especiappdjfdjlizaÇÃo - ufpa

ESPECIA

ELEME

PPdjfdjLIZAÇÃO:

NTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro

PEGEO2015

MÓDULO I:Geologia Aplicada a Mineração

UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA Á MINERAÇÃO

ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

SUMÁRIO

I. NOÇÕES DE TENSÃO E DEFORMAÇÃO DAS ROCHAS ....................................................................... 4

1.1. Introdução: ................................................................................................................................... 4

1.1. O Conceito de Tensão em Geologia Estrutural: .......................................................................... 5 1.1.1. Vetores e Tensores. .............................................................................................................. 7 1.1.2. Força e Tensão e o Tensor de Esforço (stress)...................................................................... 8 1.1.3. O Círculo de Mohr. ............................................................................................................. 13

1.2. O Elipsóide de Esforço ................................................................................................................. 15 1.2.1. Significado Geológico do Elipsóide de Esforço. .................................................................. 15

1.3. Cisalhamento Puro e Cisalhamento Simples ............................................................................... 19

1.4. Deformação das Rochas ............................................................................................................. 20 1.4.1. O Elipsóide de Deformação. ............................................................................................... 20 1.4.2. O Conceito Geométrico da Deformação – Modelos de Deformação Coaxial (por Cisalhamento Puro) e Não- Coaxial (por Cisalhamento Simples). ...................................................... 21 1.4.3. Noções de Fluxo e Deformação - O Conceito de Vorticidade. ............................................ 25 1.4.4. Introdução ao Modelo de DeformaçãoTranstensiva e Transpressiva. ............................... 30

1.5. Literatura de Apoio ..................................................................................................................... 37 1.5.1. Livros Textos: ...................................................................................................................... 37 1.5.2. Artigos em Periódicos: ........................................................................................................ 38

II. ESTRUTURAS TECTÔNICAS: FRATURAS, FALHAS & JUNTAS .......................................................... 41

2.1. Introdução .................................................................................................................................. 41

2.2. O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas Tectônicas. .............................................. 41

2.3. Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera. ........................................................ 44

2.4. A Deformação Rúptil ................................................................................................................... 46 2.4.1. Introdução .......................................................................................................................... 46


III. ESTRUTURAS TECTÔNICAS: DOBRAS, FOLIAÇÕES & LINEAÇÕES, ZONAS DE CISALHAMENTO DÚCTIL67

3.1. Introdução .................................................................................................................................. 67

3.2. Deformação Dúctil e suas Estruturas. ......................................................................................... 67

3.3. As Dobras. ................................................................................................................................... 69 3.3.1. Classificações mais usadas na descrição das dobras. ......................................................... 71

3.4. Foliações e Lineações. ................................................................................................................. 78 3.4.1. Comentários complementares sobre a presença da foliação e da lineação em tectonitos. 80

3.5. Zonas de Cisalhamento Dúctil. ................................................................................................... 84 3.5.1. Milonitos e Cataclasitos ...................................................................................................... 85


PARTE I

NOÇÕES DE TENSÃO E

DEFORMAÇÃO DAS

ROCHAS

AUTOR: Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro – Faculdade de Geologia

COLABORADOR: Roberto B. Leal Segundo

I. NOÇÕES DE TENSÃO E DEFORMAÇÃO DAS ROCHAS

1.1.Introdução:

A Geologia Estrutural tem como foco de estudo a deformação das rochas

terrestres. Sob esse ponto de vista entende-se por deformação o conjunto de

modificações de forma, volume e posição que as rochas experimentam durante sua

história geológica. Os mecanismos responsáveis por conduzir essas modificações

envolvem o deslocamento, ou fluxo, de partes das rochas, desde a escala da rede

cristalina dos minerais que compõem a rocha até as dimensões da litosfera terrestre.

A deformação, assim definida, exige à identificação de elementos geométricos

previamente selecionados nas rochas antes da deformação, onde se possa verificar as

possíveis alterações geométricas alcançadas na progressão desse processo. Esses

elementos, capazes de identificar e mesmo quantificar a intensidade da deformação nas

rochas é chamado de marcador passivo. O marcador passivo pode ser qualquer

elemento (‘objeto’) geométrico reconhecido e associado ao estado anterior à

deformação, por exemplo: uma camada, um veio, um oólito ou seixo, uma estratificação

cruzada, um cristal na trama da rocha, etc. (Hobbs, et al. 1976).

Sob esse ponto de vista, então, a deformação observada pelos geólogos nas

rochas representa uma resposta às modificações geométricas sofridas pela mesma, em

resposta a esforços que atuaram sobre ela e em seu interior. Em outras palavras, o

esforço é a causa e a deformação, conseqüência; tal como em: “em resposta ao peso do

concreto <esforço>, a viga (com suas propriedades físicas que lhe dão “resistência”)

fraturou <deformação>”.

Para que o geólogo possa ter domínio sobre este mecanismo em rochas torna-se

necessário investigar de modo conjunto: (1) a natureza do esforço capaz de produzir

deformação, e; (2) as propriedades mecânicas que conduzirão a rocha á deformação. O

domínio desse conhecimento requer envolvimento matemático, notadamente da álgebra

linear e da análise vetorial e tensorial, e ainda da mecânica dos meios contínuos, no

espaço da Física dos Materiais (Means, 1976; Bourne & Kendall, 1992; Ranalli, 1995).

Embora a importância do conhecimento matemático e físico seja fundamental

para o entendimento da deformação das rochas, e precise ser incentivado firmemente

neste contexto, torna-se praticamente impossível para o geólogo, em sua abordagem

mais descritiva e prática, mergulhar profundamente nestas interfaces. É então necessário

que o mesmo saiba desenvolver a compreensão intuitiva e geométrica desses conceitos

mecânicos, a ponto de tornar-se apto para observar e compreender as estruturas

tectônicas de modo correto e seguro, e em conseqüência, alcançar estudos subseqüentes

mais profundos, de ordem quantitativa e numérica. A aplicação das ferramentas

matemáticas na Geologia Estrutural tem se tornado, notadamente a partir da década

passada, uma fronteira moderna de conhecimento e um estimulante desafio para os

geocientistas.

Neste módulo do curso serão apresentados conceitos básicos sobre a mecânica

de deformação das rochas, seguindo os comentários expostos acima. Será dada ênfase

aos aspectos principais da relação entre esforço (tensão) e deformação, a partir de

noções básicas de mecânica. Na tentativa de desmistificar os aspectos mais matemáticos

envolvidos neste assunto, espera-se encorajar o estudante a buscar conhecimentos mais

profundos neste contexto.

A meta do estudante neste tópico é, portanto, perceber a importância e o modo

como estes conceitos fundamentais são aplicados, e suas conseqüências para a

elaboração de modelos geológico-estruturais. Deve entender a aplicação destes, como

ferramenta básica na Geologia Estrutural.

1.1. O Conceito de Tensão em Geologia Estrutural:

A Terra divide-se verticalmente em três camadas concêntricas identificadas a

partir de variações de velocidades de propagação de ondas sísmicas que atravessam o

seu interior durante terremotos: (1) o Núcleo, mais interno, dividido em núcleo interno e

núcleo externo; (2) o Manto, separado em manto inferior e superior; e (3) a Crosta,

individualizada em crosta continental e crosta oceânica. Essa organização, de natureza

geofísica, tem sido apresentada para se identificar diferentes regiões no interior da Terra

e reflete diferenças de materiais na estruturação planetária.

A teoria da Tectônica de Placas, concebida em 1912 a partir da teoria da

Deriva Continental pelo cientista alemão Alfred Wegener, postula que a Crosta

terrestre, mais precisamente a Litosfera – que engloba a Crosta e a parte superior do

Manto, até cerca de 100 km de profundidade – está quebrada em placas rígidas, que se

deslocam com movimentos horizontais, em trajetórias rotacionais (Twiss & Moores,

1992).

Esses deslocamentos ocorrem porque a Litosfera, mais fria e leve, praticamente

“flutua” sobre o material mais denso e quente, parcialmente fundido, existente no topo

da Astenosfera (Teixeira et al, 2003). É nessa parte viscosa, dos primeiros 200 km da

Astenosfera, que são geradas as correntes de convecção, supostamente o mecanismo que

proporciona a movimentação das placas tectônicas (Fig.01). As placas deslizam,

aproximam-se em colisão ou afastam-se umas em relação às outras a uma velocidade

variável de 1 a 10-12 cm/ano. Elas se deslocam de regiões mais quentes para as mais

frias, governadas pela propagação de calor radiogênico gerado heterogeneamente no

núcleo (Figs.01 e 02).

Fig.01 – Esquema de propagação de calor no manto, por células de convecções, responsável pelo

deslocamento de massas litosféricas na Terra.

Nas regiões de bordas das placas litosféricas (Fig.02) aparecem forças capazes

de gerar esforços (tensão) e deformação nas rochas, onde periodicamente acontecem os

grandes terremotos. Os esforços e deformações se propagam em todo o interior das

placas, de modo heterogêneo tanto ao longo das diferentes direções quanto em

profundidade.

Estes esforços, que assumem ordens de grandeza em escala de mega-unidades,

são responsáveis, por deformar praticamente todo o bloco da litosfera, em diferentes

proporções e causa, por exemplo, o soerguimento das cordilheiras de montanhas, e

provoca subsidências crustais em bacias sedimentares.

Vamos, a seguir, examinar os efeitos desta grandeza física (esforço ou stress)

sobre as rochas e entender como ela pode ser usada para se descobrir grande parte da

história da Terra.

Fig.02- Principais placas tectônicas observadas na Terra. O movimento relativo destas placas é

responsável pela presença de um campo de tensão permanente em todo o domínio das placas. Na figura,

as linhas vermelhas representam as bordas das placas atuais (modificado de Teixeira et al. 2003).

1.1.1. Vetores e Tensores.

Reconhecendo-se a deformação nas rochas a partir da identificação de

marcadores passivos geometricamente modificados na presença de um campo de

esforço, somos levados a pensar: Por que ela existe? O que a presença dela nos fala

sobre os processos operando na Terra no tempo em que foi ativa?

Para responder essas questões temos que investigar o que acontece quando

forças são aplicadas a um corpo rochoso. Neste caminho, somos levados ao conceito de

tensão ou esforço, no sentido de descrever o efeito e o modo como essas forças são

aplicadas. A forma mais adequada para se descrever este estado de tensão é a notação

vetorial ou tensorial (Means, 1976; Bourne & Kandall, 1992).

As forças agindo no interior e sobre o corpo rochoso são representadas por

vetores que possuem magnitude, direção e sentido, diferentemente de grandezas

escalares que têm somente magnitudes (por exemplo: temperatura, massa, etc.).

O tensor é uma entidade matemática usada para descrever as diferentes

propriedades físicas de um material, representando o modo mais adequado de expressar

grandezas onde existam conjuntos de componentes escalares relacionados a um sistema

particular de coordenadas (Means, 1976; Bourne & Kandall, 1992).

A ordem (r) de um tensor indica quantos componentes escalares, vinculados a

diferentes propriedades do tensor, são necessárias para descrevê-lo de modo completo, e

o número de componentes c de um tensor corresponde ao número de dimensões d

elevado a potência dada pela ordem r do mesmo. Pode-se então escrever:

c = d r (1.1)

Assim, no espaço em três dimensões (d=3):

- um escalar é um tensor de ordem zero (r=0), que tem com uma única componente

(c=1). Um escalar é definido somente por sua magnitude e não sofre alterações em

diferentes posições no espaço.

- um vetor é um tensor de ordem um (r=1) com três componentes (c=3). Vetores

descrevem quantidades físicas caracterizadas por magnitude e uma direção. A força é

um exemplo de tensor desse tipo.

- o esforço ou tensão é um tensor de ordem dois (r=2), com nove componentes

subordinadas. Tensores de segunda ordem descrevem quantidades físicas que têm

magnitudes associadas com duas dimensões. O tensor de esforço enquadra-se nesta

categoria.

1.1.2. Força e Tensão e o Tensor de Esforço (stress).

Como já foi comentado anteriormente, todas as rochas na litosfera estão sob

interferência de forças e esforços decorrentes da rotação das placas tectônicas, da

gravidade e da influência do tempo sobre esses parâmetros.

Vamos observar o que acontece em um volume unitário (1x1x1 em qualquer

dimensão) de rocha passando de um estado de equilíbrio para um estado modificado

(Fig.03; Hobbs, et al.1976).

Sobre as faces do cubo unitário e no interior deste estarão agindo forças com

diferentes orientações, sentidos e magnitudes. Estas forças podem ser representadas por

vetores Fn, onde n varia de 1 a n+1.

O primeiro procedimento matemático para solucionar o problema envolve o

cálculo de vetores resultantes Frn (Fig.04), posicionados perpendicularmente a cada uma

das seis faces do cubo (resultantes Fr1...6).

Para se representar os vetores resultantes (tensores de primeira ordem)

perpendiculares a cada face do cubo, agindo sobre as áreas (escalares) de cada face

respectiva do mesmo, torna-se necessária a utilização de uma grandeza tensorial de

ordem superior (tensor de segunda ordem), chamada de tensor de esforço () ou, como

também é comumente conhecido: stress.

= 𝐅𝐫𝐧

𝑆 (1.2)

Onde:

Frn representa a força resultante relativa a cada face do cubo

(vetor - tensor de primeira ordem) – n variando de 1 a 6; e,

S representa a área (unitária) da respectiva face deste cubo.

Essa grandeza (força por unidade de área) tem dimensão [ML-1

T-2

], com

unidades Bar, Kbar, Nm-2

, Pa, MPa, GPa, etc...

Fig.03- Modelo geométrico idealizado para o cubo unitário em um tempo t0, antes da deformação (bloco

superior) e no momento t1, durante a deformação (bloco inferior), ao sofrer modificações geométricas de

forma, posição e volume (modificado de Hobbs et al. 1976).

Fig.04- (a) Forças agindo em diferentes direções e posições nas faces e interior do cubo unitário durante a

deformação, sendo resolvidas em resultantes Fr1, Fr2 e Fr3 posicionadas perpendicularmente as faces do

cubo (paralelas aos eixos cartesianos x1, x2 e x3); (b) os vetores resultantes normais Fr1, Fr2 e Fr3, na

situação idealizada agem sobre as respectivas faces do cubo com áreas unitárias S, criando com isso o

tensor de esforço ij definido pela razão entre cada força Frn e respectivas áreas S unitárias. O cubo está

posicionado espacialmente no sistema cartesiano x1, x2 e x3.

Como mostrado anteriormente, um tensor de segunda ordem (r=2) tem nove

componentes no espaço tridimensional, onde o cubo está inserido. Então, o tensor de

esforço (), é representado pelas seguintes componentes (ij), escritas na forma

matricial:

= [ 11 12 1321 22 2331 32 33

] (1.3)

Posicionando um sistema de coordenadas Cartesianas (x1, x2, x3) nas arestas do

cubo, a notação tensorial ij usada na matriz representa as componentes de tensão

que agem respectivamente nas faces perpendiculares a xi, na direção de xj, com valores

de i e j variando de 1 a 3, relativos a cada um dos três eixos de coordenadas x1, x2 e x3.

Essa matriz representa um tensor simétrico de segunda ordem (Bourne & Kandall,

1992).

Na diagonal principal da matriz estão os chamados tensores normais (onde

i=j), isto é, aqueles que operam perpendicularmente as três faces do cubo (Fig.05), e

suas correspondentes opostas, (11, 22, 33), enquanto que no restante da matriz estão

as seis componentes relacionadas aos tensores cisalhantes (onde i ≠ j: 12, 13, 21,

23, 31, 32).

Fig.05 – As nove componentes de tensores de esforço agindo nas faces do cubo unitário idealizado a

partir da Fig.03. Nas posições perpendiculares as faces do cubo estão os tensores normais (11, 22, 33) e

sobre as faces do cubo estão as seis componentes de tensão cisalhante (12, 13, 21, 23, 31, 32). O cubo

está posicionado no sistema cartesiano x1, x2 e x3.

Observe que estes tensores cisalhantes operam sobre cada face do cubo e

aparecem em resposta a existência dos tensores normais.

Esta representação de tensor simétrico de segunda ordem dada ao esforço tem

um significado bem mais adequado em comparação com a notação vetorial. A força é

um vetor que tem uma grandeza e direção e é representado por uma seqüência de três

escalares. O esforço ou tensão (stress), por sua vez, é um tensor de segunda ordem com

grandeza bidirecional representado por três tensores em cada superfície do cubo, cada

qual representado por três escalares (Means, 1976; Bourne & Kandall, 1992).

Observe também que nesse tipo de sistema são geradas forças de torção

(torque) decorrentes da ação das seis componentes de cisalhamento (tensores

cisalhantes) que atuam sobre as respectivas faces do cubo, com sentidos contrários

(Fig.05). Essas forças, com suas resultantes de torque, têm uma ação “indesejável” para

a nossa análise, considerando as possibilidades de promover deformações internas no

cubo unitário, de difícil verificação nos exemplos geológicos mais comuns. Além do

que esse sistema torna-se particularmente complicado devido às variações de magnitude

e direções das forças sobre cada face do cubo.

Para simplificar essa análise, torna-se conveniente avaliar o estado de tensão

em um ponto. Isto é alcançado ao se transformar o cubo em um ponto, considerando a

possibilidade de limitar a ação da força em uma área que tenda para zero:

lim∆𝑆→0 𝐹

𝑆 ou lim∆𝑆→0 onde =

𝐹

𝑆 (1.4)

Este procedimento provoca três importantes efeitos no cubo:

1- A distribuição de forças em cada face do cubo torna-se aproximadamente

uniforme ou homogênea;

2- As forças nas faces opostos do cubo se aproximam em magnitude e direção; e

3- A aceleração angular do cubo torna-se infinita, considerando que as forças

capazes de promover torção no cubo tendem a se balancear:

12 = 21

23 = 32

31 = 13

Com isto reduz-se o número de componentes do tensor, de nove, para seis e a

matriz torna-se:

= [ 11 12 1312 22 2313 23 33

] (1.5)

Desta forma, com mais facilidade, o campo de tensão em foco pode ser

reconhecido calculando-se suas componentes de esforço (tensão) em um ponto. Essas

seis componentes serão representativas para essa solução, estando o corpo em

aceleração ou em repouso, e independentemente se a distribuição de forças for uniforme

ou não.

Observe então que se estas componentes de esforço forem iguais em todos os

pontos a tensão é homogênea. Caso contrário: heterogênea.

Em um campo de tensão homogênea é possível se encontrar três planos

mutuamente ortogonais sobre os quais a tensão é zero (convencionados como

positivos). Estes três eixos são conhecidos como planos principais de tensão (Fig.06) e

suas normais são os eixos principais de tensão 1, 2 e 3, de tal forma que:

1 > 2 > 3.

