UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARA

INSTITUTO DE GEOCINCIAS

DISCIPLINA: GEOLOGIA APLICADA MINERAO

CAPTULO 4: ELEMENTOS DE GEOLOGIA ESTRUTURAL

SUMRIO

I. NOES DE TENSO E DEFORMAO DAS ROCHAS ....................................................................... 4

1.1. Introduo: ................................................................................................................................... 4

1.1. O Conceito de Tenso em Geologia Estrutural: .......................................................................... 5 1.1.1. Vetores e Tensores. .............................................................................................................. 7 1.1.2. Fora e Tenso e o Tensor de Esforo (stress)...................................................................... 8 1.1.3. O Crculo de Mohr. ............................................................................................................. 13

1.2. O Elipside de Esforo ................................................................................................................. 15 1.2.1. Significado Geolgico do Elipside de Esforo. .................................................................. 15

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

1.4. Deformao das Rochas ............................................................................................................. 20 1.4.1. O Elipside de Deformao. ............................................................................................... 20 1.4.2. O Conceito Geomtrico da Deformao Modelos de Deformao Coaxial (por Cisalhamento Puro) e No- Coaxial (por Cisalhamento Simples). ...................................................... 21 1.4.3. Noes de Fluxo e Deformao - O Conceito de Vorticidade. ............................................ 25 1.4.4. Introduo ao Modelo de DeformaoTranstensiva e Transpressiva. ............................... 30

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

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

2.1. Introduo .................................................................................................................................. 41

2.2. O Conceito de Fcies de Deformao e as Estruturas Tectnicas. .............................................. 41

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

2.4. A Deformao Rptil ................................................................................................................... 46 2.4.1. Introduo .......................................................................................................................... 46

2.5. Literatura de Apoio ..................................................................................................................... 64 2.5.1. Livros Textos: ...................................................................................................................... 65 2.5.2. Artigos em Peridicos: ........................................................................................................ 65

III. ESTRUTURAS TECTNICAS: DOBRAS, FOLIAES & LINEAES, ZONAS DE CISALHAMENTO DCTIL67

3.1. Introduo .................................................................................................................................. 67

3.2. Deformao Dctil e suas Estruturas. ......................................................................................... 67

3.3. As Dobras. ................................................................................................................................... 69 3.3.1. Classificaes mais usadas na descrio das dobras. ......................................................... 71

3.4. Foliaes e Lineaes. ................................................................................................................. 78 3.4.1. Comentrios complementares sobre a presena da foliao e da lineao em tectonitos. 80

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

3.6. Literatura de Apoio ..................................................................................................................... 87 3.6.1. Livros Textos: ...................................................................................................................... 87 3.6.2. Artigos em Peridicos: ........................................................................................................ 88

PARTE I

NOES DE TENSO E

DEFORMAO DAS

ROCHAS

AUTOR : Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro Faculdade de Geologia

COLABORADOR : Roberto B. Leal Segundo

I. NOES DE TENSO E DEFORMAO DAS ROCHAS

1.1.Introduo:

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

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

modificaes de forma, volume e posio que as rochas experimentam durante sua

histria geolgica. Os mecanismos responsveis por conduzir essas modificaes

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

cristalina dos minerais que compem a rocha at as dimenses da litosfera terrestre.

A deformao, assim definida, exige identificao de elementos geomtricos

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

possveis alteraes geomtricas alcanadas na progresso desse processo. Esses

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

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

elemento geomtrico reconhecido e associado ao estado anterior

deformao, por exemplo: uma camada, um veio, um olito ou seixo, uma estratificao

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

Sob esse ponto de vista, ento, a deformao observada pelos gelogos nas

rochas representa uma resposta s modificaes geomtricas sofridas pela mesma, em

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

esforo a causa e a deformao, conseqncia resposta ao peso do

concreto , a viga

fraturou

Para que o gelogo possa ter domnio sobre este mecanismo em rochas torna-se

necessrio investigar de modo conjunto: (1) a natureza do esforo capaz de produzir

deformao, e; (2) as propriedades mecnicas que conduziro a rocha deformao. O

domnio desse conhecimento requer envolvimento matemtico, notadamente da lgebra

linear e da anlise vetorial e tensorial, e ainda da mecnica dos meios contnuos, no

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

Embora a importncia do conhecimento matemtico e fsico seja fundamental

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

neste contexto, torna-se praticamente impossvel para o gelogo, em sua abordagem

mais descritiva e prtica, mergulhar profundamente nestas interfaces. ento necessrio

que o mesmo saiba desenvolver a compreenso intuitiva e geomtrica desses conceitos

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

tectnicas de modo correto e seguro, e em conseqncia, alcanar estudos subseqentes

mais profundos, de ordem quantitativa e numrica. A aplicao das ferramentas

matemticas na Geologia Estrutural tem se tornado, notadamente a partir da dcada

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

geocientistas.

Neste mdulo do curso sero apresentados conceitos bsicos sobre a mecnica

de deformao das rochas, seguindo os comentrios expostos acima. Ser dada nfase

aos aspectos principais da relao entre esforo (tenso) e deformao, a partir de

noes bsicas de mecnica. Na tentativa de desmistificar os aspectos mais matemticos

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

profundos neste contexto.

A meta do estudante neste tpico , portanto, perceber a importncia e o modo

como estes conceitos fundamentais so aplicados, e suas conseqncias para a

elaborao de modelos geolgico-estruturais. Deve entender a aplicao destes, como

ferramenta bsica na Geologia Estrutural.

1.1. O Conceito de Tenso em Geologia Estrutural:

A Terra divide-se verticalmente em trs camadas concntricas identificadas a

partir de variaes de velocidades de propagao de ondas ssmicas que atravessam o

seu interior durante terremotos: (1) o Ncleo, mais interno, dividido em ncleo interno e

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

individualizada em crosta continental e crosta ocenica. Essa organizao, de natureza

geofsica, tem sido apresentada para se identificar diferentes regies no interior da Terra

e reflete diferenas de materiais na estruturao planetria.

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

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

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

Manto, at cerca de 100 km de profundidade est quebrada em placas rgidas, que se

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

1992).

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

denso e quente, parcialmente fundido, existente no topo

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

Astenosfera, que so geradas as correntes de conveco, supostamente o mecanismo que

proporciona a movimentao das placas tectnicas (Fig.01). As placas deslizam,

aproximam-se em coliso ou afastam-se umas em relao s outras a uma velocidade

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

frias, governadas pela propagao de calor radiognico gerado heterogeneamente no

ncleo (Figs.01 e 02).

Fig.01 Esquema de propagao de calor no manto, por clulas de conveces, responsvel pelo

deslocamento de massas litosfricas na Terra.

Nas regies de bordas das placas litosfricas (Fig.02) aparecem foras capazes

de gerar esforos (tenso) e deformao nas rochas, onde periodicamente acontecem os

grandes terremotos. Os esforos e deformaes se propagam em todo o interior das

placas, de modo heterogneo tanto ao longo das diferentes direes quanto em

profundidade.

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

so responsveis, por deformar praticamente todo o bloco da litosfera, em diferentes

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

provoca subsidncias crustais em bacias sedimentares.

