de falha e campo de tensão distinto. 
Falhas Normais ou de Gravidade: são falhas associadas principalmente com tectôni
ca extensional. Na escala global, elas ocorrem associadas às cadeias meso-oceânicas
 e às margens continentais tipo Atlântico. São importantes a formação e evolução de b
acias sedimentares, sendo comuns em regiões com deslizamento de encostas e talud
es. Associa-se, frequentemente, a arqueamentos regionais, a estruturas dômicas ou a
ntiformes, sendo aqui o reflexo da fase de relaxamento que acompanha o soerguiment
o desses estruturas. São falhas em geral de alto ângulo, em que a capa desceu em rel
ação à lapa. O deslocamento principal é vertical e o componente de movimento é o se
gundo o mergulho do plano de falha. 
 
Figura 30: Falha Normal 
 
Falhas Reversas ou de Empurrão: são falhas inclinadas e com mergulho em geral, i
nferior à 45o. Especificamente para as falhas reversas de baixo ângulo emprega-se ta
mbém a denominação de falhas de empurrão. No Brasil, usa-se ainda o termo cavalga
mento para falhas de empurrão com mergulhos inferiores á 30o. 
 Nesse tipo de falha o esforço principal é horizontal, e o mínimo, vertical. Em ter
mos de movimento relativo, a capa sobe em relação à lapa. O rejeito segue o mergulh
o do plano de falha, porém o componente principal do deslocamento, se dá na horizon
tal. O seu traço em mapa é sinuoso, podendo mesmo acompanhar as curvas de nível. 
Em falhas, recentes feições geomorfológicas como escarpas de falhas, são comuns. 
 As zonas de falhas são acompanhadas pelo desenvolvimento de rochas catacl
ásticas, e podem ter sua instalação favorecida pela ocorrência no terreno de tipos litoló
gicos muito constantes (por exemplo: rochas do embasamento versus rochas sedimen
tares), ou pela presença de níveis de comportamentos mais plásticos, como o sal (anid
rita ou halita), talco, folhelho, ou grafita, que funcionam como camadas lubrificantes fav
orecendo o deslocamento. Este tipo de situação é exemplificado pelas montanhas do 
Jura, no leste da França, onde rochas pelito-carbonáticas, dobras de idade cretássica 
sofreram deslizamento horizontal ao longo de níveis mais plásticos (folhelho e sal) disp
ostos sobre o subtrato rochoso (embasamento de idade paleozóica). 
 A geometria dessas falhas, em perfis ou em plantas, é muitas vezes complexa. 
Falhas individuais conectam-se vertical e lateralmente entre si, resultando, no mapa, 
em padrões de falhas subparalelas interligadas, com geometria em forma de fatias ou 
Geologia Geral Página 40 
 
escamas. Em profundidade, os empurrões lístricos passam para falhas horizontais, 
onde frequentemente surgem contatos litológicos ou descontinuidades crustais 
importantes. 
 
 
Figura 31: Falha de empurrão 
 
Falhas transcorrentes ou de rejeito direcional: correspondem a uma das feições es
truturais mais espetaculares da crosta terrestre. Alguns autores consideram as falhas t
ranscorrentes e transformantes como uma divisão das falhas direcionais. 
 As falhas transformantes estão associadas a limites de placas litosféricas. Nos
 fundos oceânicos estão intimamente ligadas ao desenvolvimento das cadeias meso-o
ceânicas que atingem uma extensão superior a 75.000 km, sendo uma das feições mo
rfológicas mais notáveis da Terra. As cadeias meso-oceânicas originam-se em conjunt
o com o crescimento do assoalho oceânico pela adição contínua de material magmátic
os juvenil, processo este contemporâneo ao desenvolvimento das falhas transformante
s. 
 As falhas transcorrentes caracterizam-se por ter o componente principal do de
slocamento segundo a direção do plano de falha, com a movimentação dos blocos adj
acentes sendo essencialmente horizontal. O mergulho do plano de falha é vertical à su
bvertical, resultando em mapa os traços retilíneos. As falhas maiores possuem rejeito 
da ordem de dezenas à centenas de quilômetros. A mudança na direção dessas falha
s propricia o aparecimento de ramificações curvas diante do seu traçado. Nesses trec
hos, dependendo do tipo de deslocamento (horário, destral, ou anti-horário, sinistral), o
corre o desenvolvimento de estruturas compressivas (falhas de empurrão) ou estacion
ais (falhas normais, bacias, blocos abatidos). Os termos destral e sinistral são usados 
em analogia ao movimento observado nos ponteiros do relógio. Para chegar-se a essa
 conclusão, considere-se como observador fixo situado em um dos blocos de falha e ol
hando o sentido de deslocamento do outro bloco. Assim, quando o bloco observado d
esloca-se para a direita, diz-se que o deslocamento da falha é destral. Caso contrário, 
é sinistral. 
 Outra característica das falhas transcorrentes, é a possibilidade de servir de de
scontinuidade