Fig.06- Os eixos de tensores ortogonais 1, 2 e 3, chamados de tensores principais de tensão, onde 1 >

2 > 3, dispostos em planos diedros ortogonais, chamados de planos principais de tensão.

Como resultado, o estado de tensão em um ponto pode ser dado pelas três

componentes principais e suas direções, ou ainda pelas suas seis componentes, quando a

superfície analisada, dentro do cubo, não for paralela ao plano principal de tensão.

1.1.3. O Círculo de Mohr.

Ao se analisar um corpo rochoso submetido a um campo de tensão homogêneo,

tal como fizemos anteriormente no início desta discussão, em cada ponto no interior do

corpo serão observados três tensores principais dispostos ortogonalmente entre si de tal

modo que 1 > 2 > 3.

Ao se escolher um plano π inserido no corpo onde um ponto P está presente,

observa-se, em relação a este ponto no plano, a presença das três componentes de

tensão, exatamente como já foi mencionado anteriormente: a tensão normal N a este

plano, no respectivo ponto; e duas componentes de tensão cisalhante C agindo sobre o

plano (Fig.07).

Ao se observar uma seção ortogonal deste cubo, tem-se o seguinte arranjo:

Fig.07 – O Diagrama ou Círculo de Mohr com suas respectivas soluções matemáticas. O diagrama

permite a representação da componente normal N e cisalhante C em qualquer plano dentro do volume

rochoso cuja normal está posicionada a um ângulo em relação a posição do maior tensor principal

(modificado de Hobbs et al,1976).

Nessa seção observa-se a ação do tensor na vertical, ortogonal à face superior

do cubo, e a presença, dos tensores N e c (tensor normal e tensor cisalhante

respectivamente) sobre o plano. Chama-se de o ângulo formado entre a direção de

(no caso, paralelo à borda vertical da seção do cubo) e a normal ao plano onde se

encontra o ponto analisado.

Pode-se obter valores referentes a estes tensores N e c a partir de:

N = cos2 (1.6)

e

𝐶 =

2 𝑠𝑒𝑛 2 (1.7)

Sob influência dos tensores principais 1 e 2, os tensores normais (N) e

cisalhantes (C) no plano inclinado de em relação à normal ao plano (Fig.07) no

interior do cubo são dados por:

N =1

2 (1 + 2) +

1

2 (1 -2) cos2 e (1.8)

𝑆 = 1

2 (2 - 1 ) sen2 (1.9)

Para representar os resultados dessas equações foi elaborado o chamado

diagrama de Mohr ou círculo de Mohr, mostrado abaixo, aplicado para tensão em duas

dimensões - 1 e 2 (Fig.07).

Esse diagrama tem uma ampla aplicação em Geologia Estrutural considerando

que ele permite a caracterização da distribuição de N e c para qualquer plano

investigado no interior de maciços rochosos, conhecidos dois tensores principais e o

ângulo (Hobbs, et al, 1976; Twiss & Moores,1992).

1.2. O Elipsóide de Esforço

1.2.1. Significado Geológico do Elipsóide de Esforço.

A aplicação do conceito matemático na rotina do geólogo, notadamente de

forma prática, por exemplo, em campo diante das diversas estruturas tectônicas

resultantes da ação desse campo de tensão, torna-se bastante limitada considerando as

dificuldades para se conhecer os valores numéricos envolvidos. O geólogo consegue

alcançar apenas, e mesmo assim com restrições, a ordem de grandeza referente a estes

valores numéricos, a partir de experimentos de laboratório e simulações matemáticas.

Em outras palavras, as estruturas tectônicas observadas nas rochas, que

representam praticamente os únicos indicadores da deformação e conseqüentemente da

tensão disponíveis para a leitura do geólogo em campo, onde as rochas estão expostas,

mostram-se extremamente limitada quanto à quantificação numérica da tensão

envolvida.

O geólogo precisa então criar um mecanismo prático de “leitura” do campo de

tensão que permita a aplicação rápida desta base na fundamentação de seus estudos.

Como alternativa, um modo constantemente utilizado pelos geólogos na leitura

da tensão em campo é através da representação geométrica (Fig.08) da matriz de tensão

(1.3).

Ao se buscar o significado geométrico desta matriz encontra-se a figura de um

elipsóide que pode ser escrito matematicamente como:

𝑥2

𝑎2 +𝑦2

𝑏2 +𝑧2

𝑐2 = 1 (2.0)

ou, na forma geométrica como:

cos2 + cos

2 + cos

2 = 1 (2.1)

onde , e são os ângulos formados entre uma reta no interior do elipsóide e seus

respectivos eixos x, y e z;

ou mesmo como:

𝑥2

12 + 𝑦2

22 + 𝑧2

32 = 1 (2.2)

Em todos os casos, as equações 2.0; 2.1 e; 2.2 representam um elipsóide com

eixos 1 > 2 > 3 respectivamente em x, y e z (Fig.08).

Fig.08- O elipsóide de tensão (ou esforço) como expressão geométrica da situação tensorial definida para

o corpo rochoso em processo de deformação. Esse elipsóide pode ser representado matematicamente

pelas diversas equações apresentadas em anexo. O geólogo usa, de forma prática, essa figura para mapear

os diferentes campos de tensão responsáveis pela deformação apresentada nas rochas através das

diferentes estruturas tectônicas expostas, evitando assim a aplicação direta das equações (modificado de

Bourne et al, 1992).

Consciente do significado tensorial deste elipsóide, o geólogo pode aplicá-lo

diretamente nas estruturas geológicas em campo de tal modo que ao registrar com a

bússola as atitudes (orientações em coordenadas geológicas) dos elementos geométricos

das mesmas (p.e: atitude de plano de falha ou fratura; atitude de eixo e plano axial de

dobra; etc.) pode relacionar espacialmente a posição do elipsóide de tensão responsável

pelo seu desenvolvimento naquele ponto. Por exemplo:

a) Em uma dobra (Fig.09):

Fig.09- Exemplo de aplicação do elipsóide de tensão (ou esforço) associado a uma dobra. Observe que o

tensor de maior magnitude está posicionado próximo a posição em que a estrutura recebeu o maior

encurtamento, enquanto que na posição paralela ao menor tensor de esforço localiza-se a direção de maior

estiramento geométrico, considerando como marcador passivo uma camada tabular disposta

horizontalmente.

Onde a direção de encurtamento da estrutura indica a posição do eixo de maior

esforço (1), a direção de estiramento da estrutura indica aposição do eixo menor de

esforço (3), e o eixo 2, posicionado mutuamente perpendicular aos eixos 1 e 3.

b) Em uma falha normal (Fig.10):

Fig.10- Exemplo de aplicação do elipsóide de tensão (ou esforço) associado a uma falha normal. Observe

que o tensor de menor magnitude está posicionado próximo a posição em que a estrutura recebeu o maior

estiramento, enquanto que na posição paralela ao maior tensor de esforço localiza-se a direção de maior

encurtamento geométrico, considerando como marcador passivo um bloco de rocha. As linhas finas

apresentadas sobre o plano da falha representam linhas de estrias que denunciam a direção de

deslizamento relativo entre os blocos.

Com o eixo 1 na vertical, paralelo a direção de encurtamento; 3 na horizontal

referente à direção de estiramento da estrutura, e 2 mutuamente perpendicular aos

eixos 1 e 3.

Assim todas as estruturas tectônicas observadas nas rochas são passiveis de

sofrerem esta análise. Observe então que ao marcar no mapa geológico as atitudes

(coordenadas geológicas) das estruturas tectônicas observadas em campo, em seus

diferentes pontos sobre o terreno, o geólogo está indiretamente registrando a

distribuição de tensão relativa relacionada ao desenvolvimento das respectivas feições

tectônicas.

O mapa assim construído permite estabelecer relações genéticas entre as

estruturas tectônicas, a partir da posição espacial das mesmas, como reflexo da atuação

conjunta entre os tensores e o estado mecânico das rochas: estruturas envolvendo rochas

semelhantes, em diferentes pontos, que apresentarem as mesmas posições de tensores

principais 1, 2 e 3 têm grandes chances de terem sido formadas sob o mesmo regime

tensorial e portanto em um local passível de ser determinado no contexto da placa

tectônica, ativa naquele momento.

1.3. Cisalhamento Puro e Cisalhamento Simples

A aplicação do esforço (tensão) sobre o corpo rochoso pode ser feita de

diferentes modos. Para melhor descrever a relação esforço-deformação, foram

destacados dois modelos dinâmicos (Davis& Reynolds, 1996; Twiss & Moores, 1992):

(1) O modelo de cisalhamento puro, onde os tensores principais são aplicados

de modo coaxial em relação ao corpo rochoso, sem causar rotação na rocha

(Fig.11A).

(2) O modelo de cisalhamento simples, onde os tensores principais são

aplicados em posições oblíquas em relação ao corpo rochoso e com isso,

produzem rotações horárias ou anti-horárias no mesmo. Neste caso os

tensores se dispõem em um arranjo dito não-coaxial (Fig.11B).

Estes modelos são usados como referências geométricas comuns para se

estudar a ação da tensão nas rochas. Outros modelos mais complexos existem e

envolvem a somatória tensorial entre estes dois padrões (cisalhamento puro +

cisalhamento simples) e geram modelos ditos transtensivos e transpressivos, que serão

discutidos mais detalhadamente em outro momento mais à frente.

Fig.11- (A) seção de um corpo rochoso cúbico deformado sobre situação coaxial, sem apresentar

rotações. A seta vermelha indica a direção de encurtamento por ação de tensores ortogonais as bordas do

cubo. (B) A mesma seção sendo deformada por ação de tensores cisalhantes colocados nas bordas (ou nas

faces) opostas do cubo, produzindo deformação não-coaxial, com rotação do corpo acompanhando o

sentido de aplicação dos tensores (no exemplo: horário - destral). Modificado de Twiss & Moores, 1992.

1.4.Deformação das Rochas

A deformação das rochas se traduz pelo conjunto de modificações geométricas

e de fluxo presente em um segmento rochoso, em relação a sua forma primária relativa a

um marcador passivo – objeto geológico de origem primária usado como referência na

indicação da deformação.

Assim sendo, a deformação das rochas tem dois aspectos conceituais: (1) o

relativo ao ponto de vista geométrico, e (2) relacionado ao mecanismo de fluxo de

partículas materiais da rocha para alcançar o estado deformado. Ambos serão discutidos

a seguir.

1.4.1. O Elipsóide de Deformação.

A aplicação do conceito de tensão, representada sob a forma do elipsóide de

esforço, traz consigo algumas dificuldades práticas relativamente sérias para o uso a

partir das estruturas tectônicas observadas nas rochas em campo. Conforme foi

discutido anteriormente, as estruturas geológicas não fornecem imediatamente

informações numéricas sobre os tensores responsáveis por sua formação; com isso a

avaliação da matriz de tensão (equação 1.3), responsável pela deformação, torna-se

praticamente impossível de ser construída de modo quantitativo.

Em outras palavras, o geólogo tem disponível, como informação imediata,

somente as possíveis orientações dos tensores 1, 2 e 3, ainda assim com certa

aproximação, notadamente para algumas situações específicas de deformação. Torna-se,

portanto “perigosa” a aplicação imediata e direta do elipsóide de esforço (Fig.08), tendo

como referência somente a geometria finita indicada pelas estruturas tectônicas

observadas em campo.

Em face dessa limitação, e considerando principalmente que a indicação

provável da posição do elipsóide de esforço se dá a partir de informações geométricas

observadas nas estruturas em campo (maior tensor 1 acompanhando a direção de

encurtamento da estrutura; menor tensor 3 indicado aproximadamente pela direção de

estiramento do corpo rochoso e, 2 mutuamente perpendicular a estas duas direções),

torna-se necessária a definição do elipsóide de deformação, convenientemente adequado

para ser usado com segurança pelo geólogo em campo, considerando o tipo de

informação disponível nas rochas.

Vamos entender como esse novo elipsóide aparece (Flinn,1979).

Semelhantemente ao tensor de esforço, a deformação (strain) também é uma grandeza

matemática referida como tensor de segunda ordem e pode ser representada por um

elipsóide com eixos x, y e z (ou, alternativamente, 1, 2, 3, como é na literatura

americana) de tal modo que:

x > y > z

Esse elipsóide deve ser usado preferencialmente para se descrever o estado de

deformação das rochas, visto que pode ser seguramente deduzido a partir das

informações de direções de estiramento (x), encurtamento (z), ou ambas, com grandeza

intermediária (y).

O elipsóide de deformação (Flinn,1979) tem ampla e fácil aplicação prática

pelos geólogos e deve ser usado prioritariamente em lugar do elipsóide de tensão, que

fica subtendido considerando que a deformação é sempre conseqüência da tensão

(Hasui & Costa, 1991).

1.4.2. O Conceito Geométrico da Deformação – Modelos de Deformação Coaxial

(por Cisalhamento Puro) e Não- Coaxial (por Cisalhamento Simples).

As rochas, ao se formarem, adquirem formas geométricas primárias facilmente

reconhecíveis pelos geólogos. Estas formas têm relação própria com as condições

geológicas em que são originadas.

Por exemplo, rochas sedimentares depositam-se sob fluxo e por gravidade em

condições subaquosas ou subaéreas. Formam corpos tabulares a sub-tabulares,

lateralmente contínuos ou não, e registram internamente as condições em que os grãos

foram depositados, formando, por exemplo, marcas de ondas, estratificações cruzadas,

etc., além do que têm tramas características, podendo conter fragmentos com formas

geométricas simples, como: seixos esféricos, sub-esféricos, etc. (Teixeira et al. 2003).

Rochas ígneas, como outro exemplo, se alojam em diferentes profundidades na

listosfera, definindo corpos intrusivos com formas tabulares (p.ex. diques, soleiras, etc.),

ou corpos com seções semicirculares ou elípticas (p.ex. em plútons e batólitos

graníticos, etc.). Podem ainda se apresentar em camadas inclinadas nas bordas das

crateras vulcânicas e em derrames vulcânicos, podendo também formar camadas de

piroclásticas e vulcanoclásticas, todas com estruturas primárias internas particulares

(p.ex. pillow lavas, estruturas de fluxo de magma, etc.). Seus cristais desenham tramas

típicas, relacionadas ao modo peculiar de cristalização (Teixeira et al, 2003).

Mesmo rochas previamente deformadas por tectonismo, podem ser

reconduzidas a novas etapas de deformação. Nestes casos as estruturas tectônicas

anteriormente formadas podem ser usadas como marcadores passivos. O mesmo pode

acontecer com rochas de natureza metamórfica, com suas tramas características pré-

dispostas a sofrer deformações subseqüentes.

Usando do reconhecimento prévio das estruturas principais geradas nas rochas,

a deformação pode ser caracterizada como (Fig.12):

(a) Mudança de forma, ou distorção;

(b) Mudança de posição, ou translação/rotação;

(c) Mudança de volume; e

(d) Mudança de forma, posição e volume – chamada de deformação total.

A distorção e a mudança de volume correspondem à deformação dita não

rotacional, enquanto que a mudança de posição é considerada como deformação

rotacional (Twiss & Moores, 1992).

A deformação não rotacional acontece quando os esforços são aplicados de

modo coaxial, produzindo encurtamento paralelo à direção do tensor de maior

magnitude (1) e estiramento perpendicular a este e paralelo ao tensor de menor

magnitude (3). Os exemplos de estruturas geradas em regime coaxial são os mais

comuns: a grande maioria das dobras, as falhas normais e inversas, etc.

Fig.12- Modelos geométricos de deformação para um cubo unitário. Esta figura destaca os dois principais

tipos de deformação reconhecidos, com rotação ou não. Um estado de deformação identificado como

deformação total representa a situação onde o corpo passa por mudança de volume, forma e posição.

Estados de deformações rotacionais ocorrem sob ação de cisalhamento simples,

com aplicação de esforços coaxiais, envolvendo rotação horária (destral) ou anti-horária

(sinistral). A aplicação de tensores coaxiais resulta em rotação, com esforços

tangenciais aplicados as bordas do corpo rochoso e implica em encurtamento e

estiramento nas linhas oblíquas em relação à borda do corpo. Como estruturas mais

comuns formadas nestas condições podem ser mencionadas as falhas direcionais (ou

transcorrentes – p.ex., a Falha de Santo André, na Califórnia), etc.

Em qualquer situação a deformação (Passchier & Trouw 1996) pode responder

de modo (Fig.13):

(1) homogêneo (deformação homogênea), quando todas as partículas materiais

do corpo rochoso respondem com a mesma intensidade de deformação,

implicando em não se perder o paralelismo entre linhas materiais do corpo

rochoso – linhas paralelas permanecem paralelas após deformação;

ou:

(2) heterogêneo (deformação heterogênea), quando a distribuição da

deformação se dá de modo diferente nos diferentes pontos da rocha. Neste

caso as linhas materiais previamente paralelas perdem o paralelismo

durante a deformação - linhas materiais anteriormente paralelas perdem o

paralelismo após deformação.

Fig.13- Os estados de deformações coaxiais e não-coaxiais podem acontecer com as partículas matérias

do corpo recebendo deformações homogêneas ou heterogêneas. Na deformação homogênea as linhas

previamente paralelas antes da deformação, permanecem paralelas após deformação, enquanto que na

deformação heterogênea, onde cada partícula ganha incrementos diferentes de deformação, as linhas

paralelas no corpo não deformado perdem essa relação geométrica (modificado de Passchier et al.1990).

A partir do conceito geométrico da deformação, torna-se possível a

quantificação da deformação em diferentes espaços. A chamada Análise da

Deformação, como parte da Geologia Estrutural, se encarrega de desenvolver métodos

para a avaliação da deformação, a partir de variações geométricas, principalmente de

tamanho de marcadores selecionados, em rochas deformadas.

1.4.3. Noções de Fluxo e Deformação - O Conceito de Vorticidade.

A Física dos Materiais (ou Mecânica dos Sólidos) nos ensina que as mudanças

de forma, posição e/ou volume em um corpo rochoso se processam atrás de fluxo de

partículas. As rochas que experimentam deformação se comportam como um fluido

viscoso, obedecendo as suas propriedades físicas e reológicas particulares, e portanto,

podem ser estudadas sob as mesmas leis da Física referente à Mecânica dos Fluidos.

Por outro lado, nossos conceitos geométricos, com fácil aplicação prática,

apresentam limitações para reconhecer com propriedades os modelos de deformação

por cisalhamento puro e cisalhamento simples.

Para discutir esse ponto de vista, vamos acompanhar a abordagem apresentada

por Passchier e Trouw (1996) que encontraram um modo particular para demonstrar

como a observação sobre as direções de encurtamento e estiramento geométricos não

informam seguramente sobre as condições de deformação por cisalhamento puro ou

simples, eventualmente instalada sobre um corpo rochoso.