Vamos, a seguir, examinar os efeitos desta grandeza fsica (esforo ou stress)

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

histria da Terra.

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

responsvel pela presena de um campo de tenso permanente em todo o domnio 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 deformao nas rochas a partir da identificao de

marcadores passivos geometricamente modificados na presena de um campo de

esforo, somos levados a pensar: Por que ela existe? O que a presena dela nos fala

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

Para responder essas questes temos que investigar o que acontece quando

foras so aplicadas a um corpo rochoso. Neste caminho, somos levados ao conceito de

tenso ou esforo, no sentido de descrever o efeito e o modo como essas foras so

aplicadas. A forma mais adequada para se descrever este estado de tenso a notao

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

As foras agindo no interior e sobre o corpo rochoso so representadas por

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

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

O tensor uma entidade matemtica usada para descrever as diferentes

propriedades fsicas 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, so necessrias para descrev-lo de modo completo, e

o nmero de componentes c de um tensor corresponde ao nmero de dimenses d

elevado a potncia dada pela ordem r do mesmo. Pode-se ento escrever:

c = d r (1.1)

Assim, no espao em trs dimenses (d=3):

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

(c=1). Um escalar definido somente por sua magnitude e no sofre alteraes em

diferentes posies no espao.

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

descrevem quantidades fsicas caracterizadas por magnitude e uma direo. A fora

um exemplo de tensor desse tipo.

- o esforo ou tenso um tensor de ordem dois (r=2), com nove componentes

subordinadas. Tensores de segunda ordem descrevem quantidades fsicas que tm

magnitudes associadas com duas dimenses. O tensor de esforo enquadra-se nesta

categoria.

1.1.2. Fora e Tenso e o Tensor de Esforo (stress).

Como j foi comentado anteriormente, todas as rochas na litosfera esto sob

interferncia de foras e esforos decorrentes da rotao das placas tectnicas, da

gravidade e da influncia do tempo sobre esses parmetros.

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

dimenso) de rocha passando de um estado de equilbrio para um estado modificado

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

Sobre as faces do cubo unitrio e no interior deste estaro agindo foras com

diferentes orientaes, sentidos e magnitudes. Estas foras podem ser representadas por

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

O primeiro procedimento matemtico para solucionar o problema envolve o

clculo 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 reas (escalares) de cada face

respectiva do mesmo, torna-se necessria a utilizao de uma grandeza tensorial de

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

tambm comumente conhecido: stress.

= (1.2)

Onde:

Fr n representa a fora resultante relativa a cada face do cubo

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

S representa a rea (unitria) da respectiva face deste cubo.

Essa grandeza (fora por unidade de rea) tem dimenso [ML-1

T-2

], com

unidades Bar, Kbar, Nm-2

, Pa, MPa, GPa, etc...

Fig.03- Modelo geomtrico idealizado para o cubo unitrio em um tempo t0, antes da deformao (bloco

superior) e no momento t1, durante a deformao (bloco inferior), ao sofrer modificaes geomtricas de

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

Fig.04- (a) Foras agindo em diferentes direes e posies nas faces e interior do cubo unitrio durante a

deformao, 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

situao idealizada agem sobre as respectivas faces do cubo com reas unitrias S, criando com isso o

tensor de esforo ij definido pela razo entre cada fora Frn e respectivas reas S unitrias. O cubo est

posicionado espacialmente no sistema cartesiano x1, x2 e x3.

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

componentes no espao tridimensional, onde o cubo est inserido. Ento, o tensor de

esforo ( ), representado pelas seguintes componentes ( ij) , escritas na forma

matricial:

= (1.3)

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

cubo, a notao tensorial ij usada na matriz representa as componentes de tenso

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

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

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

1992).

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

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

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

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

23, 31, 32).

Fig.05 As nove componentes de tensores de esforo agindo nas faces do cubo unitrio idealizado a

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

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

est posicionado no sistema cartesiano x1, x2 e x3.

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

aparecem em resposta a existncia dos tensores normais.

Esta representao de tensor simtrico de segunda ordem dada ao esforo tem

um significado bem mais adequado em comparao com a notao vetorial. A fora

um vetor que tem uma grandeza e direo e representado por uma seqncia de trs

escalares. O esforo ou tenso (stress), por sua vez, um tensor de segunda ordem com

grandeza bidirecional representado por trs tensores em cada superfcie do cubo, cada

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

Observe tambm que nesse tipo de sistema so geradas foras de toro

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

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

(Fig.05). Essas foras, com suas resultantes de torque

a nossa anlise, considerando as possibilidades de promover deformaes internas no

cubo unitrio, de difcil verificao nos exemplos geolgicos mais comuns. Alm do

que esse sistema torna-se particularmente complicado devido s variaes de magnitude

e direes das foras sobre cada face do cubo.

Para simplificar essa anlise, torna-se conveniente avaliar o estado de tenso

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

possibilidade de limitar a ao da fora em uma rea que tenda para zero:

ou onde = (1.4)

Este procedimento provoca trs importantes efeitos no cubo:

1- A distribuio de foras em cada face do cubo torna-se aproximadamente

uniforme ou homognea;

2- As foras nas faces opostos do cubo se aproximam em magnitude e direo; e

3- A acelerao angular do cubo torna-se infinita, considerando que as foras

capazes de promover toro no cubo tendem a se balancear:

12 = 21

23 = 32

31 = 13

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

matriz torna-se:

= (1.5)

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

reconhecido calculando-se suas componentes de esforo (tenso) em um ponto. Essas

seis componentes sero representativas para essa soluo, estando o corpo em

acelerao ou em repouso, e independentemente se a distribuio de foras for uniforme

ou no.

Observe ento que se estas componentes de esforo forem iguais em todos os

pontos a tenso homognea. Caso contrrio: heterognea.

Em um campo de tenso homognea possvel se encontrar trs planos

mutuamente ortogonais sobre os quais a tenso zero (convencionados como

positivos). Estes trs eixos so conhecidos como planos principais de tenso (Fig.06) e

suas normais so os eixos principais de tenso 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 tenso, onde 1 >

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

Como resultado, o estado de tenso em um ponto pode ser dado pelas trs

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

superfcie analisada, dentro do cubo, no for paralela ao plano principal de tenso.

1.1.3. O Crculo de Mohr.

Ao se analisar um corpo rochoso submetido a um campo de tenso homogneo,

tal como fizemos anteriormente no incio desta discusso, em cada ponto no interior do

corpo sero observados trs tensores principais dispostos ortogonalmente entre si de tal

modo que 1 > 2 > 3.

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

observa-se, em relao a este ponto no plano, a presena das trs componentes de

tenso, exatamente como j foi mencionado anteriormente: a tenso normal N a este

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

plano (Fig.07).

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

Fig.07 O Diagrama ou Crculo de Mohr com suas respectivas solues matemticas. O diagrama

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

rochoso cuja normal est posicionada a um ngulo em relao a posio do maior tensor principal

(modificado de Hobbs et al,1976).

