Sistema de Dobras e Empurres1. IntroduoAs estruturas compressionais formam-se quando as rochas so encurtadas por foras tectnicas ou gravitacionais (Fossen, 2012). Falhas contracionais e dobras so encontradas em todas as pores de zonas colisionais, em sedimentos no metamorfisados em prismas acrescionrios de zonas de subduco, na base de deltas com instabilidade gravitacional e em sedimentos de margem continental depositados sobre camadas de argila e evaporitos. At mesmo o avano de geleiras pode produzir dobras e cavalgamentos.Juntamente com as dobras, as falhas de empurro so as estruturas predominantes da arquitetura dos sistemas tectnicos convergentes orgenos e prismas acrescionrios, em que formam cintures de cavalgamento e dobramento. Podem ocorrer tambm, como elementos de segunda ordem, em zonas transcorrentes e nos sistemas continentais invertidos.Foreland thrust-fold belts ou s thrust belts so sistemas de empurro entre cintures orognicos e bacias sedimentares formados por grandes falhas de empurro, muitas vezes regionais, com vergncia para o ante-pas, normalmente marcando a borda externa do orgeno. Este termo foi inicialmente utilizado por Price & Mountjoy (1971) para descrever as Montanhas Rochosas Canadenses e desde ento tem sido aplicado a maioria dos cintures orognicos como os Alpes e os Himalaias.As falhas e as zonas de cisalhamento contracionais representam um encurtamento da crosta ou de uma camada de referncia. Quando a superfcie da crosta a referncia, como em uma anlise regional, as falhas contracionais so exclusivamente as falhas reversas e as falhas de cavalgamento, sendo que as falhas reversas tm ngulo de mergulho maior (> 30) que as falhas de cavalgamento e no acumulam deslocamentos expressivos como os cavalgamentos, ocorrendo dessa forma uma gradao entre essas falhas.As falhas contracionais so falhas geneticamente reversas ou de cavalgamento, porm podem ser outros tipos de falhas se o acamamento da rocha for usado como referncia.Uma observao comum na maioria desse tipo de sistema a ocorrncia, em dobras cilndricas, de um padro de deformao causado por (i) estruturas de deformao contracionais e extensionais com um trend paralelo ao do eixo da dobra (estruturas longitudinais), (ii) estruturas de deformao extensional tendendo a serem perpendiculares a direo do eixo da dobra, (iii) falhas conjugadas strike-slip tendendo a terem alto ngulo direo do eixo da dobra. As duas ltimas so definidas como estruturas transversas (Tavani et al., 2015).

Figura 1 Geometria das estruturas de deformao comumente observadas em anticlinais relacionados a sistemas de empurro, de acordo com Tavani et al. (2015).

2. Estilos de Contrao Continental ou Orgenos Colisionais??Um estilo de deformao estrutural tido por Harding & Lowell (1979) como sendo uma combinao de estruturas inter-relacionadas formadas sob as mesmas condies de stress. As anlises dos mecanismos de deformao no so somente a base do entendimento das propriedades e do comportamento deformacional de bacias e orgenos, mas tambm uma chave para o entendimento de trapas estruturais, tanto para petrleo quanto para a minerao.Em termos de simplificar a grande complexidade das estruturas encontradas em um cinturo orognico, modelos baseados em end-members ocasionalmente tem sido usados por gelogos. Um tipo de classificao baseado na trajetria seguida pelas falhas e zonas de cisalhamento atravs da crosta continental. Para deformaes que so cinematicamente relacionadas s placas tectnicas, ento as estruturas so efetivamente partes de um sistema de conveco que envolve todo o manto (Butler & Mazzoli, 2006). Uma forma complementar de classificao do estilo estrutural concentrada a cinemtica da deformao. Em contraste com a Orgenos colisionais geralmente consistem de uma zona central ladeada por cintures de dobra e falha. Na zona central, rochas do embsamento cristalino metamrfico so envolvidas em estruturas do tipo nappe. Durante a orogenia eles so metamorfizados e ento exumados por eroso ou por afinamento da seo crustal.Os orgenos colisionais so resultados da interao convergente de um continente com outro continente, ou de um arco-de-ilhas com um continente, ou ainda entre arcos-de-ilhas. Esta interao promove encurtamento crustal, acompanhado de uma deformao compressiva, espessamento da crosta, metamorfismo e alguma fuso parcial. Dois exemplos de orgenos colisionais recentes so os Alpes e os Himalaias. importante lembrar que um orgeno colisional pode ser resultado de mais de uma coliso sucessiva. Por exemplo, o Orgeno Himalaiano resultou, inicialmente, da coliso de arcos-de-ilhas com a Proto-sia e finalmente, da coliso da ndia com a margem himalaiana meridional. Como exemplo de importante orgeno colisional temos o orgeno Greenviliano, hoje o vemos como um orgeno alongado com 4000 km de extenso na amrica do Norte, porm acredita-se que esse seja um pequeno segmento da sua real extenso de 13000 km, que provavelmente foi responsvel pela juno de diversos blocos em um Supercontinente durante o Proterozoico (Hoffman, 1991). A histria desse ciclo de Wilson Greenviliano na Amrica do Norte se deu com um magmatismo anorognico no Canad e na regio centro-sul dos EUA de 1,48-1,43 Ga. Esse magmatismo foi melhor desenvolvido na margem continental do oceano Greenviliano e no que seria hoje a borda do oceano atlntico (Windley, 1989). O fechamento do oceano por subduco indicado pela ocorrncia de arcos de ilha do Cinturo Central Metassedimentar (CCM) de Ontario com idade de 1,28-1,25 Ga, e por um arco de ilha associado com um anfiolito incompleto no Texas que foi empurrado para noroeste sobre um antepas e uma margem continental (Garrison, 1981). A coliso do CCM com blocos continentais adjacentes deu princpio a orogenia Elsevirian de 1,25-1,22 Ga e a orogenia Ottawan (Easton, 1986). O resultado dessas orogenias foi a formao de um orgeno colisional que Rivers et al. (1989) dividiu em 3 partes: zona noroeste paraautctone, zona central de grau metamrfico alto e zona sudeste formada pela aglutinao de vrios terrenos (Figura 2).