Vamos novamente analisar o modelo de seção quadrada de um cubo unitário

onde se marcaram as linhas diagonais e aquelas referentes à altura e largura do mesmo.

Essas linhas foram identificadas de 1 a 4 no sentido horário a partir da primeira diagonal

do quadrado, a direita.

Foi aplicado primeiramente sobre o corpo rochoso o tensor de deformação

(strain) em regime de cisalhamento puro (tensores coaxiais), com a direção de

estiramento paralelo a linha 1 e direção de encurtamento paralelo a linha 3 (Fig14A).

Nesta situação observa-se que a linha 1 recebe estiramento progressivo

máximo, enquanto que a linha 3 sofre encurtamento na mesma proporção, como está

indicado no gráfico da Figura 14A1, onde valores de estiramento são positivos e de

encurtamento, negativos, com um padrão simétrico.

Ao se aplicar deformação por cisalhamento simples (tensores cisalhantes não

coaxiais) com rotação horária (destral), tendo as direções de estiramento também

posicionada na direção da linha 1, e encurtamento na direção de 3 (Fig.14B), observa-se

da mesma forma, que o corpo vai receber máximo estiramento e máximo encurtamento

nas direções das linhas 1 e 3 respectivamente, como mostrado no gráfico da figura

14B1, com um padrão simétrico.

Assim, pode-se verificar que somente observando direções de estiramento e

encurtamento em corpos geológicos deformados não se tem definição sobre o estado da

deformação, se rotacional (cisalhamento simples) ou não-rotacional (cisalhamento

puro). Deve-se, portanto buscar outros critérios para identificação desses dois modelos

distintos de deformação.

Neste sentido foi usado o parâmetro vorticidade (w) capaz de indicar a

“quantidade” de rotação observada no corpo em questão.

Usando-se das mesmas linhas materiais definidas na seção quadrada do cubo

anteriormente apresentado, pode-se verificar a vorticidade (w) envolvida em cada caso

(cisalhamento puro e cisalhamento simples) ao se quantificar a variação de velocidade

relativa entre essas linhas, considerando-se positivo os valores decorrentes de rotação

horária e negativo os valores relacionados a rotação relativa anti-horária (Fig.14A2 e

B2).

Fig.14 – A deformação de um cubo sobre regime de fluxo coaxial (A), não coaxial (B) e não coaxial com

deformação geral (C). As setas vermelhas indicam as posições dos eixos principais de encurtamento e

estiramento responsáveis pela deformação do corpo. As linhas pretas dispostas sobre a seção do cubo,

identificadas com os números de 1 a 4, são linhas materiais escolhidas para se verificar os efeitos de

estiramentos ou encurtamentos no corpo sobre deformação. Os dois gráficos ao lado de cada figura

representam os valores relativos de encurtamento (taxa de estiramento-encurtamento Ė), positivos

(estiramento) e negativos (encurtamentos); e abaixo, os gráficos mostrando as variações de velocidade

angulares (W- vorticidade; variando de +1 a -1) entre as diferentes linhas de referências, par a par. Veja o

texto para obter mais esclarecimentos (modificado de Passchier et al.1990).

Nos gráficos 14A2 e 14B2 que acompanham a figura 14 pode-se observar como

este parâmetro (w) se comporta em cada situação relativa aos distintos modelos de

cisalhamento puro e cisalhamento simples, conforme discutido abaixo.

No exemplo de aplicação de cisalhamento puro (Fig.14A2) observa-se que as

linhas 1 e 3 não recebem rotação durante todo o caminho percorrido pela deformação

(w= 0); enquanto que as linhas 2 e 4 sofrem rotação máximas, em sentidos contrários (w

= -1 e +1 respectivamente). Observe na Fig.14A2 o gráfico com padrão simétrico que

mostra essa relação.

Quando se observa a variação de velocidade relativa para as linhas materiais

escolhidas em situação de cisalhamento simples (Fig.14B2) tem-se um padrão

assimétrico com todos os valores positivos para w, refletindo a rotação horária aplicada

ao corpo pela condição de cisalhamento simples destral. Neste caso, todas as linhas

indicadas sofrem rotação horária excluindo-se as linhas 2 que não rotaciona por estar na

posição paralela ao plano de cisalhamento (na horizontal).

Verifica-se que os padrões de deformação relacionados aos modelos de

cisalhamento puro e simples, não são devidamente constatados usando-se apenas de

observações geométricas apresentadas pelo corpo rochoso, e que essa constatação deve

ser feita a partir da análise da vorticidade (w) considerando que esse parâmetro reflete as

variações de velocidades angulares entre linhas matérias no corpo deformado (Tikoff &

Teyssier, 1994; Passchier & Trouw, 1996; Fossen & Tikoff, 1998).

O sentido intuitivo da vorticidade (w) pode ser melhor percebido ao se verificar

a resposta do experimento apresentado por Passchier e Trow (1996) ilustrado na Fig.16.

Um conjunto de quatro palhetas ortogonais e simétricas é abandonado em um canal sob

fluxo laminar de água, com fluxo máximo exatamente no centro, tendendo para zero em

direção as bordas opostas, com distribuição simétrica (Fig.15A).

Observe que dependendo da posição em relação ao centro do canal, esse

aparato não rotaciona (exatamente na posição central) ou sofre rotação horária (do

centro em direção a margem direita) ou anti-horária (do centro em direção a margem

esquerda).

O comportamento deste aparato, sob fluxo laminar simétrico, pode ser

comparado ao deslocamento de qualquer partícula ou corpo material presente em um

volume de rocha sob deformação.

Esse raciocínio nos remete a um conceito de deformação, sob o ponto de vista

de fluxo de material, e tem sido considerado o modo mais adequado para definir,

quantificar e registrar as mudanças modificações que um corpo rochoso recebe ao reagir

ao campo de tensão terrestre. A vorticidade, então, é o parâmetro adequado para se

investigar a situação de fluxo que conduz a deformação das rochas em todas as escalas

(Passchier & Trouw, 1996).

Fig.15 – Exemplos de vorticidade associada a um aparato mecânico liberado em um canal com fluxo

hidráulico laminar (A) simulando um corpo material presente durante deformação com fluxo em uma

rocha.Dependendo a posição em relação as linhas de fluxo no canal, o aparato recebe rotação horária

(destral) ou antihorária (sinistral). A figura B mostra como o padrão de fluxo controla a rotação relativa

de linhas de referência no corpo (p e q), entendidas como vorticidade W. Observar que o quadro precisa

ser posicionado em relação a um referencial externo fixo, capaz de identificar possíveis rotações do

sistema. Na figura EDI significa Eixos de Deformação Infinitesimal (modificado de Passchier &

Trouw,1996).

A vorticidade está claramente refletida nas rochas deformadas ao de observar,

por exemplo, os diferentes indicadores cinemáticos de rotação estudados em zonas de

cisalhamento dúctil (Simpson, 1986; Davis & Reynolds, 1996)), que correspondem a

modelos geológicos compatíveis, em vários aspectos mecânicos, com o modelo de

Passchier & Trouw (1996) anteriormente apresentado.

O modelo geológico das zonas de cisalhamento dúcteis mostra, no entanto, que

o fluxo responsável por conduzir a deformação nas rochas não pode ser visto de modo

simples como resultante de fluxo laminar contínuo, como aparece no modelo de

Passchier & Trouw (1996), mas enquadra-se em uma situação de fluxo turbulento,

semelhante ao fluxo hidráulico de rios rápidos de montanhas, onde se pratica rafting,

por exemplo. O barco de rafting ao navegar na superfície da água, fica sujeito a

deslocamentos quase aleatórios, se deixado deslizar livremente no sentido da corrente

do rio, podendo rodar em um sentido ou outro, ou ser projetado para frente, podendo

estacionar temporariamente em locais de “nós” de fluxo, e até mergulhar por

interferência de correntes não paralelas a lâmina de água.

Do mesmo modo, as partículas materiais presentes no corpo rochoso sob

deformação, guardadas as proporções entre os parâmetros físicos envolvidos no meio

aquoso e nas rochas sob regime dúctil (notadamente a viscosidade, dentre outros),

repetem o mesmo comportamento, e poderiam ser igualmente observados se o rio

turbulento pudesse ser “cristalizado” como as rochas.

Fica clara então a necessidade de se identificar nas rochas deformadas, além de

suas mudanças de forma, posição e eventualmente de volume, indicadores de rotações,

que refletiram a “quantidade” de vorticidade envolvida no mecanismo de deformação,

como indicadores de fluxo.

Essa abordagem sugere ainda que a deformação se organize em setores de

fluxo ou domínios de fluxo, representando regiões na rocha onde as partículas se

deslocaram com o mesmo padrão. Observe que a definição de domínios de fluxo, neste

sentido não depende da escala, e poderá ser verificada desde a escala microscópica até a

escala global, na placa litosférica.

1.4.4. Introdução ao Modelo de DeformaçãoTranstensiva e Transpressiva.

Os modelos de deformação por cisalhamento puro (coaxial) e cisalhamento

simples (não-coaxial) não podem exclusivamente representar todos os tipos de

deformações presentes na natureza das rochas. Estes modelos idealizam situações muito

particulares de deformação conforme foi discutido quando se apresentou o conceito de

vorticidade que nos obriga a ver a deformação como um processo prioritariamente

heterogêneo e particionado.

Neste caso, os modelos geométricos de deformação coaxial e não-coaxiais

representam apenas casos particulares em um espectro enorme de situações geométricas

e tensoriais:

- a deformação por cisalhamento puro envolve ortogonalidade dos eixos de

tensão em relação ao corpo a ser deformado, mantendo suas “coaxialidades”;

-a deformação por cisalhamento simples acontece quando os tensores

cisalhantes estão dispostos com o máximo de paralelismo em relação às bordas do corpo

a ser deformado.

Refletindo:

Será que as placas tectônicas estão dispostas tão regularmente e se movem

relativamente sempre obedecendo as estas duas únicas condições específicas? Será que

a tensão gerada nas bordas de placas se propaga de forma tão homogênea e livre de

interferências geométricas e mecânicas a ponto de criar somente estes padrões com

exclusividade?

A Fig. 16 mostra quatro exemplos (a, b,c e d) em que os modelos de interações

entre as placas tectônicas idealizadas devem produzir padrões tensoriais complexos e

bastante heterogêneos ao longo das diferentes direções das mesmas e em profundidade

na litosfera. Observe que nestes casos os modelos de cisalhamento puro e simples

dificilmente podem ser reconhecidos isoladamente, de modo integral no corpo

deformado. Por outro lado, fica mais fácil aplicar a imagem de fluxo heterogêneo de

deformação, mesmo admitindo-se para esses modelos um padrão geométrico

relativamente organizado (Fossen & Tikoff, 1998).

Fig.16 – Modelos de interação geométrica e cinemática entre bordas de placas tectônicas, indicando o

sentido de convergência (setas) e a posição do pólo associado ao movimento relativo entre as placas. Os

exemplos sugerem fortemente que a deformação das rochas segue modelos específicos a cada situação

presente nos domínios das placas e que os modelos de deformação coaxial e não-coaxial representam

padrões específicos e relativamente simples para serem usados com exclusividade em todas as rochas

litosféricas. Os estados de deformações totais ou gerais (transpressão e transtensão, por exemplo) se

aproximam mais da realidade prevista (modificado de Fossen & Tikoff, 1998).

A tensão gerada entre as placas, oriunda do vetor resultante de deslocamento –

direção de convergência ou afastamento tectônico - tem forte influência da geometria de

suas bordas e da cinemática das mesmas, e ainda, da posição dos eixos de rotação

responsáveis pelos movimentos rotacionais de cada par de placas. As mudanças de

posições desses eixos, induzidas pelas variações de movimentos relativos entre as

placas, implicam em modificações das condições de deformação das rochas presentes,

conduzindo as mesmas para soluções geométricas mais complexas e distintas ao se

comparar diferentes situações. Esses arranjos se dão de tal modo que os padrões de

deformações resultantes se diversificam bastante daqueles apresentados pelos modelos

ordinários de cisalhamento simples e puro.

Ao se observar os padrões deformacionais resultantes nestas circunstâncias

(Fig.16), e usando substancial suporte matemático, se identificaram diferentes padrões

de deformação chamados de deformação geral (Fig.14C). Os melhores exemplos destes

arranjos correspondem à chamada transtensão e transpressão (Figs.17 e 18) definidas

por Harland (1971).

Esses modelos são ordenados por conjuntos de tensores obtidos pela somatória

das matrizes de cisalhamento puro e simples, variando a componente de cisalhamento

puro entre extensão (tensores coaxiais divergentes - Transtensão) e compressão

(tensores coaxiais convergentes - Transpressão) e representam com grande

aproximação, os padrões de deformações gerados pelas complexas interações obliquas

de placas (Sanderson & Marchini, 1984; Jones & Tanner 1995).

Modelos transpressivos e transtensivos têm sido reconhecidos como os mais

comuns na natureza, em praticamente todas as posições das placas tectônicas, e estão

presentes em quase todas as estruturas tectônicas observadas individualmente ou em

conjunto na crosta, formadas durante toda a história da Terra.

A transtensão e transpressão podem ser vistas como homogênea ou

particionada (Fig.17). Modelos homogêneos de transtensão-transpressão são menos

comuns na natureza, por representarem situações muito especiais onde a tensão possa

ser distribuída de forma equivalente em todo o segmento crustal ou litosférico

envolvido na deformação (Tikoff & Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995).

Fig.17- A deformação transpressiva (/transtensiva) definida pela coexistência tensorial e geométrica de

cisalhamento simples (CS) e puro (CP), pode ser vistas em dois modelos relativos ao modo como a essas

componentes de deformação são distribuídas no corpo rochoso: (A) transpressão homogênea – quando a

componentes CS e CP se distribui igualmente em todo o volume da rocha; e (B) transpressão

particionada, quando o corpo rochoso recebe as componentes CS e CP da deformação de modo

compartimentada. Os dois modelos são substancialmente distintos sob o ponto de vista de resposta

geométrica da deformação e resultam em distribuições distintas de estruturas tectônicas associadas ao

longo do volume rochoso (modificado de Teyssier et al. 1995).

A situação de transpressão ou transtensão particionada é mais fácil de ser

registrada na natureza. Trata-se do caso em que as componentes de cisalhamento puro e

simples, que definem o padrão transpressivo-transtensivo, não são expressas

conjuntamente em um bloco litosférico, mas se apresentam de modo separado em

diferentes regiões ou blocos da rocha deformada. Os limites entre essas faixas com

domínios de componentes distintas de deformação podem ser desenhados por falhas,

zonas de cisalhamento ou mesmo contato litológico, metamórfico ou não, etc. Muitas

vezes a partição é controlada pela variação litológica na área deformada, considerando

que a presença das mesmas em diferentes escalas, impõe respostas distintas ao fluxo por

diferenças reológicas.

Cada bloco dominado por uma componente de cisalhamento simples ou puro

deve ser reconhecido como um domínio de deformação ou domínio de partição,

limitado por um elemento de partição. Essa situação condiz propriamente com os

modelos de deformação por fluxo apresentados anteriormente ao de definir a

vorticidade e suas implicações (Tikoff & Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995).

Fig.18- Dois modelos previstos de transpressão considerando a possibilidade da componente de

cisalhamento puro (coaxial) prevalecer – transpressão dominada por cisalhamento puro – ou de

predominância tensorial do cisalhamento simples – transpressão dominada por cisalhamento simples

(modificado de Tikoff & Teyssier, 1994). A principal diferença entre os dois modelos está posição do

eixo de deformação infinitesimal vertical (X na vertical em caso de transy pressão dominada por

cisalhamento puro ou Y na vertical, quando dominada por cisalhamento simples).

A trajetória da deformação em cada domínio distinto dentro de uma zona

transtensiva-transpressiva particionada segue um caminho particular e gera

heterogeneidades no padrão de deformação. A definição dos domínios de partição pode

ser observada em qualquer escala, desde a escala global, envolvendo as placas

tectônicas até a escala microscópica, passando pelas escalas de mapa e afloramento.

Trata-se, portanto de um parâmetro que responde a uma razão fractal, cujo número

fractal pode variar substancialmente em diferentes regiões das rochas.

Uma forma de contextualizar os estados de deformação total é representá-los

no espaço ao longo de uma reta, tendo como extremos as situações de cisalhamento

simples e cisalhamento puro (Fig.19). As componentes de cisalhamento simples e puro

podem ser colocadas como situações particulares, pontuais, posicionadas nos extremos

de uma reta ao longo da qual os modelos transpressivos e transtensivos se distribuem

(Fig.18).

Na transtensão a componente de cisalhamento puro refere-se à extensão, por

exemplo, associada a falhas normais. A componente de cisalhamento simples pode ser

destral ou sinistral (Fig.19A).

Na transpressão a componente de cisalhamento puro refere-se à compressão,

por exemplo associada a falhas inversas (Fig.18). A componente de cisalhamento

simples pode ter destral ou sinistral (Fig.18).

Fig.19 – Definição de trasnpressão e transtensão a partir da noção de soma tensorial

entre as componentes de cisalhamento simples e puro, ocupando uma posição pontual

na reta teórica definida por dois pontos ocupados por deformação por cisalhamento puro

e simples respectivamente. Observe a necessidade de troca de posição entre os eixos de

deformação finita Y e X entre os dois extremos das retas.

Em se tratando de dimensões tensoriais, é válido observar que a somatória

entre essas duas componentes não implica em um resultado aritmético simples, visto

que as duas componentes têm ordens de grandezas distintas (Fig.20). Na transpressão,

por exemplo, onde há a soma destas duas componentes, a componente de cisalhamento

puro tem peso muito maior que a componente de cisalhamento simples (Fig.19) que se

mostra relativamente discreta, tanto numericamente quanto geometricamente.

Fig.20 – Um aspecto importante referente às componentes de cisalhamento simples e puro é o fato das

mesmas terem dimensões tensoriais diferentes. Ao se somar experimentalmente duas grandezas

equivalentes de cisalhamento puro se obtêm resposta numérica e geométrica de maior dimensão

comparada, por exemplo, à soma entre duas grandezas de cisalhamento simples. Os parâmetros , e k

representam coeficientes matemáticos que caracterizam os diferentes tipos de deformação; Re quantifica

a razão entre os eixos maiores (x) e menores (y) do elipsóide finito de deformação nos diferentes casos

(modificado de Tikoff & Teyssier, 1994).

Isso significa que, por exemplo, em um ponto na metade da reta definida pela

presença de cisalhamento puro e simples nos extremos, em transpressão ou transtensão,

tem-se como resposta um estado finito de deformação onde a componente de

cisalhamento puro se sobressai geometricamente em grandeza, em relação à

componente de cisalhamento simples, bem menos evidente e mais fraca.