Nessa seo observa-se a ao do tensor na vertical, ortogonal face superior

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

respectivamente) sobre o plano. Chama-se de o ngulo formado entre a direo de

(no caso, paralelo borda vertical da seo 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:

(1.6)

e

(1.7)

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

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

interior do cubo so dados por:

N ( 1 - 2) cos2 e (1.8)

- (1.9)

Para representar os resultados dessas equaes foi elaborado o chamado

diagrama de Mohr ou crculo de Mohr, mostrado abaixo, aplicado para tenso em duas

dimenses - 1 e 2 (Fig.07).

Esse diagrama tem uma ampla aplicao em Geologia Estrutural considerando

que ele permite a caracterizao da distribuio de N e c para qualquer plano

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

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

1.2. O Elipside de Esforo

1.2.1. Significado Geolgico do Elipside de Esforo.

A aplicao do conceito matemtico na rotina do gelogo, notadamente de

forma prtica, por exemplo, em campo diante das diversas estruturas tectnicas

resultantes da ao desse campo de tenso, torna-se bastante limitada considerando as

dificuldades para se conhecer os valores numricos envolvidos. O gelogo consegue

alcanar apenas, e mesmo assim com restries, a ordem de grandeza referente a estes

valores numricos, a partir de experimentos de laboratrio e simulaes matemticas.

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

representam praticamente os nicos indicadores da deformao e conseqentemente da

tenso disponveis para a leitura do gelogo em campo, onde as rochas esto expostas,

mostram-se extremamente limitada quanto quantificao numrica da tenso

envolvida.

O gelogo precisa ento criar um mecanismo prtico de do campo de

tenso que permita a aplicao rpida desta base na fundamentao de seus estudos.

Como alternativa, um modo constantemente utilizado pelos gelogos na leitura

da tenso em campo atravs da representao geomtrica (Fig.08) da matriz de tenso

(1.3).

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

elipside que pode ser escrito matematicamente como:

(2.0)

ou, na forma geomtrica como:

cos2 + cos

2 + cos

2 = 1 (2.1)

onde , e so os ngulos formados entre uma reta no interior do elipside e seus

respectivos eixos x, y e z;

ou mesmo como:

(2.2)

Em todos os casos, as equaes 2.0; 2.1 e; 2.2 representam um elipside com

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

Fig.08- O elipside de tenso (ou esforo) como expresso geomtrica da situao tensorial definida para

o corpo rochoso em processo de deformao. Esse elipside pode ser representado matematicamente

pelas diversas equaes apresentadas em anexo. O gelogo usa, de forma prtica, essa figura para mapear

os diferentes campos de tenso responsveis pela deformao apresentada nas rochas atravs das

diferentes estruturas tectnicas expostas, evitando assim a aplicao direta das equaes (modificado de

Bourne et al, 1992).

Consciente do significado tensorial deste elipside, o gelogo pode aplic-lo

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

bssola as atitudes (orientaes em coordenadas geolgicas) dos elementos geomtricos

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

dobra; etc.) pode relacionar espacialmente a posio do elipside de tenso responsvel

pelo seu desenvolvimento naquele ponto. Por exemplo:

a) Em uma dobra (Fig.09):

Fig.09- Exemplo de aplicao do elipside de tenso (ou esforo) associado a uma dobra. Observe que o

tensor de maior magnitude est posicionado prximo a posio em que a estrutura recebeu o maior

encurtamento, enquanto que na posio paralela ao menor tensor de esforo localiza-se a direo de maior

estiramento geomtrico, considerando como marcador passivo uma camada tabular disposta

horizontalmente.

Onde a direo de encurtamento da estrutura indica a posio do eixo de maior

esforo ( 1), a direo de estiramento da estrutura indica aposio do eixo menor de

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

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

Fig.10- Exemplo de aplicao do elipside de tenso (ou esforo) associado a uma falha normal. Observe

que o tensor de menor magnitude est posicionado prximo a posio em que a estrutura recebeu o maior

estiramento, enquanto que na posio paralela ao maior tensor de esforo localiza-se a direo de maior

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

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

deslizamento relativo entre os blocos.

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

referente direo de estiramento da estrutura, e 2 mutuamente perpendicular aos

eixos 1 e 3.

Assim todas as estruturas tectnicas observadas nas rochas so passiveis de

sofrerem esta anlise. Observe ento que ao marcar no mapa geolgico as atitudes

(coordenadas geolgicas) das estruturas tectnicas observadas em campo, em seus

diferentes pontos sobre o terreno, o gelogo est indiretamente registrando a

distribuio de tenso relativa relacionada ao desenvolvimento das respectivas feies

tectnicas.

O mapa assim construdo permite estabelecer relaes genticas entre as

estruturas tectnicas, a partir da posio espacial das mesmas, como reflexo da atuao

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

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

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

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

tectnica, ativa naquele momento.

1.3. Cisalhamento Puro e Cisalhamento Simples

A aplicao do esforo (tenso) sobre o corpo rochoso pode ser feita de

diferentes modos. Para melhor descrever a relao esforo-deformao, foram

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

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

de modo coaxial em relao ao corpo rochoso, sem causar rotao na rocha

(Fig.11A).

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

aplicados em posies oblquas em relao ao corpo rochoso e com isso,

produzem rotaes horrias ou anti-horrias no mesmo. Neste caso os

tensores se dispem em um arranjo dito no-coaxial (Fig.11B).

Estes modelos so usados como referncias geomtricas comuns para se

estudar a ao da tenso nas rochas. Outros modelos mais complexos existem e

envolvem a somatria tensorial entre estes dois padres (cisalhamento puro +

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

discutidos mais detalhadamente em outro momento mais frente.

Fig.11- (A) seo de um corpo rochoso cbico deformado sobre situao coaxial, sem apresentar

rotaes. A seta vermelha indica a direo de encurtamento por ao de tensores ortogonais as bordas do

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

faces) opostas do cubo, produzindo deformao no-coaxial, com rotao do corpo acompanhando o

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

1.4.Deformao das Rochas

A deformao das rochas se traduz pelo conjunto de modificaes geomtricas

e de fluxo presente em um segmento rochoso, em relao a sua forma primria relativa a

um marcador passivo objeto geolgico de origem primria usado como referncia na

indicao da deformao.

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

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

partculas materiais da rocha para alcanar o estado deformado. Ambos sero discutidos

a seguir.

1.4.1. O Elipside de Deformao.

A aplicao do conceito de tenso, representada sob a forma do elipside de

esforo, traz consigo algumas dificuldades prticas relativamente srias para o uso a

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

discutido anteriormente, as estruturas geolgicas no fornecem imediatamente

informaes numricas sobre os tensores responsveis por sua formao; com isso a

avaliao da matriz de tenso (equao 1.3), responsvel pela deformao, torna-se

praticamente impossvel de ser construda de modo quantitativo.

Em outras palavras, o gelogo tem disponvel, como informao imediata,

somente as possveis orientaes dos tensores 1, 2 e 3, ainda assim com certa

aproximao, notadamente para algumas situaes especficas de deformao. Torna-se,

portanto (Fig.08), tendo

como referncia somente a geometria finita indicada pelas estruturas tectnicas

observadas em campo.