Por esse motivo as estruturas observadas em campo mostram quase sempre

uma predominância de feições coaxiais em detrimento de feições de cisalhamento

simples, mais discretas (Tikoff & Teyssier, 1994; Teyssier et al., 1995).

1.5. Literatura de Apoio

1.5.1. Livros Textos:

Bourne, D.E. & Kendall, P.C. - Vector Analysis and Cartesian Tensors, Terceira Edição,

Chapman & Hall. 1992.

Davis, G. H. & Reynolds S. J. - Structural Geology of Rocks and Regions. John Wiley & Sons,

Segunda Edição, 1996.

Evans, B. & Wong, T. - Fault Mechanics and Transport Properties of Rocks. Academic Press,

1992.

Ghosh, S.K. Structural Geology, Fundamentals and Modern Developments, Pergamon Press,

1993.

Hasui, Y. & Costa, J.B.S. - Zonas e Cinturões de Cisalhamento, UFPa, 1991.

Hasui, Y. & Mioto, J.A. - Geologia Estrutural Aplicada. ABGE, 1992.

Hobbs, B.E,; Means, W.D. & Williams, P.F. John, W. & Sons, 1976,

Means, W.D. – Stress and Strain, Springer-Verlag, 1976.

Passchier, C.W; Myers, J.S. & Kroner, A. - Geologia de Campo de Terrenos Gnáissicos de Alto

Grau. EDUSP, 1990.

Passchier, C.W. & Trouw, R.A.J. – Microtectonics, Springer, 1996, Segunda Edição.

Price, N.J. & Cosgrove, J.W. - Analysis of Geological Structures. Cambridge University Press,


Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 1: Strain

Analysis. Academic Press, 1989, Quarta Edição.

Ramsay, J. G. & Huber, M.I. - The Techniques of Modern Structural Geology Vol. 2. Folds and

Fractures. Academic Press, 1987, Terceira Edição.

Ranalli, G. - Rheology of the Earth. Chapman & Hall, 1995, Segunda Edição.

Teixeira, W.; Toledo, M.C.M. de; Fairchild, T.R. & Taioli, F. – Decifrando a Terra, 2003, USP,

Oficina de Textos.

Twiss, R. J. & Moores, E.M. - Structural Geology. W.H.Freeman and Co., New York, 1992.

1.5.2. Artigos em Periódicos:

Flinn, D. – 1979 – The deformation matrix and the deformation ellipsoid. Journal of Structural

Geology, V.1, N.4 p.299-307.

Fossen, H. & Tikoff, B. – 1998 – Extended models of transpression and transtension, and

application to tectonic settings. In: Holdsworth, R.E.; Strachan, R.A. & Dewey, J.F. (eds)

1998, Continental transpressional and transtensional tectonics. Geol. Soc. London, Special

Publications, 135, 15-33.

Harland, W.B. - 1971 - Tectonic transpression in Caledonian Spitsbergen. Geological

Magazine, 108(1), 27-42.

Jones, R.R. & Tanner, P.W.G. - 1995 - Strain partitioning in transpressional zones. Journal of

Structural Geology, 17(6), 793-802.

Krantz, R.W. - 1995 - The transpressional strain model applied to strike-slip, oblique-

convergent and divergent deformation. Journal of Structural Geology, 17(8), 1125-1137.

Mccoss, A.M. - 1986 - Simple constructions for deformation in transpression/transtension

zones. Journal of Structural Geology, 8(6), 715-718.

Robin, P.Y.F. & Cruden, A.R. - 1994 - Strain and vorticity patterns in ideally ductile

transpression zones. Journal of Structural Geology, 16(4), 447-466.

Sanderson, D.J. & Marchini, W.R.D. - 1984 - Transpression. Journal of Structural Geology

6(5), 449-478.

Simpson,C. – 1986 –Determination of movement sensein mylonites. Journal of Geological

Education, v.34, p.246-261.

Teyssier, C. Tikoff, B. & Markley, M. - 1995 – Oblique plate motion and continental tectonics.

Geology, V. 23, n.5 p. 447-450.

Tikoff, B. & Teyssier, C. - 1994 - Strain modeling of displacement-field partitioning in

transpressional orogens. Journal of Structural Geology 16(11), 1575-1588.

PARTE II

ESTRUTURAS

TECTÔNICAS: FRATURAS,

FALHAS & JUNTAS



II. ESTRUTURAS TECTÔNICAS: FRATURAS, FALHAS &

JUNTAS

2.1. Introdução

Nesta segunda parte do curso vamos abrir espaço para a apresentação das

principais estruturas tectônicas expostas nas rochas. Lembre-se que o reconhecimento

destas estruturas torna-se necessária para se iniciar o mapeamento geológico que servira

de ferramenta para se alcançar o entendimento da história geológica das rochas. As

estruturas deverão ser adequadamente representadas no mapa geológico, usando de

técnicas de Geometria Descritiva, baseando-se nos elementos geométricos planos e

linhas, associados com essas estruturas. Essas informações precisam estar relacionadas

ao tempo geológico decorrente.

O estudo detalhado da geometria e posição espacial das estruturas tectônicas

em conjunto, no espaço 3D, e no tempo, permite o alcance da Análise Geométrica,

como parte importante no levantamento estrutural, e passo decisivo para se chegar

subseqüentemente á Análise Cinemática, onde se busca o entendimento dos

movimentos das massas rochosas, em diferentes escalas, responsáveis pela arquitetura

investigada em um dado segmento litosférico.

A meta do estudante neste tópico é, portanto, aprender a reconhecer as

estruturas tectônicas, descrevê-las e classificá-las a partir de suas características

geométricas e cinemáticas, contextualizando temporalmente e espacialmente esta

informação nos diferentes ambientes tectônicos reconhecidos para a Terra. Deve ainda

ter noções elementares dos mecanismos de desenvolvimento das mesmas. Estas

informações devem conduzir o estudante à elaboração de modelos geológico-estruturais

nas diferentes escalas.

2.2.O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas Tectônicas.

Antes de entrar nas questões descritivas e geométricas relacionadas às

estruturas tectônicas, vamos fazer uma breve discussão sobre o conceito da Fácies de

Deformação (no sentido tensorial de strain), como ferramenta intrínseca no modo como

o geólogo utiliza as estruturas tectônicas em seu dia a dia. Trata-se de uma necessidade

metodológica, que precisa ser antecipada para guiar o modo como os dados deverão ser

coletados e analisados.

A idéia de fácies em Geologia tem sido aplicada de modo mais rotineiro aos

ambientes de sedimentação e de metamorfismo. Para recordar e fazer analogia:

O termo fácies sedimentares se refere a um conjunto de características

sedimentares particulares de uma unidade rochosa. Essas características têm relações

estreitas com o ambiente deposicional onde as mesmas foram formadas e se distinguem

por aspectos particulares, escolhidos, das rochas. Por exemplo: um litofácies refere-se

ao conjunto de aspectos petrológicos indicados por propriedades dos tamanhos de grãos

e mineralogia; as fácies baseadas no conteúdo dos fósseis são chamadas biofácies; a

associação de microfósseis e partículas de matéria orgânica em rochas e sedimentos é

chamada de palinofacie; unidades com atributos sísmicos particulares são referidas

como fácies sísmicas, e assim por diante.

No conceito de metamorfismo progressivo, onde a temperatura do ambiente

rochoso aumenta continuamente, a definição das fácies metamórficas tem o papel de

expressar a pressão e temperatura, ou faixas de pressão e temperatura na qual o

metamorfismo ocorreu, indicando os ambientes de formação da rocha.

Torna-se então ordinário pensar que em conjuntos de rochas tectonicamente

deformadas seja possível separar grupos de rochas onde os padrões de deformação se

mostrem, sob algum aspecto, semelhantes, sendo estas afinidades relacionadas ao modo

e ambiência onde essas estruturas tectônicas foram formadas (profundidade litosférica,

condições mecânicas atuantes, distribuições de tensões e deformação - strain, etc.).

Assim o conceito de fácies de deformação (strain fácies, definido por Sander,

1971, e revisado por Tikoff e Fossen, 1999, p.e.) é usado semelhante mente ao de fácies

sedimentar. Uma estrutura tectônica isoladamente pode ser formada em diferentes

condições deformacionais, mas um conjunto delas e o modo como as mesmas se

associam pode indicar particularmente um ambiente tectônico: uma dobra e uma

foliação, isoladamente, podem se formar em diversas condições deformacionais, mas,

um determinado arranjo de dobra com um determinado tipo de foliação em uma rocha

pode indicar condições específicas de desenvolvimento, em um tempo T, relacionadas

às condições do ambiente em que a rocha se deformou, em diferentes escalas. Em

resumo, os diferentes estados de deformação, refletidos nas estruturas tectônicas, não

devem ser considerados membros finais de deformação, pontualmente, mas sim parte de

um conjunto contínuo de deformação marcado por diferentes estilos geométricos.

Imagine que um quadrado, um triângulo e um círculo representem estruturas

tectônicas distintas, passiveis de serem formadas em diferentes ambientes tectônicos,

em um intervalo de tempo geológico (T) e que algumas combinações ou coexistência

destas estruturas têm relação estreita com determinados ambientes: (A) um quadrado e

um triângulo, quando presentes conjuntamente nas rochas, são comuns em borda de

placa colisional (compressionais); (B) um círculo e um triângulo aparecem

freqüentemente associados a regiões intraplacas, e; (C) um quadrado e um círculo, a

bordas de placas passivas (extensionais). Observe a distribuição desses elementos

representados no mapa simulado da Fig.01 e veja como se trabalha com as estruturas

geológicas no ambiente cartográfico a partir do conceito de fácies de deformação,

buscando a reconstituição dos diferentes ambientes tectônicos no espaço, para o tempo

geológico T.

Essas fácies serão agrupadas em domínios estruturais, representando regiões de

diferentes condições de fluxo de deformação, que em conjunto permitirão a

identificação dos ambientes tectônicos maiores. Estes, junto com dados petrológicos,

estratigráficos-geocronológicos, etc., levarão o entendimento geológico até a escala

geotectônica.

Então, as estruturas combinadas e agrupadas, definem as fácies

deformacionais, que por sua vez agrupados vão definir os domínios estruturais, que

poderão então ser interpretados no contexto do ambiente(s) tectônico(s) relacionado(s) à

história geológica daquele segmento litosférico em determinado intervalo de tempo.

Note, portanto a utilidade que a aplicação do conceito de fácies pode

oferecer em Geologia Estrutural. Observe também que o papel das estruturas tectônicas

no reconhecimento dos ambientes tectônicos é fundamental. Este é a principio, um dos

motivos para se empenhar em encontrá-las no campo, descrevê-las e representá-las no

mapa, do modo mais detalhado possível, coerentemente com a escala de abordagem

escolhida.

Fig.01 – Mapa esquemático com interpretação sobre três elementos deformacionais representados por

quadrado, triângulo e círculo, simulando estruturas tectônicas observadas em campo, agrupadas em fácies

deformacionais, e definindo os domínios estruturais A, B e C, que em conjunto representam distintos

ambientes tectônicos (veja texto para mais informações).Os domínios são devido partição de deformação.

Como dito no início desta seção, as estruturas, tal como letras de um alfabeto,

ao serem agrupadas coerentemente, funcionam como palavras em um texto que poderão

transmitir uma idéia e/ou um pensamento – essa idéia ou pensamento, no caso, diz

respeito à parte da história dessas rochas. Desta forma, o seu mapa geológico, com as

representações das diferentes estruturas, tem que transmitir essa informação para tornar-

se útil.

Ao estudar as estruturas tectônicas pense neste significado e veja nelas o

início para coletar e organizar os seus dados de campo e alcançar o entendimento sobre

os ambientes tectônicos envolvidos. Não esqueça finalmente, como foi mencionado

acima, que o grande objetivo da Geologia é descobrir a história das rochas e da Terra e

esse é um caminho possível para se alcançar uma parte importante dessa intenção.

2.3. Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera.

A Terra quando dividida, em profundidade, em camadas concêntricas, tomando

como referência as variações de velocidades de propagação de ondas sísmicas, é

marcada pelo (1) núcleo, (2) manto e (3) crosta (Fig.02).

Essas camadas associadas a diferentes intervalos de velocidades de propagação

de ondas refletem rochas cujas propriedades mecânicas são responsáveis por distintos

comportamentos em resposta a tensão e deformação.

Por outro lado, cinco ambientes mais importantes podem ser verificados ao se

levar em consideração as variações de comportamento mecânico das rochas em

profundidade: (1) a Litosfera; (2) a Astenosfera; (3) a Mesosfera, e (4) o Núcleo

Externo (com comportamento semelhante a líquidos) e (5) o Núcleo Interno (sólido com

alta densidade relativa).

A Litosfera é a camada “tectônica” mais externa, equivalente a crosta e a parte

superior do manto. A Litosfera corresponde a uma placa tectônica ou parte dela. A base

da Litosfera, em contato com a Astenosfera, descola em um plano de detachment (ou

décollement) permitindo o deslizamento e rotação da placa. Neste sentido diz-se que a

Litosfera “flutua” sobre a Astenosfera.

Desta forma a Litosfera (ou, pelo menos, parte dela) é a camada da Terra onde

os geólogos têm acesso direto às informações referentes às rochas, e, portanto o local de

observação direta para a Geologia Estrutural e a Tectônica.

Na Litosfera podem-se distinguir dois domínios particulares (Fig.03), em

profundidade, onde as rochas mostram comportamentos mecânicos distintos (Sibson,

1977): (1) o domínio rúptil – correspondente a níveis crustais relativamente mais rasos,

da ordem de 10 a 15 km até a superfície e; (2) o domínio dúctil – ocupando volumes de

rochas em profundidades acima de 10 a 15 km. A transição entre os dois ambientes

acontece onde a litosfera alcança temperaturas entre 250º a 350º C, sendo, portanto

variável em diferentes lugares geológicos relacionados a posições nas placas tectônicas.

Na zona de transição distinguem-se os domínios rúptil-dúctil e dúctil-rúptil.

Um terceiro domínio descontínuo e restrito, marcado por características

elásticas, pode ser previsto experimentalmente em profundidades próximas à transição

entre os domínios rúptil e dúctil (10-15 km), desaparecendo com o aumento da

temperatura, do incremento de esforços ou do tempo de manutenção desses (Kusznir e

Park, 1987).

As regiões litosféricas de domínios rúpteis (rasas) e dúcteis (relativamente mais

profundas) se distinguem principalmente por diferentes faixas de valores dos

coeficientes de viscosidade, elasticidade e de plasticidade. Essas alterações são

induzidas por aumento de temperatura, pressão litostática, pressão de fluido, etc.

Fig.02 – Principais camadas geotectônicas identificadas na Terra, em profundidade, a partir da variação

da velocidade de propagação de ondas sísmicas (coluna da esquerda), em comparação com as camadas

terrestres individualizadas a partir de propriedades mecânicas das rochas (coluna da direita). A Litosfera

destaca-se como camada coesa da parte superior da Terra, limitando em profundidade as Placas

Tectônicas. Corresponde a crosta e parte superior do manto superior.

Essas duas camadas reológicas terrestres principais têm associação com grupos

de rochas particulares, assim distribuídas em profundidade (Fig.03):

CAMADA RÚPTIL – Zonas de Cisalhamento Cataclásticas

ROCHAS CATACLÁSTICAS - até 10-15 km.

1. INCOESAS – 1 a 4 km

2. COESAS – abaixo de 4 km

CAMADA DÚCTIL – Zonas de Cisalhamento Dúctil

ROCHAS MILONÍTICAS – profundidade > 10 – 15 km.

As rochas em suas diferentes profundidades litosféricas respondem de modos

distintos à ação dos esforços, gerando estruturas tectônicas que se equilibram com as

condições do ambiente em profundidade (Fig.03).

Essas estruturas serão a seguir descritas em grupos obedecendo às condições

induzidas pela profundidade.

Fig.03 – As rochas em seus dois domínios tectônicos maiores em profundidade na litosfera (Sibson,

1977). A faixa com indicação de temperaturas litosféricas entre 250º e 350º C representa a transição entre

os domínios rúptil e dúctil respectivamente. A curva na direita mostra a variação da tensão diferencial (1

- 3) com a profundidade, com máximo na posição da zona de transição rúptil-dúctil/dúctil-rúptil.

2.4. A Deformação Rúptil

2.4.1. Introdução

Nesta parte da disciplina Elementos de Geologia Estrutural se inicia a

apresentação de um conjunto de estruturas tectônicas mais comuns observadas nas

rochas da crosta. Para isso, será tomada como base a organização das estruturas de

acordo com seus modos de expressão na natureza em diferentes níveis litosféricos.

Essa apresentação envolve dois aspectos principais: (1) estimular o sentido de

observação do estudante na busca da identificação apropriada das diferentes feições

tectônicas, dando a elas um significado contextualizado no ambiente tectônico em que

as mesmas se formaram; e (2) conduzir esse significado para o entendimento mecânico

de sua existência. Em outras palavras, pretende-se familiarizar os estudantes no sentido

de reconhecer as diferentes geometrias resultantes dos processos deformacionais no

contexto da Teoria da Tectônica de Placas, que rege o pensamento do geólogo em

qualquer tentativa de entendimento da história da Terra e suas rochas.

Na parte anteriormente apresentada o estudante foi conduzido aos conceitos

básicos sobre a mecânica de deformação das rochas envolvendo a relação entre esforço

(stress) e deformação (strain). Com isso ficou entendido que as estruturas tectônicas são

respostas a um estado de “desequilíbrio” mecânico e de energia conduzido sobre as

rochas no seu estado inicial, a partir do marcador passivo, pela presença de um campo

de esforço (stress) triaxial. Quer dizer, as rochas inicialmente observadas, são

modificadas mecanicamente por tensão e respondem com um novo estado de equilíbrio,

quer seja alcançando novas formas e dimensões ou sendo deslocadas no espaço, desde a

escala crustal até a escala de partículas. Esse novo estado resulta então na existência das

estruturas tectônicas, sendo essa a melhor maneira de entendê-las preliminarmente.

Lembrando que todas as rochas da litosfera estão e estiveram envolvidas por

tensões de diferentes naturezas e intensidades, onde a deformação toma lugar de modo

contínuo, acompanhando a evolução da Terra ao longo de sua história. Fica claro que o

geólogo necessita obrigatoriamente conhecer as estruturas tectônicas, visto que elas são

os principais elementos de investigação da história da Terra.