Em face dessa limitao, e considerando principalmente que a indicao

provvel da posio do elipside de esforo se d a partir de informaes geomtricas

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

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

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

torna-se necessria a definio do elipside de deformao, convenientemente adequado

para ser usado com segurana pelo gelogo em campo, considerando o tipo de

informao disponvel nas rochas.

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

Semelhantemente ao tensor de esforo, a deformao (strain) tambm uma grandeza

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

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

americana) de tal modo que:

x > y > z

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

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

informaes de direes de estiramento (x), encurtamento (z), ou ambas, com grandeza

intermediria (y).

O elipside de deformao (Flinn,1979) tem ampla e fcil aplicao prtica

pelos gelogos e deve ser usado prioritariamente em lugar do elipside de tenso, que

fica subtendido considerando que a deformao sempre conseqncia da tenso

(Hasui & Costa, 1991).

1.4.2. O Conceito Geomtrico da Deformao Modelos de Deformao Coaxial

(por Cisalhamento Puro) e No- Coaxial (por Cisalhamento Simples).

As rochas, ao se formarem, adquirem formas geomtricas primrias facilmente

reconhecveis pelos gelogos. Estas formas tm relao prpria com as condies

geolgicas em que so originadas.

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

condies subaquosas ou subareas. Formam corpos tabulares a sub-tabulares,

lateralmente contnuos ou no, e registram internamente as condies em que os gros

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

etc., alm do que tm tramas caractersticas, podendo conter fragmentos com formas

geomtricas simples, como: seixos esfricos, sub-esfricos, etc. (Teixeira et al. 2003).

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

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

ou corpos com sees semicirculares ou elpticas (p.ex. em pltons e batlitos

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

crateras vulcnicas e em derrames vulcnicos, podendo tambm formar camadas de

piroclsticas e vulcanoclsticas, todas com estruturas primrias internas particulares

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

tpicas, relacionadas ao modo peculiar de cristalizao (Teixeira et al, 2003).

Mesmo rochas previamente deformadas por tectonismo, podem ser

reconduzidas a novas etapas de deformao. Nestes casos as estruturas tectnicas

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

acontecer com rochas de natureza metamrfica, com suas tramas caractersticas pr-

dispostas a sofrer deformaes subseqentes.

Usando do reconhecimento prvio das estruturas principais geradas nas rochas,

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

(a) Mudana de forma, ou distoro;

(b) Mudana de posio, ou translao/rotao;

(c) Mudana de volume; e

(d) Mudana de forma, posio e volume chamada de deformao total.

A distoro e a mudana de volume correspondem deformao dita no

rotacional, enquanto que a mudana de posio considerada como deformao

rotacional (Twiss & Moores, 1992).

A deformao no rotacional acontece quando os esforos so aplicados de

modo coaxial, produzindo encurtamento paralelo direo 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 so os mais

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

Fig.12- Modelos geomtricos de deformao para um cubo unitrio. Esta figura destaca os dois principais

tipos de deformao reconhecidos, com rotao ou no. Um estado de deformao identificado como

deformao total representa a situao onde o corpo passa por mudana de volume, forma e posio.

Estados de deformaes rotacionais ocorrem sob ao de cisalhamento simples,

com aplicao de esforos coaxiais, envolvendo rotao horria (destral) ou anti-horria

(sinistral). A aplicao de tensores coaxiais resulta em rotao, com esforos

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

estiramento nas linhas oblquas em relao borda do corpo. Como estruturas mais

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

transcorrentes p.ex., a Falha de Santo Andr, na Califrnia), etc.

Em qualquer situao a deformao (Passchier & Trouw 1996) pode responder

de modo (Fig.13):

(1) homogneo (deformao homognea), quando todas as partculas materiais

do corpo rochoso respondem com a mesma intensidade de deformao,

implicando em no se perder o paralelismo entre linhas materiais do corpo

rochoso linhas paralelas permanecem paralelas aps deformao;

ou:

(2) heterogneo (deformao heterognea), quando a distribuio da

deformao se d de modo diferente nos diferentes pontos da rocha. Neste

caso as linhas materiais previamente paralelas perdem o paralelismo

durante a deformao - linhas materiais anteriormente paralelas perdem o

paralelismo aps deformao.

Fig.13- Os estados de deformaes coaxiais e no-coaxiais podem acontecer com as partculas matrias

do corpo recebendo deformaes homogneas ou heterogneas. Na deformao homognea as linhas

previamente paralelas antes da deformao, permanecem paralelas aps deformao, enquanto que na

deformao heterognea, onde cada partcula ganha incrementos diferentes de deformao, as linhas

paralelas no corpo no deformado perdem essa relao geomtrica (modificado de Passchier et al.1990).

A partir do conceito geomtrico da deformao, torna-se possvel a

quantificao da deformao em diferentes espaos. A chamada Anlise da

Deformao, como parte da Geologia Estrutural, se encarrega de desenvolver mtodos

para a avaliao da deformao, a partir de variaes geomtricas, principalmente de

tamanho de marcadores selecionados, em rochas deformadas.

1.4.3. Noes de Fluxo e Deformao - O Conceito de Vorticidade.

A Fsica dos Materiais (ou Mecnica dos Slidos) nos ensina que as mudanas

de forma, posio e/ou volume em um corpo rochoso se processam atrs de fluxo de

partculas. As rochas que experimentam deformao se comportam como um fluido

viscoso, obedecendo as suas propriedades fsicas e reolgicas particulares, e portanto,

podem ser estudadas sob as mesmas leis da Fsica referente Mecnica dos Fluidos.

Por outro lado, nossos conceitos geomtricos, com fcil aplicao prtica,

apresentam limitaes para reconhecer com propriedades os modelos de deformao

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 observao sobre as direes de encurtamento e estiramento geomtricos no

informam seguramente sobre as condies de deformao por cisalhamento puro ou

simples, eventualmente instalada sobre um corpo rochoso.

Vamos novamente analisar o modelo de seo quadrada de um cubo unitrio

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

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

do quadrado, a direita.

Foi aplicado primeiramente sobre o corpo rochoso o tensor de deformao

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

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

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

mximo, enquanto que a linha 3 sofre encurtamento na mesma proporo, como est

indicado no grfico da Figura 14A1, onde valores de estiramento so positivos e de

encurtamento, negativos, com um padro simtrico.

Ao se aplicar deformao por cisalhamento simples (tensores cisalhantes no

coaxiais) com rotao horria (destral), tendo as direes de estiramento tambm

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

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

nas direes das linhas 1 e 3 respectivamente, como mostrado no grfico da figura

14B1, com um padro simtrico.

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

encurtamento em corpos geolgicos deformados no se tem definio sobre o estado da

deformao, se rotacional (cisalhamento simples) ou no-rotacional (cisalhamento

puro). Deve-se, portanto buscar outros critrios para identificao desses dois modelos

distintos de deformao.

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

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

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

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

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

horria e negativo os valores relacionados a rotao relativa anti-horria (Fig.14A2 e

B2).