Comparativamente, a identificação e caracterização geométrica e espacial das

estruturas tectônicas estão para o entendimento da história da Terra assim como as letras

do alfabeto estão para o entendimento de uma idéia construída com estas letras através

das palavras e frases. É preciso que o geólogo saiba, portanto “ler” as “estruturas” e

“arranjos estruturais” na forma de “idéias” relativas ao seu ambiente tectônico. Essa

leitura deverá ser feita objetivamente, no sentido de responder a diferentes questões, tais

como: qual o caminho que a rocha percorreu durante sua história, tendo como referência

os ambientes tectônicos condicionados pelas placas litosféricas ?; nesse caminho, que

tipos de transformações elas sofreram ?; Em que momento (tempo geológico), relativo

ou absoluto, ela esteve nas diferentes posições e/ou sofreu as transformações

observadas? etc.

Neste módulo do curso serão dados “elementos de linguagem estrutural” que

habilitarão o estudante e reconhecer, descrever a geometria e posição espacial das

principais estruturas tectônicas observadas nas rochas da crosta da Terra. Essa

abordagem será feita de acordo com os diferentes níveis crustais a que as mesmas

podem estar relacionadas: (1) domínio rúptil e (2) domínio dúctil.

a) Estruturas Rúpteis – Fraturas e Falhas

Fraturas, sob o ponto de vista geológico, são descontinuidades físicas

permanentes geradas nas rochas ao se ultrapassar os limites de resistência mecânica das

mesmas, pela ação de um campo de tensão (stress). É a resposta da rocha ao esforço em

domínio de profundidades relativamente baixas, em domínio litosférico rúptil,

envolvendo fisicamente a deformação elástica. Podem ser formadas por extensão, ou

cisalhamento em seus diferentes modos (Fig.04).

Fig.04 – Modelos de fraturas relacionados ao modo de deslocamento de seus blocos adjacentes, em seus

estágios de nucleação: (a) Modo I - Fratura de Extensão (ou Tensão) – movimento relativo perpendicular

ao plano da fratura; (b) Modo II - Fratura de Cisalhamento – com deslocamento paralelo ao plano de

fratura, na horizontal; e (c) Modo III - Fratura de Cisalhamento – com deslocamento paralelo ao plano de

fratura, na vertical.

Falhas são fraturas onde há deslocamento relativo significante, mensurável na

escala da observação, entre os blocos adjacentes (Fig.05).

Associadas com as falhas, na superfície de seu plano, aparecem ranhuras

ocasionadas pelo atrito de fragmentos e pó de rocha gerado durante o fraturamento,

chamadas de estrias de falhas. Essas feições, como elementos lineares são indicativos do

deslocamento relativo entre os blocos. Quando há fluidos percolantes no plano de falha,

e havendo a cristalização destes durante o movimento dos blocos, forma-se uma placa

com conjuntos de minerais aciculares cuja orientação acompanha o sentido de

deslocamento dos blocos. Tem-se neste caso a presença de slickensides (plano) com

respectivos slickenlines (minerais aciculares ou fibrosos que compõem o slickensides).

Os slickensides são formados geralmente por minerais de baixa temperatura de

cristalização, como calcita, epídoto, clorita e mesmo quartzo.

Fig.05 – Diferentes tipos de falhas, individualizadas a partir do modo de deslocamento do piso em relação

ao teto.

Juntas são fraturas simples ou em feixes em que o deslocamento relativo entre

os blocos separados pela(s) descontinuidade(s) não reflete deslocamento apreciável na

escala de observação.

Os conjuntos (feixes) de fraturas são classificados como (1) sistemáticos,

quando a orientação das fraturas do conjunto mostra-se aproximadamente paralelas; e

(2) não-sistemáticas, referindo-se as fraturas irregulares, por vezes curvas e não

paralelas.

A superfície das fraturas (face ou plano da fratura) em rochas competentes,

quando observadas em campo, desenha feições características que podem informar o

modo de nucleação destas (Fig.06). Muitas fraturas mostram sobressaltos e ranhuras,

chamadas costelas e hackle, que divergem a partir do ponto de nucleação da mesma

(núcleo). O padrão é conhecido como estrutura plumosa ou hackle plume, semelhante

ao desenho de uma pluma ou “pena eriçada de pássaro”.

De modo geral, as fraturas (falhas e juntas) são estruturas muito comuns na

crosta, notadamente em níveis rasos, e bastante diversificadas em tipos e situações de

formação. Sua variedade de tipos deve-se ao fato de que, sob deformação elástica,

diferentes rochas podem ser submetidas a distintos estados de tensão, resultando em

diferentes tipos de fraturas. Portanto, seu estudo é relativamente complexo e exige

informações de diferentes áreas de conhecimento, destacando-se estudos reológicos e

mecânicos.

A partir de experimentos de ruptura em materiais geológicos (corpos de prova),

são elaborados os chamados critérios de colapso (brittle failure criterion), que

relacionam fisicamente o estado de tensão, em diferentes condições, com o modo de

quebramento (ou colapso) das rochas, identificando modelos físicos e matemáticos para

as fraturas.

Fig.06 – Elementos geométricos observados na face principal de um plano de fratura. Destaca-se a

estrutura plumosa com suas costelas e hackles, tendo como convergência o núcleo iniciador da fratura.

No exemplo a fratura corta perpendicularmente um plano de acamamento.

Os critérios matemáticos permitem a previsão, por exemplo, de

desenvolvimento de fraturas em rochas em diferentes estados de tensão, estabelecendo

relações entre os ângulos dessas fraturas e as direções de eixos de tensões específicos

(veja p. ex. o experimento de Mohr, na elaboração do Círculo de Mohr, ou ainda o

critério de Anderson – outros exemplos em Twiss e Moores, 1992 - Cap.10).

Para elaborar esses critérios são selecionados conjuntos de propriedades

mecânicas relevantes para cada tipo de experimento, em função do tipo de investigação

desejada. A maioria dos experimentos em busca de critérios particulares de

quebramento, nos diferentes tipos de rochas, tem como base situações mecânicas

simples tais como tensão e/ou compressão uniaxial, embora a maioria das rochas na

natureza seja sujeita a sobrecargas (tensões) multiaxiais. Como exemplos de

experimentos e modelos de ruptura pode-se mencionar:

Tipo de Material

Exemplos de Modelos Teóricos de Colapso

Rúptil Teoria de Mohr/Coulomb – modelo de tensão normal máxima.

Critério de Anderson – modelo de falhamentos sob diferentes

distribuições de tensão.

Dúctil Critério de von Mises – modelo de tensão cisalhante máxima.

Considerando em grande parte os resultados provenientes deste testes e

experimentos, as fraturas podem ser primariamente classificadas de acordo com o

estado de tensão responsável pelo seu desenvolvimento, em:

1) Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Puro (Coaxial);

2) Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Simples (Não-

Coaxial).

Estes modelos serão apresentados sumariamente a seguir. Observe que o que

você aprendeu sobre a condição pontual de ocorrência na natureza de cisalhamento puro

e simples, em detrimento de estados de deformação geral, tipo transpressiva-

transtensiva, continua valendo. A classificação de fraturas usando como referência estas

situações de tensão foi obtida experimentalmente usando exatamente estas duas

condições tensoriais, em laboratório.

b) Fraturas em Regime de Tensão Coaxial (Cisalhamento Puro).

JUNTAS

Ao se submeter um bloco rochoso, como corpo de prova, á ação de um campo

de tensão dominado por cisalhamento puro (regime coaxial) em um experimento

usando-se um pistão simples com um tensiômetro acoplado em seu êmbolo vertical (1

na vertical; 2 e 3 na horizontal, perpendiculares as paredes do aparato e mutuamente

entre si, funcionando como tensores confinantes), observa-se o aparecimento de um

conjunto de fraturas assim reunidas (Fig.07):

- Fraturas de Extensão – na posição longitudinal ao corpo rochoso,

paralelo a 1 e perpendicular a direção do tensor confinante 3, surgem

fraturas denominadas de fraturas de extensão, comuns quando o valor de

tensão 1 é muito maior que 3 ou quando 3 tem valores próximos a zero.

Quando essas fraturas apresentam deslocamentos perpendiculares à superfície

das fraturas, são chamadas fraturas de tensão.

- Fraturas Cisalhantes - Um par de fraturas chamadas fraturas

cisalhantes, ou par cisalhante, aparece em arranjo obliquo as bordas verticais

do bloco, fechando ângulos em torno de 45º entre si, tendo em sua bissetriz o

tensor 1 e na sua interseção o tensor 2, em experimentos triaxiais. Podem

aparecer em pares ou individualmente e representam fraturas previstas pelo

Critério de Coulomb, em compressão confinante em ângulos inferiores a 45º

em relação ao eixo de compressão máxima 1, vertical.

- Fraturas de Alívio de Tensão - ao se retirar a sobrecarga simulada pela

posição do tensor 1 observa-se a formação de conjuntos de fraturas em

posição subhorizontal, perpendiculares ao tensor 1. Essas fraturas, chamadas

de fraturas de alívio de tensão são freqüentemente observadas no topo de

maciços rochosos sujeitos a erosão ou remoção, por exemplo, de capas de

solo ou de rochas, em minas a céu aberto.

Estes diferentes tipos de fraturas (juntas) aparecem nas rochas isoladamente ou

em conjuntos.

Fraturas de tensão, envolvendo tração, são bastante comuns e geralmente

aparecem em associação com veios, e mesmo diques. Fraturas cisalhantes conjugadas

podem aparecer em pares ou individualmente, e quando inicialmente formadas tendem a

manter seus planos “fechados” em decorrência dos valores relativamente altos de tensão

cisalhante (c), dificultando a percolação livre de fluidos.

As fraturas de tensão (Fig.08) podem mostrar arranjos distintos em função da

tensão (stress) diferencial (1 - 3). Em estado de tensão diferencial alto, as fraturas de

tensão tendem a formar conjuntos de juntas retas, relativamente contínuas e

subparalelas, dispostas quase perpendicularmente á direção do tensor mínimo (3). À

medida que o campo de tensão diferencial diminui as fraturas (juntas) retas e

subparalelas tornam-se cada vez mais anastomóticas e descontínuas. Em situação de

tensão diferencial relativamente baixa as fraturas (juntas) tornam-se curtas, descontinuas

e dispostas em várias orientações, aproximando-se de formar brechas tectônicas à

medida que a tensão diferencial tende para zero (1 - 3 0), quando a rocha entra em

colapso hidráulico, podendo formar brechas hidráulicas, suscetíveis a receber fluxo

cataclástico, em ambientes com diferenças de pressão litostática significativa, sob

energia potencial. Reveja a Fig.08 onde o conceito de tensão diferencial é relacionado a

diferentes níveis litosféricos, em profundidade.

Fig.07- Conjuntos de fraturas observadas em experimentos de laboratório, produzidos em blocos

rochosos. As fraturas nas figuras (a), (b) e (c) são fraturas semelhantes quanto ao arranjo dos tensores,

mas o exemplo mostrado em (a) é alcançado por tração longitudinal; o oposto em (b); enquanto em (c) a

fratura se dá por alivio de tensão na direção perpendicular a 3. As fraturas em (d) representam juntas

cisalhantes que podem se formar em pares conjugados ou individualmente, com 1 e 3 em posições

oblíquas em relação às mesmas.

Dependendo do objetivo desejado, os dados a serem coletados em campo

envolvendo as fraturas, e mais especificamente as juntas, podem variar bastante. Na

rotina do mapeamento geológico torna-se imprescindível coletar pelo menos os

seguintes dados, necessários para compor o entendimento básico da deformação de

nível crustal raso nos diferentes terrenos rochosos:

Dado a ser obtido: Detalhes:

- rocha onde os conjuntos se concentram - descrição petrográfica em diferentes escalas

de observação.

- tipo da fratura - classificação das fraturas com base em sua

origem e modo de formação.

- atitude do plano de fratura - em coordenadas geológicas (p.e. mergulho /

Az. direção de mergulho).

- espaçamento entre as fraturas - em metros, centímetros, etc.

- freqüência / densidade - número de representantes com determinada

orientação / área-volume deformado.

Assim, para o mapeamento geológico, cada conjunto de informações, conforme

sugerido acima, deve ser relacionada a cada tipo de fratura particularmente.

Um erro, bastante comum entre os geólogos menos experientes com o estudo

das fraturas em campo, é coletar dados de atitudes de seus planos de modo aleatório,

sem separar previamente os diferentes tipos, e agrupar suas informações pertinentes

separadamente. Os dados sobre as fraturas devem ser coletados de modo seletivo, por

tipos, seguindo a classificação que for mais conveniente para o objetivo do estudo. Esse

procedimento possibilita o tratamento adequado de dados, usando a projeção

estereográfica e diagramas de roseta.

Fig.08 – Modelos de fraturas de tensão, com variações de padrões geométricos relacionados à tensão

diferencial (1 - 3). Nas fraturas, de I a IV, respectivamente, há uma diminuição da tensão diferencial,

gerando fraturas retas, subparalelas, até fraturas com orientações aleatórias, similares as formadas em

brechas hidráulicas.

FALHAS EM CISALHAMENTO PURO

O termo falha (fault) é proveniente do jargão de mineiros de carvão do século

XVIII, da Europa, que usavam a palavra para representar a interrupção e

descontinuidade das camadas de carvão nas galerias das minas.

As falhas representam fraturas onde o deslocamento relativo entre os blocos

adjacentes é expressivo ao observador, independente da escala de investigação. Têm

papel importante em Geologia considerando sua capacidade de interromper a

continuidade lateral entre terrenos geológicos e de deslocar volumes expressivos de

rochas, quer verticalmente quanto lateralmente. Vale lembrar que as bordas das placas

tectônicas são marcadas por diferentes tipos de falhas.

Em exploração mineral e na mineração as falhas têm papel de destaque, não só

como possível complicador prospectivo, considerando o exposto acima, mas como

importantes condutos de fluidos mineralizantes.

Geometricamente as falhas podem ser classificadas em relação ao ângulo de

mergulho e seus planos:

a) Falha de baixo ângulo: com mergulho abaixo de 45º.

b) Falhas de alto ângulo: com mergulhos acima de 45º.

A caracterização cinemática das falhas é feita com base inicial na identificação

do tipo de deslocamento resultante entre os blocos adjacentes (Fig.05). Assim são

reconhecidos o piso e teto, para os blocos deslocados, em função da posição do mesmo

em relação ao plano de falha:

a) Piso (footwall)- refere-se ao bloco abaixo do plano da falha; e

b) Teto (hangingwall) - refere-se ao bloco acima do plano da falha.

Com relação ao movimento relativo entre os blocos (piso e teto) as falhas se

dividem em (Fig.05):

a) Falhas de deslocamento na direção do mergulho (dip-slip faults);

b) Falhas direcionais, com deslocamento ao longo da direção de seu

plano (strike-slip faults);

c) Falhas com deslocamento oblíquo (oblique-slip faults); e

d) Falhas rotacionais (rotatitonal faults).

As falhas podem apresentar planos retos ou curvos, estes últimos chamados de

lístricos (Fig.09).

Falhas com planos retos geralmente são observados em escala de afloramento e

têm relação com propagação de suas fraturas em rochas homogêneas / isotrópicas ou

próximas a isso. Nestes casos a fratura, que determina a falha, atravessa regiões da

rocha sem encontrar mudanças significativas de suas propriedades mecânicas reagindo

de modo contínuo ao fraturamento, com ângulo de mergulho aproximadamente

constante, obedecendo à relação entre a posição dos tensores, a tensão diferencial (1 -

3), tensão confinante (relativo à profundidade litosférica) e aos parâmetros mecânicos

da rocha (p.e. coeficiente de viscosidade, plasticidade, elasticidade, coesão, etc.).

Fig.09- Exemplos de falhas com plano reto (a) e lístrico (b) com o rollover associado à

presença da concavidade do plano da falha.

Em meios anisotropicamente estruturados, quer seja pela mudança de

parâmetros mecânicos da rocha ou induzidos por acentuadas mudanças de

profundidades litosféricas, as falhas se propagam reagindo gradativamente a estas

mudanças, com atenuação do ângulo de mergulho. Essas falhas são descritas como

falhas lístricas. Em conseqüência da “listricidade” do plano da falha há o

aparecimento de um antiforme no bloco do teto dessa falha, chamado de rollover

(Fig.09).

Falhas lístricas e seus rollovers são feições comuns em falhas profundas,

quilométricas, por exemplo, em falhas mestras que organizam a arquitetura de uma

bacia tectônica (falhas de detachment).

O rollover é uma conseqüência geométrica da presença da falha lístrica. Há

uma proporção direta entre o raio de curvatura (concavidade) da falha lístrica e a

curvatura do rollover.

Classificação Tensorial

A posição e orientação das falhas nas rochas são governadas pelas leis da

mecânica que explicam as fraturas de uma forma geral. A Teoria de Anderson,

baseada no critério de Coulomb, prevê, sob o ponto de vista tensorial, a orientação dos

eixos principais de tensão (stress) em relação aos diferentes tipos de falhas, em

modelos que se aproximam bastante dos modelos geológicos observados.

O Critério de Coulomb assume que o plano de falha contém o tensor

intermediário (2) e que o ângulo entre o plano da fratura e o eixo de tensão

(compressão) máxima (1), nas falhas normais e inversa, é sempre menor que 45º

(Fig.10). Nas falhas direcionais o ângulo entre o plano da fratura e o eixo de tensão

mínimo (3) é menor que 45º (Fig.10). O tipo de falha desenvolvido depende de qual

eixo tensorial está na vertical (1, 2 ou 3).

Fig.10 – Modelos de falhas previstos pelo Critério de Anderson indicando a posição dos eixos principais

de tensão e os ângulos idéias de mergulho ou orientação destas, para cada arranjo tensorial. (a) Falha

normal (60º); (b) Falha inversa (30º); e (c) Falha direcional (30º).

Falhas normais, ao se associarem, formam bacias tectônicas (Fig.11). Nas

bacias recebem nomes próprios de acordo com sua geometria e posição no arranjo

desta. São comumente reconhecidas:

(1) Falha Mestra ou Falha de Detachment – é a falha basal, a partir da

qual se organiza toda a arquitetura da bacia. Tem perfil lístrico e tem

associação ao rollover - antiforme de teto de falhas normais lístricas

- no bloco do teto.

(2) Falhas Sintéticas – são falhas normais lístricas, localizadas no bloco

do teto da falha mestra, com direção de mergulho acompanhando

aquela da falha mestra. Têm propagação em direção ao piso.

(3) Falhas Antitéticas – são falhas normais lístricas, também localizadas

no teto da falha mestra, com direção de mergulho oposta aquela da

falha mestra. Têm propagação em direção ao teto.

Estas falhas são observadas principalmente em imagens geofísicas (p.e.

sísmicas) capazes de revelar a arquitetura das bacias em profundidades bem abaixo do

pacote de rochas vulcânicas e sedimentares que preenchem as bacias.

Fig.11- Arquitetura esquemática de uma bacia extensional com seus principais tipos de falhas normais:

Falha Mestra, Falhas Sintéticas e Antitéticas.

Falhas Inversas, ao se associarem desenham os leques imbricados de

cavalgamentos e os duplexes (Boyer e Elliot, 1982), por exemplo (Figs.12 e 13). Usa-se

especificamente o termo cavalgamento para as falhas inversas de baixo ângulo.

O leque imbricado de cavalgamentos (thrust imbricated fan) é um sistema de

falhas inversas onde se destacam os seguintes elementos geométricos (Fig.12):

(1) Falha de décollement – é a falha mestra, basal do sistema, que

organiza o arranjo das demais falhas. Separa o piso do teto.

(2) Splays – são falhas secundárias que convergem e se ajustam a falha

de decóllement. Dependendo de sua posição e geometria, podem ser

ainda classificados em:

- splay simples ou isolado – splay secundário projetado a partir da

falha principal.

- splays divergente- subsplay projetado a partir de um splay

simples ou isolado.

- splay de conexão – splay que se projeta ligando dois ou mais

splays simples.

- splay de rejuntamento – subsplay divergente a partir de um splay

secundário.

(3) Terminação em splay, tipo rabo de cavalo – caracterizada por

segmentos curtos de falhas secundárias, propagadas a partir da linha

de terminação da falha.

(4) Falhas da separação (tear fault) – são falhas tardias, paralelas a sub-

paralelas à direção de transporte tectônico (Fig.14) responsáveis pela

compartimentação dos blocos sob encurtamento (por exemplo, em

leques de cavalgamentos e sistemas de dobramentos). Individualiza

blocos em regiões de compressão tectônica, onde há heterogeneidade

na taxa de encurtamento, ou no comportamento mecânico, de

segmentos crustais adjacentes. É freqüentemente confundida com

rampas laterais (Fig.15). São falhas com caráter cinemático direcional

a obliquo fortemente direcional.

(5) Rampas (Fig. 15) – geralmente as falhas de baixo ângulo produzem

“degraus” ao aumentar abruptamente seus ângulos de mergulho.

Neste contexto definem as chamadas rampas ou lanços e patamares

(flats e ramps). Dependendo da direção das rampas em relação à

direção de transporte tectônico, se definem as rampas laterais

(paralelas a direção de transporte); rampas frontais (perpendiculares a

direção de transporte)

Fig.12- Síntese dos principais tipos de splays ou falhas conjugadas possíveis de ocorrer em associação

com sistema de cavalgamentos.

Os duplexes, no contexto dos sistemas de cavalgamentos (thrust duplex), são

estruturas relativamente complexas sob o ponto de vista geométrico e cinemático

(Fig.13). Geometricamente correspondem a arranjos de falhas onde se individualizam

duas falhas de baixo ângulo, uma na base e outra no topo, denominadas cavalgamento

de base (floor thrust) e cavalgamento de topo (roof thrust), respectivamente. Estas

falhas são conectadas por splays intermediários, formando fatias de rochas limitadas

por falhas, chamadas de horses.

Fig.13 – Duplex compressivo, ou duplex de cavalgamento. O plano em verde representa uma camada ou

superfície geológica de referência, deformada pela seqüência de cavalgamentos em splays, controlados

por duas falhas posicionadas no topo e no teto do arranjo. Cada bloco encerrado no esquema representa

um horse. As estrias têm posição paralela à direção de transporte tectônico ou direção de encurtamento.

Fig.14 – Exemplos de falhas tardias, paralelas á direção de transporte tectônico, responsáveis pela

separação, ou compartimentação de blocos em regimes de cavalgamentos e dobramentos, por

encurtamento em regiões de colisão. Estas falhas são chamadas de falhas de separação (tear faults).

Observe a semelhança destas estruturas com as rampas laterais da Fig.15, abaixo.

Fig.15 – Falhas subordinadas a sistemas de cavalgamentos, classificadas de acordo com suas orientações

em relação à direção de transporte tectônico regional. Rampas laterais estão dispostas na direção paralela

ao transporte tectônico, enquanto que rampas frontais estão em alto ângulo ou perpendicular á esta. A

figura mostra a geometria do bloco do piso do cavalgamento, tendo sido removido o bloco do teto, para

melhor visualização.

c) Fraturas em Regime de Tensão Não-Coaxial (Cisalhamento Simples).

JUNTAS

O cisalhamento simples caracteriza-se geometricamente pelo arranjo dos eixos

de tensão máxima e mínima (1 e 3 respectivamente) no plano horizontal, orientados

de modo oblíquo ás bordas da zona cisalhamento. O sentido de cisalhamento horário

(dextral) ou antihorário (sinistral) é definido pela posição dos tensores máximo e

mínimo em relação às bordas do sistema. O tensor 2 posiciona-se na vertical,

ortogonalmente a ambos 1 e 3.

Experimentos em caixa de cisalhamento simples, originalmente realizados por

Cloos (1928) e posteriormente por Riedel (1929), em camadas centimétricas de argila,

demonstraram a similaridade geométrica entre conjuntos de fraturas geradas sob estas

condições, em diferentes escalas.

As fraturas encontradas nestes experimentos, conhecidas como Fraturas de

Riedel têm sido identificadas em diferentes zonas de fraturas transcorrentes nas rochas

terrestres, em escalas variando desde milimétrica até quilométrica, em falhas

relacionadas a sismos modernos e falhas antigas (Tchalenko, 1970).

Fig.16 – Deformação por cisalhamento simples com rotação dextral e sinistral em duas dimensões. O eixo

2 posiciona-se na ortogonal em relação ao plano da figura. Observe a necessidade de inversão das

posições dos eixos de tensão 1 (encurtamento) e 3 (estiramento) ao se considerar os padrões horários e

anti-horários. No exemplo, o bloco apresentado se deforma de modo dúctil, para facilitar a visualização

das direções de encurtamento e estiramento.

Em cisalhamento dextral (rotação horária relativa entre os blocos) aparecem

os seguintes conjuntos de fraturas:

(1) fraturas formando 60º entre si, com o eixo de tensão máximo (1) colocado

aproximadamente na bissetriz. Essas fraturas, chamadas R e R’ (Riedel e

Anti-Riedel respectivamente), com rotações dextral e sinistral

respectivamente; a R acompanhando a rotação geral do bloco, e R’ girando

em sentido contrário a R, sendo conhecida também como “antitética”. A

fratura R forma ângulo em torno de 15º com a borda da zona enquanto que

a R’ faz ângulo em torno de 75º com a mesma.

(2) fraturas com rotação acompanhando o sentido geral da zona formando

ângulos rasos (15º) com a borda do sistema, chamadas de fraturas P.

(3) fraturas paralelas as bordas do sistema com o mesmo sentido de rotação

geral da zona, conhecidas como fraturas Y ou D.

Em cisalhamento sinistral aparecem os mesmos conjuntos de fraturas, mas

em posição especular em relação às fraturas do sistema dextral acima descritas.

É importante lembrar que estas fraturas, tanto para os arranjos gerados por

cisalhamento puro quanto por cisalhamento simples, não necessariamente devem se

formar em seus arranjos completos, com todos os tipos presentes. Podem aparecer

isoladamente, ou em pares, ou em conjuntos variados em relação a esses modelos.

Fig.17 – Padrões de Fraturas de Riedel - Modelos de sets de fraturas geradas em cisalhamento simples

(deformação não-coaxial) sob cinemática dextral (á esquerda) e sinistral (á direita). As letras indicadas

denominam as fraturas individualmente nestes arranjos (veja texto para detalhes). Observe que os

conjuntos gerados em regimes dextrais e sinistrais se diferenciam por se posicionarem em uma relação

especular respectivamente. Entre as fraturas mostradas, chama à atenção a fratura tipo R’ (antiriedel) que

assume rotação sempre oposta em relação às demais fraturas do respectivo conjunto.

O estudo de fraturas, hoje conhecido como Fractografia, parte da Geologia

Estrutural que se dedica com exclusividade ao estudo destas descontinuidades, é

relativamente complexo para o geólogo de campo. Essa complexidade relativa aparece

em função da necessidade do geólogo, ao estudar as fraturas, de se envolver de modo

seguro com os diferentes mecanismos de quebramento das rochas, iniciando pela

avaliação das condições mecânicas dos diferentes materiais rochosos, em seus

diferentes ambientes crustais, e do estudo físico e matemático de distintos mecanismos

de aplicação dos campos de tensão. A questão torna-se mais complexa quando o tempo

geológico passa a ser envolvido na análise fractográfica: o intervalo de tempo

considerado para o desenvolvimento dos conjuntos de fraturas, e o tempo geológico

(idade) das fraturas em relação a um episódio tectônico regional.

A separação, ou organização temporal de fraturas é assunto complexo e exige a

disponibilidade e busca de informações detalhadas sobre a relação geométrica e espacial

dos diferentes conjuntos, uns em relação aos outros, e uma visão em várias escalas.

Como já foi anteriormente comentado, o tratamento dos dados de fraturas é

estatístico, necessitando, portanto de uma amostragem detalhada e volumosa de

medidas de atitudes de seus planos, seletivamente. A projeção estereográfica é a

ferramenta mais indicada para a análise de fraturas, juntamente com o uso de diagramas

de rosetas para representação de direções. Inúmeros programas de computação auxiliam

nesse tratamento, por exemplo: Trade do IPT, Brasil; Poly3D da Stanford University;

RocLab da Rocsciences Inc.; e muitos outros, quase todos de domínio público na

internet.

Parte do estudo das fraturas é feito nos domínios da Geotecnia. Esta ciência,

como parte da engenharia geológica, tem seu foco amplo nas relações e interferências

das rochas e solos nas obras de construções civis de diversas naturezas, atuando, por

exemplo, em escavação de túneis, minas, em projetos de aterros, fundações, estudos de

percolação de fluidos em solos e rochas, etc.

A Geotecnia tem grande parte de seu campo de estudo voltado exclusivamente

para as fraturas, considerarando-se principalmente a sua alta frequência e ocorrência

comum em todos os tipos de terrenos e rochas, e o efeito de diminuição da resistência

dos maciços devido sua presença. Essa ciência usa, de forma aplicada, os

conhecimentos da Fractografia na solução de problemas de engenharia e geologia.

FALHAS EM CISALHAMENTO SIMPLES

Em regime de cisalhamento simples (deformação não-coaxial) observa-se o

desenvolvimento de falhas classificadas como Falhas Direcionais ou Falhas

Transcorrentes (strike slip faults), anteriormente mencionadas ao se mostrar os

diferentes padrões geométricos de fraturas gerados em condições rúpteis (Fig.05c e d;

Fig.10c).

Essas falhas são comuns em ambientes de bordas de placas direcionais

(Woodcock e Fischer, 1986), como exemplo bastante conhecido a região da Falha de

Santo André – Califórnia, representando falhas transformantes, podendo, no entanto

aparecer em regiões intraplaca (Fig.18) tal como as falhas direcionais relacionadas às

colisões continente-continente, tipo Himalaiana, no modelo de tectônica de escape

(veja, por exemplo, Tapponnier, Peltzer e Arminjo, 1986).

Complementarmente as falhas direcionais intracontinentais, podem relacionar-

se ás regiões extensionais, no domínio das bacias, recebendo o nome de falhas

transferentes ou compartimentais (veja, por exemplo, Bally et al. 1981; Costa, Hasui e

Pinheiro, 1992).

Fig. 18- Relações entre diferentes tipos de falhas direcionais observadas no contexto de uma borda de

placas de colisão e intraplaca adjacente (Woodcock e Fischer, 1986).

As falhas direcionais têm tensores e direções de encurtamento e estiramento

posicionados obliquamente a direção de seus planos, obedecendo ao critério de

Anderson, já comentado anteriormente (Fig.10c, e ainda Fig.16).

As falhas direcionais em geral têm planos com geometria complexa, podendo

ser representado por planos simples, retos a sinuoso (com desvios para a esquerda ou

direita), ou ainda com planos em feixes, descontínuos, em desenhos escalonados

(stepover) para a esquerda ou direita. A variação destes tipos é relacionada

principalmente à taxa de deformação no momento de nucleação das mesmas, e a

heterogeneidades encontradas nas rochas onde elas se propagam.

Desta forma, as falhas direcionais são acompanhadas de diversas feições

tectônicas, melhor observadas em mapa, que dão ao conjunto relativa complexidade

geométrica. Neste contexto coexistem feições extensionais e compressionais, articuladas

com as direções oblíquas dos tensores de esforço e de deformação.

O plano da falha direcional ao ser desviado de direção ou interrompido em

stepover para posições próximas a perpendicular dos tensores compressivos geram

cavalgamentos oblíquos que se organizam em estruturas push up (ou pop up ou ainda

em flor positiva).

Quando o plano da falha direcional sofre desvio de direção ou é interrompido e

continuado em segmentos paralelos em stepover, para posições próximas a

perpendicular dos tensores extensionais, geram falhas normais oblíquas que

determinam a presença de estruturas tipo pull apart (ou em flor negativa). Nestes casos

se estabelecem importantes locais de sedimentação, em diferentes escalas, de grande

importância para a o estudo das bacias, chamadas bacias direcionais.

Uma observação muito importante com relação ás estruturas secundárias

geradas em associação com as falhas direcionais é a possibilidade de se confundir as

mesmas com feições transpressivas e transtensivas.

O fato de se instalarem feições oblíquas nos segmentos das falhas desviadas ou

interrompidas em stepover leva a interpretações erradas quanto à presença destas

situações de deformação. É importante observar que pull aparts e push ups, nestes

casos, são feições subordinadas à condição pontual de cisalhamento simples, faltando,

nestes exemplos, a componente de cisalhamento puro necessária para se estabelecer a

condição transpressiva ou transtensiva (Teyssier, Tikoff e Markley, 1995).

A terminação destas estruturas geralmente desenha feições em rabo de cavalo

(horse tail structures). Essas feições são relativamente comuns em todas as terminações

de falhas de qualquer ordem representando uma reação mecânica necessária para a

compensação de ausência de deslocamento. Nas terminações o deslocamento

relacionado à falha é reduzido para zero. Essa redução é então compensada com a

formação do rabo de cavalo, onde cada segmento menor (ou splay) “absorve” uma

fração do deslocamento total da falha, possibilitando sua redução para zero neste local.

Fig.19- Relações entre diferentes estruturas contracionais e extensionais associadas a desvios de direções

do plano de falhas direcionais e arranjos em stepovers. Dependendo da cinemática imposta pelos tensores

de esforço/deformação (setas vermelhas indicadas) em relação à geometria do plano, formam-se feições

em pull aparts ou push ups.

Fig.20 – Estrutura em Rabo de Cavalo (horse tail structure), com splays subordinados, em vista de mapa

e em bloco diagrama esquemático. Observar que a cinemática define a presença de estruturas

contracionais ou extensionais, em função da orientação de curvatura da terminação.

2.5.Literatura de Apoio


Costa, J.B.S.; Hasui, Y; Pinheiro, R.V.L.- 1992 – Bacias Sedimentares. Ed. da UFPA, 106p.



Ghosh, S.K. Structural Geology, Fundamentals and Modern Developments, Pergamon

Press,1993.



Hobbs, B.E, ; Means, W.D. & Williams, P.F. John, W. & Sons, 1976,




Analysis. Academic Press,1989, Quarta Edição.



Twiss, R. J. & Moores, E.M. -1992 - Structural Geology. W.H.Freeman and Company, New

York.


Bally, A. W. – 1981 – Listric Normal Faults. Oceanologica Acta Montrouge, v.4, p. 87-101.

Boyler, S.E.e Elliot, D. – 1982 – Thrust systems. AAPG Bulletin, 66, p.1196-1230.

Cloos, H. – 1928 – Experiment zur inneren Tektonic: Centralbl. F. Mineral. U. Pal., v.1928B,

p.609-621.

Kusznir, N.J. e Parker, R.G. - 1982 – Intraplate lithosphere deformation and heat flow. Nature

299, 247-256.

Riedel, W. -1929- Zur mechanic geologischer Brucherscheinungen: Centralbl. Mimeral. Geol.

U Pal. V.1929B, p.354-368.

Sibson, 1977 – Fault rock and fault mechanisms. Journal of the Geological Society, 133 (3),

p.191-214.

Tapponnier, P.; Peltzer, G. e Arminjo, R. – 1986 – On the mechanics of the collision between

India and Asia. Geological Society of London, Special Publication 19, 115-158.


Geology, V. 23, n.5 p. 447-450.

Tikoff, B. e Fossen, H. -1999 – Three-dimentional reference deformations and strain fácies.

Journal of StructuralGeology, 21, p. 1497-1512.

Tchalenko, J.S. – 1970 –Similarities between Shear Zones of Different Magnitudes. Geological

Society of America Bulletin, V.81, p.1625-1640.

Woodcock, N.J. e Fischer, M. - 1986 – Strike-slip duplexes. Journal of Structural Geology, 8,

p.725-735.

PARTE III

ESTRUTURAS

TECTÔNICAS: DOBRAS,

FOLIAÇÕES &

LINEAÇÕES, ZONAS DE

CISALHAMENTO DÚCTIL

AUTOR: Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro – Faculdade de Geologia COLABORADORES: Roberto B. Leal Segundo & Fábio Henrique Domingos

III. ESTRUTURAS TECTÔNICAS: DOBRAS, FOLIAÇÕES &

LINEAÇÕES, ZONAS DE CISALHAMENTO DÚCTIL

3.1. Introdução

Nesta parte do curso finalizamos a apresentação das estruturas tectônicas

presente nas rochas, enfocando mais especificamente as estruturas dúcteis, destacando

dentre elas, as dobras, foliações e lineações, e as zonas de cisalhamento dúctil. Nossa

abordagem seguirá em linhas gerais o mesmo caminho dos blocos anteriores, isto é,

serão apresentadas as diferentes classificações geométricas pertinentes, e uma

introdução aos mecanismos de formação de algumas dessas estruturas.

É importante lembrar que o objetivo ainda é reconhecer, registrar

descritivamente e quantitativamente as estruturas tectônicas e representar essas

informações no espaço cartográfico, dirigindo os resultados para o mapeamento

geológico, como ferramenta básica em toda abordagem geológica. O objetivo final é o

entendimento da história geológica das rochas onde essas feições possam ocorrer tendo

o tempo geológico como elemento intrínseco fundamental.

Ressalta novamente que a Análise Geométrica é a ferramenta metodológica

inicial para qualquer abordagem na Geologia Estrutural, que permite a organização

espacial e temporal das estruturas tectônicas em suas diferentes escalas. Somente a

partir da Análise Geométrica se pode elaborar a Análise Cinemática, cujo alcance pode

conduzir o estudo, de modo seguro, para a História Geológica.