Fig.14 A deformao de um cubo sobre regime de fluxo coaxial (A), no coaxial (B) e no coaxial com

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

estiramento responsveis pela deformao do corpo. As linhas pretas dispostas sobre a seo do cubo,

identificadas com os nmeros de 1 a 4, so linhas materiais escolhidas para se verificar os efeitos de

estiramentos ou encurtamentos no corpo sobre deformao. Os dois grficos ao lado de cada figura

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

(estiramento) e negativos (encurtamentos); e abaixo, os grficos mostrando as variaes de velocidade

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

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

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

este parmetro (w) se comporta em cada situao relativa aos distintos modelos de

cisalhamento puro e cisalhamento simples, conforme discutido abaixo.

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

linhas 1 e 3 no recebem rotao durante todo o caminho percorrido pela deformao

(w= 0); enquanto que as linhas 2 e 4 sofrem rotao mximas, em sentidos contrrios (w

= -1 e +1 respectivamente). Observe na Fig.14A2 o grfico com padro simtrico que

mostra essa relao.

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

escolhidas em situao de cisalhamento simples (Fig.14B2) tem-se um padro

assimtrico com todos os valores positivos para w, refletindo a rotao horria aplicada

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

indicadas sofrem rotao horria excluindo-se as linhas 2 que no rotaciona por estar na

posio paralela ao plano de cisalhamento (na horizontal).

Verifica-se que os padres de deformao relacionados aos modelos de

cisalhamento puro e simples, no so devidamente constatados usando-se apenas de

observaes geomtricas apresentadas pelo corpo rochoso, e que essa constatao deve

ser feita a partir da anlise da vorticidade (w) considerando que esse parmetro reflete as

variaes de velocidades angulares entre linhas matrias 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 simtricas abandonado em um canal sob

fluxo laminar de gua, com fluxo mximo exatamente no centro, tendendo para zero em

direo as bordas opostas, com distribuio simtrica (Fig.15A).

Observe que dependendo da posio em relao ao centro do canal, esse

aparato no rotaciona (exatamente na posio central) ou sofre rotao horria (do

centro em direo a margem direita) ou anti-horria (do centro em direo a margem

esquerda).

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

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

volume de rocha sob deformao.

Esse raciocnio nos remete a um conceito de deformao, sob o ponto de vista

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

quantificar e registrar as mudanas modificaes que um corpo rochoso recebe ao reagir

ao campo de tenso terrestre. A vorticidade, ento, o parmetro adequado para se

investigar a situao de fluxo que conduz a deformao das rochas em todas as escalas

(Passchier & Trouw, 1996).

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

hidrulico laminar (A) simulando um corpo material presente durante deformao com fluxo em uma

rocha.Dependendo a posio em relao as linhas de fluxo no canal, o aparato recebe rotao horria

(destral) ou antihorria (sinistral). A figura B mostra como o padro de fluxo controla a rotao relativa

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

ser posicionado em relao a um referencial externo fixo, capaz de identificar possveis rotaes do

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

Trouw,1996).

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

por exemplo, os diferentes indicadores cinemticos de rotao estudados em zonas de

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

modelos geolgicos compatveis, em vrios aspectos mecnicos, com o modelo de

Passchier & Trouw (1996) anteriormente apresentado.

O modelo geolgico das zonas de cisalhamento dcteis mostra, no entanto, que

o fluxo responsvel por conduzir a deformao nas rochas no pode ser visto de modo

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

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

semelhante ao fluxo hidrulico de rios rpidos de montanhas, onde se pratica rafting,

por exemplo. O barco de rafting ao navegar na superfcie da gua, fica sujeito a

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

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

, e at mergulhar por

interferncia de correntes no paralelas a lmina de gua.

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

deformao, guardadas as propores entre os parmetros fsicos envolvidos no meio

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

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

cristalizado

Fica clara ento a necessidade de se identificar nas rochas deformadas, alm de

suas mudanas de forma, posio e eventualmente de volume, indicadores de rotaes,

vorticidade envolvida no mecanismo de deformao,

como indicadores de fluxo.

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

fluxo ou domnios de fluxo, representando regies na rocha onde as partculas se

deslocaram com o mesmo padro. Observe que a definio de domnios de fluxo, neste

sentido no depende da escala, e poder ser verificada desde a escala microscpica at a

escala global, na placa litosfrica.

1.4.4. Introduo ao Modelo de DeformaoTranstensiva e Transpressiva.

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

simples (no-coaxial) no podem exclusivamente representar todos os tipos de

deformaes presentes na natureza das rochas. Estes modelos idealizam situaes muito

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

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

heterogneo e particionado.

Neste caso, os modelos geomtricos de deformao coaxial e no-coaxiais

representam apenas casos particulares em um espectro enorme de situaes geomtricas

e tensoriais:

- a deformao por cisalhamento puro envolve ortogonalidade dos eixos de

tenso em relao ao corpo a ser deformado, mantendo suas coaxialidades;

-a deformao por cisalhamento simples acontece quando os tensores

cisalhantes esto dispostos com o mximo de paralelismo em relao s bordas do corpo

a ser deformado.

Refletindo:

Ser que as placas tectnicas esto dispostas to regularmente e se movem

relativamente sempre obedecendo as estas duas nicas condies especficas? Ser que

a tenso gerada nas bordas de placas se propaga de forma to homognea e livre de

interferncias geomtricas e mecnicas a ponto de criar somente estes padres com

exclusividade?

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

entre as placas tectnicas idealizadas devem produzir padres tensoriais complexos e

bastante heterogneos ao longo das diferentes direes 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 fcil aplicar a imagem de fluxo heterogneo de

deformao, mesmo admitindo-se para esses modelos um padro geomtrico

relativamente organizado (Fossen & Tikoff , 1998).

Fig.16 Modelos de interao geomtrica e cinemtica entre bordas de placas tectnicas, indicando o

sentido de convergncia (setas) e a posio do plo associado ao movimento relativo entre as placas. Os

exemplos sugerem fortemente que a deformao das rochas segue modelos especficos a cada situao

presente nos domnios das placas e que os modelos de deformao coaxial e no-coaxial representam

padres especficos e relativamente simples para serem usados com exclusividade em todas as rochas

litosfricas. Os estados de deformaes totais ou gerais (transpresso e transtenso, por exemplo) se

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

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

direo de convergncia ou afastamento tectnico - tem forte influncia da geometria de

suas bordas e da cinemtica das mesmas, e ainda, da posio dos eixos de rotao

responsveis pelos movimentos rotacionais de cada par de placas. As mudanas de

posies desses eixos, induzidas pelas variaes de movimentos relativos entre as

placas, implicam em modificaes das condies de deformao das rochas presentes,

conduzindo as mesmas para solues geomtricas mais complexas e distintas ao se

comparar diferentes situaes. Esses arranjos se do de tal modo que os padres de

deformaes resultantes se diversificam bastante daqueles apresentados pelos modelos

ordinrios de cisalhamento simples e puro.

Ao se observar os padres deformacionais resultantes nestas circunstncias

(Fig.16), e usando substancial suporte matemtico, se identificaram diferentes padres

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

arranjos correspondem chamada transtenso e transpresso (Figs.17 e 18) definidas

por Harland (1971).