Com parte final desse bloco de informações, é importante que o estudante

perceba os diferentes processos responsáveis pela deformação na Terra, e entender que

os mesmos se distinguem basicamente a partir do local (posição na placa e

profundidade) onde se formam, das características mecânicas das rochas envolvidas e da

taxa se deformação (strain rate) subordinada. Os processos de deformação, sob este

aspecto, não têm relação imediata com o tempo geológico, podendo os diferentes

processos ter lugar concomitantemente em qualquer momento do tempo geológico, ao

longo de sua história evolutiva.

3.2. Deformação Dúctil e suas Estruturas.

Na segunda parte deste curso (Parte II) foram apresentadas breves

considerações conceituais sobre os diferentes tipos de deformações e seus ambientes

(veja o ítem II- Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera). Na ocasião

foram introduzidos os conceitos de deformação rúptil e deformação dúctil e suas

implicações no mecanismo de desenvolvimento das estruturas tectônicas. Em seguida,

naquele módulo, foram apresentadas as principais estruturas de natureza rúptil com

destaque para as fraturas de modo generalizado, incluindo os diferentes tipos de falhas e

estruturas subordinadas.

Nesta parte vamos abordar particularmente as estruturas dúcteis e para isso há

necessidade inicialmente de se ter noção clara do conceito de deformação dúctil e suas


Como mencionado em tópicos anteriores, o comportamento dúctil acontece em

condições limitadas de temperatura e pressão, reservadas particularmente a

profundidades litosféricas maiores que 10 a 15 km, variavelmente nos diferentes

ambientes geológicos terrestres. Este ambiente é associado particularmente às chamadas

zonas de cisalhamento dúctil, como feições comuns na litosfera (Fig.1).

Fig.1 – As falhas (zonas decisalhamento rúptil) e as zonas de cisalhamento dúctil em relação a

profundidade crustal. Os diferentes tipos de rochas geradas reflentem o ambiente crustal e as condições de

deformação. Veja texto a seguir para informações complementares.

As zonas de cisalhamento dúctil correspondem a um conjunto de estruturas

formadas em posição meso a infracrustal, as quais se associam direta ou indiretamente,

tanto espacialmente quanto temporamente, a grande maioria das dobras e tramas

foliadas (planares) e estiradas (lineares), nos diferentes ambiente geológicos terrestres.

A palavra dúctil é aplicada em Geologia Estrutural em diferentes sentidos,

relacionada à pelo menos dois critérios mecânicos mais importantes: (1) a reologia da

deformação, tomando em consideração as relações entre tensão (stress), taxa de

deformação (strain rate), pressão e temperatura; e (2) aos mecanismos microscópicos

(em escala de cristais) operantes capazes de produzir deformação sob condições de

fluxo viscoso.

Entende-se por deformação dúctil o conjunto de processos tectônicos

desenvolvidos por deformação permanente, no estado sólido, onde não há perda de

coesão em qualquer escala (desde a escala do grão do cristal até dimensões

quilométricas), sem evidências de deformação rúptil.

Observe que ficam excluídos deste conceito, por exemplo, os modelos de

deformação sindeposicionais presentes em sedimentos inconsolidados (soft-sediment

deformation) e outros tipos que não envolvam mecanismos de deformação

cristalográfica, na escala de grãos, que não obedeçam a essas condições reológicas.

É comum ainda o emprego dos termos deformação em estado plástico ou

mesmo deformação cristalográfica plástica para se fazer referência à deformação

dúctil. Esta tentativa deve ser evitada considerando que o termo plástico refere-se

exclusivamente a um tipo particular de comportamento reológico que não inclui várias

condições específicas presentes durante a deformação dúctil, tais como deslocamento

intracristalino, e outros (para mais informações veja, por exemplo, o Cap. 19 –

Microscopic Aspects of Ductile Deformation, em Twiss & Moores 1992).

O processo dúctil, neste aspecto, pode ser termalmente ativado, ou induzido em

condições particulares de deformação sob fluxo em estado sólido, semelhante ao que

um torneiro mecânico provoca para facilitar a preparação de uma peça metálica,

forçando o material a uma determinada forma, por indução de calor.

A propriedade, ou capacidade de fluxo em estado sólido, deve-se ao fato desses

materiais, tal como as rochas, serem policristalinos, isto é formadas por agregados de

cristais. O mesmo se observa em gelo, nos glaciares ao se moverem lentamente por

gravidade nas montanhas.

O estado dúctil pode ainda ser induzido fora das condições litosféricas ideais

por ação de fluidos (p.e. hidrotermais) com altas temperaturas, capazes de alterar o

comportamento mecânico das rochas onde o mesmo se aloja ou percola, produzindo

recristalização em diferentes condições e escalas. Com exemplo de estudos clássicos e

reologia do estado dúctil, sugerimos uma visita a publicação clássica da série

Geophysical Monograph n.24 apresentada por Carter et al. (1981) dentre outros mais

recentes (p.e. Knipe & Rutter, 1990; Twiss & Moores, 1992 Part IV. Cap.18, 19 e 20).

Para finalizar é importante lembrar a necessidade de priorizar, em Geologia

Estrutural, a aplicação de termos que envolvam o máximo de caráter descritivo e o

mínimo de conotação genética, principalmente quando estes ficam limitados a algum

processo geológico específico. O uso de termos descritivos trás facilidade e segurança

por se basear em características e observações obtidas diretamente na geometria ou

textura da rocha, sem necessariamente envolver aspectos relacionados à sua origem ou

mecanismo de formação.

Com base na identificação detalhada de feições descritivas particulares de

qualquer estrutura geológica, se pode inferir com segurança sobre os diversos aspectos

de sua natureza reológica e identificar os diferentes mecanismos de deformação

envolvidos, avançando posteriormente no sentido do entendimento de origem da

mesma.

3.3. As Dobras.

Sob o ponto de vista geológico Dobras representam flexuras de qualquer

elemento geológico planar ou tabular (por exemplo: acamamento, foliação, bandamento

composicional ou metamórfico, camada, dique, etc.) geradas por cisalhamento puro,

cisalhamento simples ou ambas simultaneamente no caso de deformação

transpressiva/transtensiva.

As dobras desenham formas geométricas cônicas, cilíndricas ou curviplanares /

curvilineares, de acordo com o modo de deslocamento da geratriz responsável pela

definição da geometria de sua superfície de contorno (Fig.02).

Fig.02 – Dobras cilíndricas, cônicas e curvilineares/curviplanares. O movimento da geratriz de cada uma

dessas dobras defina as diferenças. Geratriz que se desloca paralelamente no espaço desenha dobras

cilíndricas; geratriz que se desloca com um ponto fixo no espaço desenha dobras cônicas. Quando o

deslocamento da geratriz de forma irregular no espaço desenha as dobras curvilineares a curviplanares.

Semelhantemente a todas as estruturas geológicas identificadas pelos geólogos,

as dobras necessitam ser devidamente posicionadas no espaço para que possam ser

representadas cartograficamente. Em importante lembrar que em Geologia as estruturas

são geometricamente organizadas a partir de planos e linhas de referencias materiais ou

imaginárias, que possam ser marcadas no sistema de coordenadas geológico, no formato

de atitudes de planos e linhas.

De uma forma inicial, as dobras podem ser posicionadas no espaço de acordo

com a posição de seus eixos e planos axiais (Fig.03). O eixo corresponde a uma linha

que une os pontos de máxima curvatura da estrutura; o plano axial é um plano

imaginário que divide a dobra simetricamente, que contem o eixo.

Fig.03 – Principais elementos geométricos de uma dobra: plano axial – plano de simetria da dobra; eixo –

linha que une os pontos de máxima curvatura da dobra; charneira – região de maior curvatura da dobra;

flanco – região lateral da dobra; calha e crista – região de charneira côncava e região de charneira

convexa respectivamente; ponto de inflexão - ponto que liga duas dobras conjuntas.

Outros elementos básicos de caracterização da dobra no espaço são: a região de

charneira, o flanco, o ponto de inflexão, a crista e a calha (Fig.03).

Calha

Ponto de inflexão

Eixo

Flanco

Charneira

Charneira

Plano Axial

Crista

É ainda necessário que as dobras sejam caracterizadas com relação a sua

escala. Para isso usam-se os mesmos parâmetros aplicados pela Física para o estudo das

ondas: o comprimento de dobra (λ) – distância entre duas cristas ou calha; e a amplitude

da dobra (A) – distância entre a crista (ou calha) e o ponto de inflexão na posição

perpendicular a linha que une vários pontos de inflexão (Fig.04).

Fig.04 – Referenciais de tamanho das dobras: comprimento de dobra (λ) e a amplitude da dobra.

Para que as dobras sejam devidamente estudadas em campo torna-se necessária

a sua observação em 3D ou, no mínimo em uma seção verdadeira, isto é em um corte

que mostre a estrutura na sua posição frontal, preferencialmente perpendicular a seus

principais elementos geométricos (eixo e plano axial). Qualquer outro corte que não

satisfaça a essa condição representa a dobra em sua seção aparente (Fig.05).

Fig.05 – Cortes, ou seções, aparentes e verdadeiras de uma dobra.

3.3.1. Classificações mais usadas na descrição das dobras.

Quanto à posição relativa da concavidade.

Dependendo da posição relativa da concavidade pode-se classificar

descritivamente as dobras em: (1) antiforme – quando a concavidade da estrutura estiver

voltada para baixo; (2) sinforme – quando a concavidade da estrutura estiver voltada

para cima; e (3) dobra neutra – quando a concavidade da dobra estiver voltada para os

lados (Fig. 06).

Fig.06 – Dobras tipo antiforme, sinforme e neutra. A classificação se refere à posição relativa da

concavidade da estrutura: concavidade voltada para baixo – antiforme; concavidade voltada para cima –

sinforme; concavidade posicionada para os lados – dobra neutra.

É importante, neste ponto, não confundir os termos acima com anticlinal e

sinclinal, que, por terem conotação estratigráfica, devem ser usado especificamente para

dobras relacionadas a pacotes de rochas sedimentares, ou arranjos em camadas

sobrepostas, cuja idade relativa pode ser direta ou indiretamente inferida. No sinclinal

as camadas mais novas da seqüência se posicionam na parte central da estrutura,

enquanto que em anticlinais as camadas mais velhas estão arrumadas no centro da

feição (Fig. 07).

Fig.07 – Modelos de dobras anticlinais e sinclinais em pacotes de rochas sedimentares onde as camadas

mais inferiores são mais velhas que as superiores obedecendo a Lei da Superposição das Camadas. No

anticlinal a camada mais antiga está no centro da estrutura; no sinclinal a camada mais nova está no

centro.

Quanto ao ângulo de abertura da dobra (ângulo interflancos).

O ângulo formado entre os flancos da dobra, conhecido como ângulo

interflanco, é um dos parâmetros geométricos mais elementares usados para descrever a

geometria das dobras. De acordo com essa relação as dobras podem ser descritas como

(Fig. 08):

Terminologia Ângulo interflanco

- Suave - ângulo entre 180º e 120º

- Aberta - ângulo entre 120º e 70º.

- Fechada - ângulo entre 70º e 30º.

- Apertada - ângulo entre 30º e 0º.

- Isoclinal - ângulo de 0º - flancos paralelos.

Fig.08 – Tipos de dobras de acordo com o ângulo de fechamento ou ângulo entre os flancos (ângulo

interflanco).

Quanto à simetria (ou assimetria).

As dobras em suas seções perpendiculares aos seus planos axiais (seções

verdadeiras) podem mostrar padrões de simetria ou assimetria.

Padrões assimétricos são determinados pela presença de segmentos em

seqüências “longo-curto-longo” desenhando figuras em “Z” ou “S”, indicativos de

cinemática destral ou sinistral respectivamente (Figs. 9 e 10).

Fig.09 – Padrões de assimetria observados em perfil verdadeiro de dobras, definido pela presença de

dobras com flancos NE sequência “longo-curto-longo”. A partir da assimetria se determina a vergência da

estrutura (direção de transporte).

A assimetria determina a direção de fluxo, que pode estar relacionada, em

maior escala, a direção de transporte tectônico ou a vergência tectônica. A vergência

representa a direção de deslocamento de massa tectônica, geralmente associada á

direção de proveniência do tensor de encurtamento.

Fig.10 – Os diferentes padrões de dobras parasíticas, em “Z”, “S, “M” e “W”, compondo partes de dobras

maiores. As vergências relativas a cada situação estão indicadas nas figuras em detalhe. Observar que as

dobras em “M” e “W” marcam a posição dos ápices da dobra maior, e correspondem a antiformes e

sinformes respectivamente.

Em escala continental, a vergência indica a posição do “ante-país” (terreno

rígido, ou maciço, situado por trás da zona de dobramento nos terrenos de colisão –

termo herdado da Teoria Geosinclinal), permitindo o posicionamento das estruturas no

contexto do cinturão. A presença de obstáculos (buttress) no espaço da convergência

pode inverter as direções de vergência localmente, ou mesmo regionalmente.

Padrões simétricos se caracterizam por ângulos retos entre a linha (ou

superfície) envoltória e o traço do plano axial (ou linha de simetria da dobra), e pela

ausência de segmentos curtos e longos nos flancos das dobras. Dobras simétricas são

sugestivas de relação com campos de tensões coaxiais (Fig. 11).

Fig.11 – Os padrões de dobras parasíticas, em “Z”, “S, “M” e “W”, e seus respectivos sentidos

cinemáticos. Os parâmetros w e A correspondem ao comprimento de onda e amplitude da dobra, descritos

na Fig.04.

Quanto ao ângulo de mergulho das isógonas (Classificação de

Ramsay).

O estilo da dobra, neste caso, é comparado a partir do estilo das dois planos de

acamamento que determinam o top e a base da camada dobrada. Esta comparação,

conforme sugerido por Ramsay, pode ser feito a partir do ângulo de mergulho das

isógonas. Este parâmetro geométrico, representado por uma linha no perfil da dobra,

pode se determinado ao se encontrar na dobra dois pontos de interseção, um na base e

outro no topo da camada dobrada, entre a superfície dobrada e a linha tangente que

forma o mesmo ângulo em relação à linha ortogonal ao traço axial da mesma (Fig. 12).

De acordo com essa classificação se individualizam três grupos de dobras:

1- Dobras com isógonas

convergentes: Classe 1A;

Classe 1B e Classe 1C.


paralelas: Classe 2.


divergentes: Classe 3.

O arranjo das linhas de isógonas reflete geometricamente os diferentes tipos de

dobras individualizadas a partir das diferenças em espessura apical:

- Dobras da Classe 1A apresentam ápice menos espesso que os flancos.

- Dobras da Classe 1B apresentam espessura apical semelhante à

espessura dos flancos.

- Dobras da Classe 1C, Classe 2 e Classe 3 têm ápices gradativamente

mais espessos.

Compare os desenhos apresentados na Fig.12.

A variação da espessura apical reflete as condições mecânicas da rocha sobre

dobramento e/ou as condições físicas do ambiente onde o processo ocorre, de tal modo

que:

1-Dobras 1A indicam baixa capacidade de fluxo de material para as zonas de

baixa tensão (região apical) e/ou ambiente relativamente raso.

2- Dobras 1B, 1C e 2 formam-se em níveis crustais progressivamente mais

profundos respectivamente, ou tem relação com rochas relativamente menos

competentes.

3 – Dobras da Classe 3 se relacionam com processo de dobramento em níveis

crustais relativamente profundos (plenamente dúcteis), ou envolve dobramento de

rochas com plasticidade alta para permitir fluxo fácil de material para a região apical,

onde há predominância de baixas tensões.

Enquanto as dobras dos tipos 1A e 1B se relacionam a ambientes de níveis

crustais rasos, rúpteis, as dobras dos tipos 1C a 3 têm relação com ambientes

progressivamente mais dúcteis. As dobras da Classe 3, que refletem condições

plenamente dúcteis de formação, podem evoluir para processos de rompimento de

flancos e de transposição, com eventual deformação completa da dobra.

Desta forma, é importante observar que a classificação, por mais geométrica

que pareça, conduz para interpretações genéticas e mecânicas bem estabelecidas e por

essa razão tem importância primordial entre as diferentes classificações e sugestões de

descrições para as dobras.

Para complementação se sugere uma consulta na Figura 11.20, na página 232

do Twiss e Moores, que apresenta a classificação tomando como base a variação da

espessura apical para as diferentes dobras, com base na classificação de Ramsay acima

mostrada.

Fig.12 – Diferentes tipos de dobras classificadas de acordo com o mergulho das linhas de isógonas. A

figura no canto superior esquerdo mostra a definição geométrica da isógona de mergulho. A classificação

foi sugerida por Ramsay e diferentes tipos apresentados têm relação direta com as condições mecânicas

do dobramento, iniciando com fraca ductibilidade e no tipo 1A e aumento gradualmente a ductibilidade

em direção da dobra tipo 3 (veja texto).

Quanto ao mecanismo de formação.

As dobras podem se formar por (1) flexura do elemento planar – tabular; (2) por

cisalhamento do elemento planar – tabular ou (3) por arrasto nas bordas e adjacências de

zonas de cisalhamento.

Dobras formadas por flexura mecânica exigem ambientes de dobramento

capazes de facilitar a “ductibilidade” da rocha para permitir fluxo de partículas durante

a deformação. Nesse caso a viscosidade dos materiais componentes da rocha, a

temperatura, e a pressão são fortes condicionantes e precisam ser relativamente alta ou

ter capacidade de serem alteradas durante o processo. Quanto mais dúctil for, ou estiver,

a rocha mais facilidade a dobra flexural vai encontrar para se formar.

Dobras formadas em regime de cisalhamento são chamadas dobras forçadas e

têm uma história mecânica distinta das flexurais. Fazem parte desse conjunto as dobras

em chevron e os kink bands ou dobras em caixa (Fig.13).

Fig.13 – Três estilos geométricos para dobras forçadas em padrão kink band. Os planos destacados em

linhas pontilhadas correspondem aos planos de cisalhamento responsáveis pela rotação dos blocos

internos que constroem as dobras. Na dobra esses planos são chamados de superfície confinante. Para a

figura em (a), não existindo planos de cisalhamentos cruzados, forma-se um monoclinal.

3.4. Foliações e Lineações.

A foliação e a lineação são elementos geométricos de tramas deformacionais

presentes nas rochas (Twiss e Moores, 1992).

Sob o ponto de vista geométrico, trata-se por foliação qualquer estrutura planar

homogeneamente distribuída na rocha, destacando-se os planos formados pelo

alinhamento paralelo de minerais placosos; pelo alinhamento de minerais e/ou objetos

geológicos achatados (p.e. seixos, fósseis, grãos, etc.); pela concentração em bandas de

agregados minerais distintos (p.e. o bandamento em gnaisses, etc.).