Esses modelos so ordenados por conjuntos de tensores obtidos pela somatria

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

puro entre extenso (tensores coaxiais divergentes - Transtenso) e compresso

(tensores coaxiais convergentes - Transpresso) e representam com grande

aproximao, os padres de deformaes gerados pelas complexas interaes obliquas

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

Modelos transpressivos e transtensivos tm sido reconhecidos como os mais

comuns na natureza, em praticamente todas as posies das placas tectnicas, e esto

presentes em quase todas as estruturas tectnicas observadas individualmente ou em

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

A transtenso e transpresso podem ser vistas como homognea ou

particionada (Fig.17). Modelos homogneos de transtenso-transpresso so menos

comuns na natureza, por representarem situaes muito especiais onde a tenso possa

ser distribuda de forma equivalente em todo o segmento crustal ou litosfrico

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

Fig.17- A deformao transpressiva (/transtensiva) definida pela coexistncia tensorial e geomtrica de

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

componentes de deformao so distribudas no corpo rochoso: (A) transpresso homognea quando a

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

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

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

geomtrica da deformao e resultam em distribuies distintas de estruturas tectnicas associadas ao

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

A situao de transpresso ou transtenso particionada mais fcil de ser

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

simples, que definem o padro transpressivo-transtensivo, no so expressas

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

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

domnios de componentes distintas de deformao podem ser desenhados por falhas,

zonas de cisalhamento ou mesmo contato litolgico, metamrfico ou no, etc. Muitas

vezes a partio controlada pela variao litolgica na rea deformada, considerando

que a presena das mesmas em diferentes escalas, impe respostas distintas ao fluxo por

diferenas reolgicas.

Cada bloco dominado por uma componente de cisalhamento simples ou puro

deve ser reconhecido como um domnio de deformao ou domnio de partio,

limitado por um elemento de partio. Essa situao condiz propriamente com os

modelos de deformao por fluxo apresentados anteriormente ao de definir a

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

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

cisalhamento puro (coaxial) prevalecer transpresso dominada por cisalhamento puro ou de

predominncia tensorial do cisalhamento simples transpresso dominada por cisalhamento simples

(modificado de Tikoff & Teyssier, 1994). A principal diferena entre os dois modelos est posio do

eixo de deformao infinitesimal vertical (X na vertical em caso de transy presso dominada por

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

A trajetria da deformao em cada domnio distinto dentro de uma zona

transtensiva-transpressiva particionada segue um caminho particular e gera

heterogeneidades no padro de deformao. A definio dos domnios de partio pode

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

tectnicas at a escala microscpica, passando pelas escalas de mapa e afloramento.

Trata-se, portanto de um parmetro que responde a uma razo fractal, cujo nmero

fractal pode variar substancialmente em diferentes regies das rochas.

Uma forma de contextualizar os estados de deformao total represent-los

no espao ao longo de uma reta, tendo como extremos as situaes de cisalhamento

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

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

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

(Fig.18).

Na transtenso a componente de cisalhamento puro refere-se extenso, por

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

destral ou sinistral (Fig.19A).

Na transpresso a componente de cisalhamento puro refere-se compresso,

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

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

Fig.19 Definio de trasnpresso e transtenso a partir da noo de soma tensorial

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

na reta terica definida por dois pontos ocupados por deformao por cisalhamento puro

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

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

Em se tratando de dimenses tensoriais, vlido observar que a somatria

entre essas duas componentes no implica em um resultado aritmtico simples, visto

que as duas componentes tm ordens de grandezas distintas (Fig.20). Na transpresso,

por exemplo, onde h 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 s componentes de cisalhamento simples e puro o fato das

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

equivalentes de cisalhamento puro se obtm resposta numrica e geomtrica de maior dimenso

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

representam coeficientes matemticos que caracterizam os diferentes tipos de deformao; Re quantifica

a razo entre os eixos maiores (x) e menores (y) do elipside finito de deformao nos diferentes casos

(modificado de Tikoff & Teyssier, 1994).

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

presena de cisalhamento puro e simples nos extremos, em transpresso ou transtenso,

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

cisalhamento puro se sobressai geometricamente em grandeza, em relao

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

Por esse motivo as estruturas observadas em campo mostram quase sempre

uma predominncia de feies coaxiais em detrimento de feies 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 Edio,

Chapman & Hall. 1992.

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

Segunda Edio, 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 Cintures 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 Gnissicos de Alto

Grau. EDUSP, 1990.

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

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

Segunda Edio, 1994.

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

Analysis. Academic Press, 1989, Quarta Edio.

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

Fractures. Academic Press, 1987, Terceira Edio.

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

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 Peridicos:

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.

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PARTE I I

ESTRUTURAS

TECTNICAS : FRATURAS,

FALHAS & JUNTAS

AUTOR : Prof. Roberto Vizeu Lima Pinheiro Faculdade de Geologia

COLABORADOR : Roberto B. Leal Segundo

II. ESTRUTURAS TECTNICAS: FRATURAS, FALHAS &

JUNTAS

2.1. Introduo

Nesta segunda parte do curso vamos abrir espao para a apresentao das

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

destas estruturas torna-se necessria para se iniciar o mapeamento geolgico que servira

de ferramenta para se alcanar o entendimento da histria geolgica das rochas. As

estruturas devero ser adequadamente representadas no mapa geolgico, usando de

tcnicas de Geometria Descritiva, baseando-se nos elementos geomtricos planos e

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

ao tempo geolgico decorrente.

O estudo detalhado da geometria e posio espacial das estruturas tectnicas

em conjunto, no espao 3D, e no tempo, permite o alcance da Anlise Geomtrica,

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

subseqentemente Anlise Cinemtica, onde se busca o entendimento dos

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

investigada em um dado segmento litosfrico.

A meta do estudante neste tpico , portanto, aprender a reconhecer as

estruturas tectnicas, descrev-las e classific-las a partir de suas caractersticas

geomtricas e cinemticas, contextualizando temporalmente e espacialmente esta

informao nos diferentes ambientes tectnicos reconhecidos para a Terra. Deve ainda

ter noes elementares dos mecanismos de desenvolvimento das mesmas. Estas

informaes devem conduzir o estudante elaborao de modelos geolgico-estruturais

nas diferentes escalas.

2.2.O Conceito de Fcies de Deformao e as Estruturas Tectnicas.

Antes de entrar nas questes descritivas e geomtricas relacionadas s

estruturas tectnicas, vamos fazer uma breve discusso sobre o conceito da Fcies de

Deformao (no sentido tensorial de strain), como ferramenta intrnseca no modo como

o gelogo utiliza as estruturas tectnicas em seu dia a dia. Trata-se de uma necessidade

metodolgica, que precisa ser antecipada para guiar o modo como os dados devero ser

coletados e analisados.

A idia de fcies em Geologia tem sido aplicada de modo mais rotineiro aos

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

O termo fcies sedimentares se refere a um conjunto de caractersticas

sedimentares particulares de uma unidade rochosa. Essas caractersticas tm relaes

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

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

ao conjunto de aspectos petrolgicos indicados por propriedades dos tamanhos de gros

e mineralogia; as fcies baseadas no contedo dos fsseis so chamadas biofcies; a

associao de microfsseis e partculas de matria orgnica em rochas e sedimentos

chamada de palinofacie; unidades com atributos ssmicos particulares so referidas

como fcies ssmicas, e assim por diante.

No conceito de metamorfismo progressivo, onde a temperatura do ambiente

rochoso aumenta continuamente, a definio das fcies metamrficas tem o papel de

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

metamorfismo ocorreu, indicando os ambientes de formao da rocha.

Torna-se ento ordinrio pensar que em conjuntos de rochas tectonicamente

deformadas seja possvel separar grupos de rochas onde os padres de deformao se

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

e ambincia onde essas estruturas tectnicas foram formadas (profundidade litosfrica,

condies mecnicas atuantes, distribuies de tenses e deformao - strain, etc.).

Assim o conceito de fcies de deformao (strain fcies, definido por Sander,

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

sedimentar. Uma estrutura tectnica isoladamente pode ser formada em diferentes

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

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

foliao, isoladamente, podem se formar em diversas condies deformacionais, mas,

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

pode indicar condies especficas de desenvolvimento, em um tempo T, relacionadas

s condies do ambiente em que a rocha se deformou, em diferentes escalas. Em

resumo, os diferentes estados de deformao, refletidos nas estruturas tectnicas, no

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

um conjunto contnuo de deformao marcado por diferentes estilos geomtricos.

Imagine que um quadrado, um tringulo e um crculo representem estruturas

tectnicas distintas, passiveis de serem formadas em diferentes ambientes tectnicos,

em um intervalo de tempo geolgico (T) e que algumas combinaes ou coexistncia

destas estruturas tm relao estreita com determinados ambientes: (A) um quadrado e

um tringulo, quando presentes conjuntamente nas rochas, so comuns em borda de

placa colisional (compressionais); (B) um crculo e um tringulo aparecem

freqentemente associados a regies intraplacas, e; (C) um quadrado e um crculo, a

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

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

geolgicas no ambiente cartogrfico a partir do conceito de fcies de deformao,

buscando a reconstituio dos diferentes ambientes tectnicos no espao, para o tempo

geolgico T.

Essas fcies sero agrupadas em domnios estruturais, representando regies de

diferentes condies de fluxo de deformao, que em conjunto permitiro a

identificao dos ambientes tectnicos maiores. Estes, junto com dados petrolgicos,

estratigrficos-geocronolgicos, etc., levaro o entendimento geolgico at a escala

geotectnica.

Ento, as estruturas combinadas e agrupadas, definem as fcies

deformacionais, que por sua vez agrupados vo definir os domnios estruturais, que

podero ento ser interpretados no contexto do ambiente(s) tectnico(s) relacionado(s)

histria geolgica daquele segmento litosfrico em determinado intervalo de tempo.

Note, portanto a utilidade que a aplicao do conceito de fcies pode

oferecer em Geologia Estrutural. Observe tambm que o papel das estruturas tectnicas

no reconhecimento dos ambientes tectnicos fundamental. Este a principio, um dos

motivos para se empenhar em encontr-las no campo, descrev-las e represent-las no

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

escolhida.

Fig.01 Mapa esquemtico com interpretao sobre trs elementos deformacionais representados por

quadrado, tringulo e crculo, simulando estruturas tectnicas observadas em campo, agrupadas em fcies

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

ambientes tectnicos (veja texto para mais informaes).Os domnios so devido partio de deformao.

Como dito no incio desta seo, as estruturas, tal como letras de um alfabeto,

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

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

respeito parte da histria dessas rochas. Desta forma, o seu mapa geolgico, com as

representaes das diferentes estruturas, tem que transmitir essa informao para tornar-

se til.

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

incio para coletar e organizar os seus dados de campo e alcanar o entendimento sobre

os ambientes tectnicos envolvidos. No esquea finalmente, como foi mencionado

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

esse um caminho possvel para se alcanar uma parte importante dessa inteno.

2.3. Ambientes de Deformao em Profundidade na Litosfera.

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

como referncia as variaes de velocidades de propagao de ondas ssmicas,

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

Essas camadas associadas a diferentes intervalos de velocidades de propagao

de ondas refletem rochas cujas propriedades mecnicas so responsveis por distintos

comportamentos em resposta a tenso e deformao.

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

levar em considerao as variaes de comportamento mecnico das rochas em

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

Externo (com comportamento semelhante a lquidos) e (5) o Ncleo Interno (slido com

alta densidade relativa).

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

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

dcollement) permitindo o deslizamento e rotao da placa. Neste sentido diz-se que a

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

os gelogos tm acesso direto s informaes referentes s rochas, e, portanto o local de

observao direta para a Geologia Estrutural e a Tectnica.

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

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

1977): (1) o domnio rptil correspondente a nveis crustais relativamente mais rasos,

da ordem de 10 a 15 km at a superfcie e; (2) o domnio dctil ocupando volumes de

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

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

varivel em diferentes lugares geolgicos relacionados a posies nas placas tectnicas.

Na zona de transio distinguem-se os domnios rptil-dctil e dctil-rptil.

Um terceiro domnio descontnuo e restrito, marcado por caractersticas

elsticas, pode ser previsto experimentalmente em profundidades prximas transio

entre os domnios rptil e dctil (10-15 km), desaparecendo com o aumento da

temperatura, do incremento de esforos ou do tempo de manuteno desses (Kusznir e

Park, 1987).

As regies litosfricas de domnios rpteis (rasas) e dcteis (relativamente mais

profundas) se distinguem principalmente por diferentes faixas de valores dos

coeficientes de viscosidade, elasticidade e de plasticidade. Essas alteraes so

induzidas por aumento de temperatura, presso litosttica, presso de fluido, etc.

Fig.02 Principais camadas geotectnicas identificadas na Terra, em profundidade, a partir da variao

da velocidade de propagao de ondas ssmicas (coluna da esquerda), em comparao com as camadas

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

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

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

Essas duas camadas reolgicas terrestres principais tm associao com grupos

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

CAMADA RPTIL Zonas de Cisalhamento Cataclsticas

ROCHAS CATACLSTICAS - at 10-15 km.

1. INCOESAS 1 a 4 km

2. COESAS abaixo de 4 km

CAMADA DCTIL Zonas de Cisalhamento Dctil

ROCHAS MILONTICAS profundidade > 10 15 km.

As rochas em suas diferentes profundidades litosfricas respondem de modos

distintos ao dos esforos, gerando estruturas tectnicas que se equilibram com as

condies do ambiente em profundidade (Fig.03).

Essas estruturas sero a seguir descritas em grupos obedecendo s condies

induzidas pela profundidade.

Fig.03 As rochas em seus dois domnios tectnicos maiores em profundidade na litosfera (Sibson,

1977). A faixa com indicao de temperaturas litosfricas entre 250 e 350 C representa a transio entre

os domnios rptil e dctil respectivamente. A curva na direita mostra a variao da tenso diferencial (1

- 3) com a profundidade, com mximo na posio da zona de transio rptil-dctil/dctil-rptil.