A lineação é definida pela presença na trama da rocha de agregados ou objets

geológicos lineares (Passchier e Trouw, 1996). Podes ser superficial, se presente na

superfície de planos particulares (p.e. as estrias em planos de falhas) ou penetrativa

quando ocorre em todo, ou parte do volume da rocha.

A presença da foliação e/ou da lineação tem sido relacionada ao metaformismo

e por essa razão, notadamente nas décadas passadas, se usavam termos com fortes

conotações metamórficas, gerando dificuldades de aplicação e entendimento de suas

relações com o processo de deformação, que não acompanha necessariamente os

processos metamórficos.

Termos como xistosidade, clivagem ardoseana, e o próprio bandamento

gnáissico, são exemplos de tipos de foliações metamórficas. A aplicação destes termos

pouco ou nada indica sobre o processo deformacional e seus usos dependem quase que

exclusivamente da caracterização do metamorfismo das rochas em questão.

Para evitar essa dificuldade sugere-se o uso da classificação geométrica para as

foliações e lineações, que pode ser aplicada sem que haja necessidade de investigações

genéticas da feição, e que tem base em critérios morfológicos e descritivos. A

morfologia tanto da foliação como da clivagem, em tectonitos, deve ser descrita de

acordo com a forma ou arranjo dos componentes das rochas onde estas se encontram

registradas (Fig. 14).

O termo clivagem (sensu-stricto) mencionado acima, pode ser usado para

descrever tramas rochosas que tendem a fraturar-se ou romper-se ao longo de

superfícies com uma orientação preferencial específica (Twiss e Moores, 1992).

O termo bandamento, sob o ponto de vista morfológico, refere-se às feições

planares ou tabulares encontradas nas rochas, marcadas pelas sucessões de bandas ou

camadas com composição mineralógica ou microestrutural distinta (Passchier e Trouw,

1996).

Em rochas deformadas nos domínios de zonas de cisalhamento dúcteis podem

ser observadas as foliações S-C, representadas por estruturas planares, geradas a partir

da progressão da deformação cisalhante. Essas estruturas conjugadas, simétricas ou

assimétricas, são formadas quase sempre simultaneamente (Almendinger, 1999).

Fig. 14 – Tabela de classificação morfológica para as foliações (modificado de Twiss e Moores, 1992).

Do mesmo modo, as lineações, em escala mesoscópica, podem ser descrições de

acordo com a classificação morfológica sugerida por Twiss e Moores (1992),

apresentada na Fig. 15.

Fig. 15 – Tabela de classificação morfológica para as lineações (modificado de Twiss e Moores, 1992).

3.4.1. Comentários complementares sobre a presença da foliação e da lineação em

tectonitos.

É necessário lembrar que a presença da foliação e da lineação na trama de rochas

deformadas é resposta do modo de deformação a que a rocha foi submetido. Em

situação de cisalhamento puro, uma esfera de referência, de raio unitário, pode ser

deformada e gerar um prolato, um oblato ou ser deformado por deformação plana.

Neste estado particular de tensão, ao sofre achatamento, a esfera de referência, que pode

representar um cristal na trama de uma rocha, desenvolve prioritariamente texturas

foliadas.

Por outro lado, a esfera ao sofrer estiramento gera elementos de trama lineares

onde a lineação responde pela textura da rocha deformada resultante.

Em todos esses casos o Diagrama de Flinn pode ser usado na investigação do

tipo de deformação predominante em uma rocha ou na previsão da presença

predominante de uma ou outra trama na mesma.

No primeiro módulo foi discutido que os estados de deformação coaxial e não-

coaxial, representam apenas pontos nos extremos de um longo espectro de respostas,

onde coexistirão diferentes contribuição de cisalhamento simples e cisalhamento puro.

Este estado de defrormação, chamado de deformação geral, é bem exemplificada pela

defoermação transpressiva e transtensiva, também definidas no final do Módulo I.

Com esses conceitos em mente, é necessário investigar a influência desse

conceito na presença, distribuição e comportamento da foliação e da lineação sob esta

ótica de strain.

A transpressão particionada (veja Fig 17 no Módulo I), quando observada em

rochas naturalmente deformadas, em geral exibe arranjos complexos, com geração de

tramas e orientação das estruturas muitas vezes concordantes ou discordantes ao trend

regional de determinada área. Tal fato ocorre pelas mudanças na orientação dos eixos

principais da deformação finita ao longo da deformação progressiva (Robin & Cruden,

1994; Tikoff & Teyssier, 1994; Jones & Tanner, 1995).

A orientação dos eixos de deformação finita está associada com a orientação do

vetor vorticidade, o qual se constitui em uma medida adimensional da quantidade de

rotação em relação à taxa de estiramento (Truesdell, 1953; Tikoff & Fossen, 1995).

Durante deformação progressiva, o vetor vorticidade tende a mudar de posição

de acordo com os incrementos da taxa de estiramento. As estruturas geradas podem

exibir variações na orientação preferencial dentro de um mesmo estágio deformacional,

ao invés de representar vários estágios deformacionais (Robin & Cruden, 1994; Tikoff

& Fossen, 1995; Tikoff & Teyssier, 1994; Fig. 16).

Os modelos de transpressão existentes fornecem padrões deformacionais

tentativos que podem ser correlacionados com o estado de deformação natural das

rochas (Robin & Cruden, 1994; Fossen & Tikoff, 1998; 1999). No entanto, a

deformação natural das rochas, na maioria dos casos, se aproxima mais de uma

combinação de um ou mais modelos, ao invés de exibir semelhanças recorrentes com

apenas um modelo (Fig. 16).

Fig. 16 - Padrões deformacionais e de trama sugeridos por Robin & Cruden (1994) para diferentes

estágios da deformação transpressiva (modificado de Robin & Cruden, 1994). Y- distância normatizada a

partir da borda da zona; Z – altura (vertical); f- razão entre a componente de cisalhamento puro e a

componente de cisalhamento simples.

Em outras palavras, a presença da trama planar e linear em rochas deformadas, e

principalmente a posição que estas estruturas vão tomar nas rochas, têm um forte

controle (1) da intensidade de cada componente particular de cisalhamento puro e

simples participantes da deformação; e (2) da posição da rocha em relação à borda da

zona de deformação onde o mecanismo teve lugar.

Com isso, ao se pensar em estado de deformação geral (p.e. transpressão), não

cabe o uso da mesma rotina de coleta e interpretação das estruturas planares e lineares

como era usado há décadas atrás, onde apenas as condições apresentadas pelo Diagrama

de Flinn eram contempladas tomando em conta a deformação coaxial ou por

cisalhamento puro.

De acordo com Tikoff & Greene (1997), a ocorrência de lineações de

estiramento horizontais e verticais em zonas transpressivas dominadas por cisalhamento

simples tem relações com a orientação do eixo maior do elipsóide de deformação finita,

ou eixo X.

No caso da transpressão dominada por cisalhamento simples, o ângulo de

convergência (α) responsável pelo encurtamento transpressivo tem que ser

necessariamente menor do que 20º. Neste caso as lineações que se desenvolvem nos

estágios iniciais sob estas condições são horizontais, podendo tornar-se verticais com a

progressão da deformação (Fig.17).

Fig. 17 - Diferentes posições da lineação de estiramento com o aumento da deformação progressiva

(modificado de Tikoff & Greene, 1997).

Isso ocorre porque o eixo x do elipsóide de deformação finita é inicialmente

horizontal na transpressão dominada por cisalhamento simples, mas muda para a

posição vertical com progressão da deformação (veja Fig.18 no Módulo I).

Dessa forma, a orientação da lineação de estiramento na transpressão dominada

por cisalhamento simples vai depender da quantidade de deformação para um dado

conjunto de condições de limite (tais como α constante).

Na transpressão dominada por cisalhamento puro, α>20º, o eixo maior do

elipsóide de deformação finita é sempre vertical e, conseqüentemente, a lineação de

estiramento também será vertical.

Para um dado valor de α na transpressão dominada por cisalhamento simples,

lineações horizontais e verticais podem se desenvolver, dependendo da magnitude da

deformação finita registrada na zona de cisalhamento. Em outras palavras, um ângulo de

convergência (α) constante leva ao desenvolvimento seqüencial de lineações de

estiramento horizontais, achatamento puro e lineações verticais com a progressão da

deformação.

As estruturas S-C são uma forma particularmente comum de partição da

deformação que tendem a acumular uma porção maior da componente de cisalhamento

simples em zonas discretas.

Uma conclusão importante de Tikoff & Greene (1997) é que lineações de

estiramento não necessariamente registram a direção de transporte tectônico em uma

zona de cisalhamento, particularmente em zonas de alta deformação. O critério de

assumir que a lineação se forma paralela à direção de movimento provém da aplicação

de critérios de sentido de cisalhamento (Berthé et al., 1979, Simpson & Schimd, 1983),

e é valida em casos onde a deformação se aproxima das condições de cisalhamento

simples plano. Entretanto, o desenvolvimento de lineações de estiramento em

deformação tridimensional, como a transpressão, pode ser muito complexo e

potencialmente resultar na formação simultânea de duas lineações ortogonais

cinematicamente relacionadas. Em particular, a orientação da lineação de estiramento

pode variar tanto ao longo do strike, ou em um mesmo afloramento, devido a variações

na deformação finita acumulada e a quantidade de cisalhamento simples particionado

dentro das bandas de cisalhamento.

3.5. Zonas de Cisalhamento Dúctil.

O termo zona de cisalhamento é usado para definir zonas planares que

acomodam movimentos de blocos relativamente rígidos, onde há concentração da

deformação. Esta deformação geralmente apresenta uma componente rotacional,

refletida em deslocamentos laterais relativos dos blocos envolvidos (Passchier e Trouw,

1996).

As zonas de cisalhamento possuem espessuras variáveis, de milimétricas a

dezenas de quilômetros; extensões submilimétricas a centenas de quilômetros, e podem

ser rúpteis ou dúcteis. As zonas de cisalhamento visíveis ao microscópio, em amostras

e em afloramentos de espessuras razoáveis são denominadas bandas de cisalhamento.

As zonas ou bandas de cisalhamento, em níveis crustais profundos, têm o

mesmo papel das falhas, em níveis crustais rasos (rúpteis). A geometria destas

estruturas define sua posição e organização relativa, e a cinemática é determinada pela

rotação de objetos presentes na trama das rochas da zona (Fig.18).

Para se verificar o sentido de movimento interno e externo (relativo) à zona, usa-

se o conceito da assimetria dos grãos formados por blastese (recristalização dinâmica),

chamados porfiroblastos, e/ou os formatos assimétricos e trilhas deixadas por cristais

não recristalizados, denominados de clástos ou porfiroclástos, presentes na trama. Em

todos esses casos, cabe aqui a noção de fluxo e vorticidade, apresentada no Módulo I.

Os principais indicadores cinemáticos usados para a determinação da cinemática

em zonas de cisalhamento dúctil podem ser resumidos em: (1) rotação de elementos

planares pré-existentes; (2) deformação e rotação de corpos pré-existentes; (3)

assimetria de dobras; (4) estruturas S/C; (5) bandas de cisalhamento; (6) porfiroclastos

fragmentados e sub-grãos deslocados; (7) deslocamento e rotação de fragmentos por

fraturas de cisalhamento e/ou distensão; (8) assimetria de zonas de sombra (estruturas σ

e δ); (9) assimetria de esteiras de sub-grãos nas extremidades de porfiroclastos; (10)

assimetria de porfiroclastos sigmóides de mica – mica fish; (11) trama de eixos C de

cristais de quartzo; e (12) rotação de porfiroblastos. (Fig. 18).



deformação. Veja texto a seguir para informações complementares. (modificado de Passchier e

Trouw, 1996).

3.5.1. Milonitos e Cataclasitos

Segundo Sibson (1977), a geração de milonitos e cataclasitos ocorre de acordo

com os gradientes térmicos e níveis crustais nos quais as rochas são deformadas

(Fig.19).

A litosfera é dividida em profundidade em zona rúptil, onde são gerados

principalmente rochas de falha, os cataclasitos, e rochas finas pulverizadas (gouge).

Na zona dúctil, que se inicia a partir de aproximadamente 15km de

profundidade, a deformação ocorre por cominuição (diminuição de tamanho por

“trituração” dos grãos) e associa-se a transformações metamórficas geradas a partir dos

gradientes térmicos que variam entre 250º-300º C. Nesta zona são gerados os milonitos.

O modelo de Wise et al. (1984) relaciona a taxa de deformação das rochas com a

taxa de recuperação dos elementos de trama que compõem as mesmas (Fig.20).

Fig. 19 - Modelo de Sibson (1977) para a geração de diferentes tipos de rochas em distintos níveis

crustais.

A classificação apresentada por Wise et al (1984) deve ser observada com

detalhes. Trata-se de uma proposta relativamente antiga, mas que continua sendo única

no sentido de relacionar a taxa de deformação com a capacidade da rocha de se

recristalizar (taxa de recuperação), sendo, portanto bastante útil para se entender as

possíveis transformações estruturais e de trama metamórfica no contexto das zonas de

cisalhamento. A proposta trabalha com os diferentes tipos de mecanismos de

recuperação dos cristais diante da deformação: (1) diffusion creep e deslocamento entre

bordas de grãos; (2) migração de borda de grãos; (3) crescimento de cristais novos; (4)

desenvolvimento de trama orientada de grãos minerais; (5) aumento da pressão de

solução por diminuição no tamanho dos grãos e abertura de espaços; e (6)

enfraquecimento hidrolítico (“entrada de água”) dos minerais por difusão de água.

Fig. 20 – Os vários tipos de rochas gerados em diferentes condições de pressão e temperatura. Os campos

relativos aos tipos litológicos podem variar de acordo com as condições de temperatura, stress deviatório,

mineralogia e nível crustal (modificado de Wise et al., 1984).

Sugerimos aos estudantes que façam as leituras complementares, escolhendo

nas referências sugeridas pelo menos um livro texto e alguns artigos. O assunto é vasto

e extremamente importante para o entendimento básico da Geologia Estrutural.







Press,1993.

Hancock, P.L. - 1994 - Continental Deformation. Pergamon Press. 421p.

Hasui, Y. & Costa, J.B.S. – 1991- Zonas e Cinturões de Cisalhamento, UFPa.

Hasui, Y. & Mioto, J.A. – 1992 - Geologia Estrutural Aplicada. ABGE.



Grau. EDUSP, 1990.

Price, N.J. & Cosgrove, J.W. - 1994 - Analysis of Geological Structures. Cambridge University

Press, 502p.







Twiss, R. J. & Moores, E.M. -1992 - Structural Geology. W.H.Freeman and Co, New York.



Magazine, 108(1), 27-42.

Carreras, J. - 1977 – Shear zones in foliated rocks: geometry and kinematicas. In: Ghosh, S.K.

Structural Geology, Fundamentals and Modern Developments, Perg. Press,1993.p.185-217.

Holdsworth, R.E.; Strachan, R.A. & Dewey, J.F. – 1998 - Continental Transpressional and

Transtensional Tectonics. Geological Soc. Special Publication n. 135.









Sanderson, D.J. & Marchini, W.R.D. - 1984 - Transpression. J.of Struct.Geol.6(5), 449-478.


p.191-214.

Simpson,C. – 1986 –Determination of movement sense in mylonites. Journal of Geological


Tikoff, B. e Fossen, H. -1999 – Three-dimentional reference deformations and strain facies.

Storti, F.; Holdsworth, R.E. e Salvini, F. – 2003 – Intraplate Strike-slip Deformation Belts.

Geological Soc. Special Publication n. 210.

Teyssier, C.; Tikoff, B. e Markley, M., 1995. Oblique plate motion and continental tectonics.

Geology, 23 (5), 447-450



ESPECIALIZAÇÃO:

GEOLOGIA DE MINAS E TÉCNICAS DE LAVRA A CÉU ABERTO

ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro

PEGEO2015

MÓDULO I:Geologia Aplicada a Mineração

UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA Á MINERAÇÃO

CAPÍTULO 4: ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

SUMÁRIO

I. NOÇÕES DE TENSÃO E DEFORMAÇÃO DAS ROCHAS ....................................................................... 4

1.1. Introdução: ................................................................................................................................... 4

1.1. O Conceito de Tensão em Geologia Estrutural: .......................................................................... 5 1.1.1. Vetores e Tensores. .............................................................................................................. 7 1.1.2. Força e Tensão e o Tensor de Esforço (stress)...................................................................... 8 1.1.3. O Círculo de Mohr. ............................................................................................................. 13

1.2. O Elipsóide de Esforço ................................................................................................................. 15 1.2.1. Significado Geológico do Elipsóide de Esforço. .................................................................. 15

1.3. Cisalhamento Puro e Cisalhamento Simples ............................................................................... 19

1.4. Deformação das Rochas ............................................................................................................. 20 1.4.1. O Elipsóide de Deformação. ............................................................................................... 20 1.4.2. O Conceito Geométrico da Deformação – Modelos de Deformação Coaxial (por Cisalhamento Puro) e Não- Coaxial (por Cisalhamento Simples). ...................................................... 21 1.4.3. Noções de Fluxo e Deformação - O Conceito de Vorticidade. ............................................ 25 1.4.4. Introdução ao Modelo de DeformaçãoTranstensiva e Transpressiva. ............................... 30


II. ESTRUTURAS TECTÔNICAS: FRATURAS, FALHAS & JUNTAS .......................................................... 41

2.1. Introdução .................................................................................................................................. 41

2.2. O Conceito de Fácies de Deformação e as Estruturas Tectônicas. .............................................. 41

2.3. Ambientes de Deformação em Profundidade na Litosfera. ........................................................ 44

2.4. A Deformação Rúptil ................................................................................................................... 46 2.4.1. Introdução .......................................................................................................................... 46


III. ESTRUTURAS TECTÔNICAS: DOBRAS, FOLIAÇÕES & LINEAÇÕES, ZONAS DE CISALHAMENTO DÚCTIL67

3.1. Introdução .................................................................................................................................. 67

3.2. Deformação Dúctil e suas Estruturas. ......................................................................................... 67

3.3. As Dobras. ................................................................................................................................... 69 3.3.1. Classificações mais usadas na descrição das dobras. ......................................................... 71

3.4. Foliações e Lineações. ................................................................................................................. 78 3.4.1. Comentários complementares sobre a presença da foliação e da lineação em tectonitos. 80

3.5. Zonas de Cisalhamento Dúctil. ................................................................................................... 84 3.5.1. Milonitos e Cataclasitos ...................................................................................................... 85


PARTE I

NOÇÕES DE TENSÃO E

DEFORMAÇÃO DAS

ROCHAS