2.4. A Deformao Rptil

2.4.1. Introduo

Nesta parte da disciplina Elementos de Geologia Estrutural se inicia a

apresentao de um conjunto de estruturas tectnicas mais comuns observadas nas

rochas da crosta. Para isso, ser tomada como base a organizao das estruturas de

acordo com seus modos de expresso na natureza em diferentes nveis litosfricos.

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

observao do estudante na busca da identificao apropriada das diferentes feies

tectnicas, dando a elas um significado contextualizado no ambiente tectnico em que

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

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

de reconhecer as diferentes geometrias resultantes dos processos deformacionais no

contexto da Teoria da Tectnica de Placas, que rege o pensamento do gelogo em

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

Na parte anteriormente apresentada o estudante foi conduzido aos conceitos

bsicos sobre a mecnica de deformao das rochas envolvendo a relao entre esforo

(stress) e deformao (strain). Com isso ficou entendido que as estruturas tectnicas so

resp

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

de esforo (stress) triaxial. Quer dizer, as rochas inicialmente observadas, so

modificadas mecanicamente por tenso e respondem com um novo estado de equilbrio,

quer seja alcanando novas formas e dimenses ou sendo deslocadas no espao, desde a

escala crustal at a escala de partculas. Esse novo estado resulta ento na existncia das

estruturas tectnicas, sendo essa a melhor maneira de entend-las preliminarmente.

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

tenses de diferentes naturezas e intensidades, onde a deformao toma lugar de modo

contnuo, acompanhando a evoluo da Terra ao longo de sua histria. Fica claro que o

gelogo necessita obrigatoriamente conhecer as estruturas tectnicas, visto que elas so

os principais elementos de investigao da histria da Terra.

Comparativamente, a identificao e caracterizao geomtrica e espacial das

estruturas tectnicas esto para o entendimento da histria da Terra assim como as letras

do alfabeto esto para o entendimento de uma idia construda com estas letras atravs

das palavras e frases. preciso que o gelogo saiba, portanto estruturas

arranjos estruturais relativas ao seu ambiente tectnico. Essa

leitura dever ser feita objetivamente, no sentido de responder a diferentes questes, tais

como: qual o caminho que a rocha percorreu durante sua histria, tendo como referncia

os ambientes tectnicos condicionados pelas placas litosfricas ?; nesse caminho, que

tipos de transformaes elas sofreram ?; Em que momento (tempo geolgico), relativo

ou absoluto, ela esteve nas diferentes posies e/ou sofreu as transformaes

observadas? etc.

Neste mdulo do curso ser estrutural que

habilitaro o estudante e reconhecer, descrever a geometria e posio espacial das

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

abordagem ser feita de acordo com os diferentes nveis crustais a que as mesmas

podem estar relacionadas: (1) domnio rptil e (2) domnio dctil.

a) Estruturas Rpteis Fraturas e Falhas

Fraturas, sob o ponto de vista geolgico, so descontinuidades fsicas

permanentes geradas nas rochas ao se ultrapassar os limites de resistncia mecnica das

mesmas, pela ao de um campo de tenso (stress). a resposta da rocha ao esforo em

domnio de profundidades relativamente baixas, em domnio litosfrico rptil ,

envolvendo fisicamente a deformao elstica. Podem ser formadas por extenso, ou

cisalhamento em seus diferentes modos (Fig.04).

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

estgios de nucleao: (a) Modo I - Fratura de Extenso (ou Tenso) 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 so fraturas onde h deslocamento relativo significante, mensurvel na

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

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

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

chamadas de estrias de falhas. Essas feies, como elementos lineares so indicativos do

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

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

com conjuntos de minerais aciculares cuja orientao acompanha o sentido de

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

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

Os slickensides so formados geralmente por minerais de baixa temperatura de

cristalizao, como calcita, epdoto, clorita e mesmo quartzo.

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

ao teto.

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

os blocos separados pela(s) descontinuidade(s) no reflete deslocamento aprecivel na

escala de observao.

Os conjuntos (feixes) de fraturas so classificados como (1) sistemticos,

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

(2) no-sistemticas, referindo-se as fraturas irregulares, por vezes curvas e no

paralelas.

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

quando observadas em campo, desenha feies caractersticas que podem informar o

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

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

(ncleo). O padro conhecido como estrutura plumosa ou hackle plume, semelhante

ao desenho de uma pluma ou pena eriada de pssaro.

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

crosta, notadamente em nveis rasos, e bastante diversificadas em tipos e situaes de

formao. Sua variedade de tipos deve-se ao fato de que, sob deformao elstica,

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

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

informaes de diferentes reas de conhecimento, destacando-se estudos reolgicos e

mecnicos.

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

so elaborados os chamados critrios de colapso (brittle failure criterion), que

relacionam fisicamente o estado de tenso, em diferentes condies, com o modo de

quebramento (ou colapso) das rochas, identificando modelos fsicos e matemticos para

as fraturas.

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

estrutura plumosa com suas costelas e hackles, tendo como convergncia o ncleo iniciador da fratura.

No exemplo a fratura corta perpendicularmente um plano de acamamento.

Os critrios matemticos permitem a previso, por exemplo, de

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

relaes entre os ngulos dessas fraturas e as direes de eixos de tenses especficos

(veja p. ex. o experimento de Mohr, na elaborao do Crculo de Mohr, ou ainda o

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

Para elaborar esses critrios so selecionados conjuntos de propriedades

mecnicas relevantes para cada tipo de experimento, em funo do tipo de investigao

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

quebramento, nos diferentes tipos de rochas, tem como base situaes mecnicas

simples tais como tenso e/ou compresso uniaxial, embora a maioria das rochas na

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

experimentos e modelos de ruptura pode-se mencionar:

Tipo de Material

Exemplos de Modelos Tericos de Colapso

Rptil Teoria de Mohr /Coulomb modelo de tenso normal mxima .

Critrio de Anderson modelo de falhamentos sob diferentes

distribuies de tenso.

Dctil Critrio de von Mi ses modelo de t enso cisalhante mxima .

Considerando em grande parte os resultados provenientes deste testes e

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

estado de tenso responsvel pelo seu desenvolvimento, em:

1) Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Puro (Coaxial);

2) Sistemas de fraturas formadas por Cisalhamento Simples (No-

Coaxial).

Estes modelos sero apresentados sumariamente a seguir. Observe que o que

voc aprendeu sobre a condio pontual de ocorrncia na natureza de cisalhamento puro

e simples, em detrimento de estados de deformao geral, tipo transpressiva-

transtensiva, continua valendo. A classificao de fraturas usando como referncia estas

situaes de tenso foi obtida experimentalmente usando exatamente estas duas

condies tensoriais, em laboratrio.

b) Fraturas em Regime de Tenso Coaxial (Cisalhamento Puro).

JUNTAS

Ao se submeter um bloco rochoso, como corpo de prova, ao de um campo

de tenso dominado por cisalhamento puro (regime coaxial) em um experimento

usando-se um pisto simples com um tensimetro acoplado em seu mbolo vertical ( 1

na vertical; 2 e 3 na horizontal, perpendiculares as paredes do aparato e mutuamente

entre si, funcionando como tensores confinantes), obser