Figura 2 Orgeno Greenviliano no Sudoeste do Escudo Canadense mostrando 3 zonas internas (Hoffman, 1989).

3. Estruturas de Thin e Thick-skinEm contexto tectnico convergente, a litosfera sujeitada a um encurtamento horizontal. A progresso da deformao produz uma srie de estilos estruturais envolvendo dobras e falhas de empurro em muitos nveis na litosfera (Pfiffiner, 2006).Os termos tectnica de thin-skin e tectnica de thick-skin so relativos ao envolvimento das rochas do embasamento cristalino na deformao na crosta da Terra. Essses termos foram inicialmente utilizados por Rodgers (1949) nos Apalachianos para descrever a ocorrncia de afloramentos de rochas do embasamento cristalino no topo de sedimentos Paleozicos. Assim, o termo tectnica de thick-skin usado para descrever um estilo estrutural, em que falhas de empurro individuais ou estruturas dobradas afetam uma ampla faixa de crosta continental para produzir soerguimentos do embasamento em grande escala. Da mesma forma, tectnica de thin-skin tida para explicar a arquitetura de rampas de empurro imbricadas com 5-8 km de espessura. As camadas embricadas podem ser compostas somente por estratos sedimentares ou tambm envolver rochas do embasamento cristalino. Ambas as definies abrangem uma variedade de estilos estruturais relacionados a geometria das camadas embricadas envolvidas e o tipo de deformao interna.Embora exemplos bsicos descrevam esses tipos como fatores isolados, ou seja, se a ocorrncia de um eliminasse a possibilidade da ocorrncia de outro, a maioria dos orgenos tipicamente apresentam ambos os tipos de estilos em certa proximidade. Alm disso, os dois estilos podem ocorrer a partir de sees inicialmente posicionadas diretamente no topo de cada uma. O orgeno Paleozoico de Alice Springs na Austrlia representa um exemplo de orogenia intracratnica. O descolamento basal dos seus sedimentos foi deformado pela pilha subjacente de falhas de empurro do embasamento, sugerindo que em uma primeira fase os sedimentos foram descolados e posteriormente empurrados para sul. Uma fase de encurtamento crustal com as rochas inferiores e superiores subsequentemente deformaram o sobreposto cinturo de dobras e empurres thin-skin (Pfiffiner, 2006).O grande cinturo orognico dos Apalachianos (Hatcher, 1989) resultado de vrias orogenias Paleozoicas que ocorreram durante o fechamento do Oceano Iapetus e da coliso de diversos microcontinentes e a placa Africana com a placa Norte Americana. No curso dessas colises, os blocos do embasamento cristalino foram empurrados para cima das sequncias sedimentares depositadas na margem passiva do crton Norte Americano. A ltima das orogenias afetando os Apalachianos, a orogenia Alleghaniana, comprimiu os estratos sedimentando cobrindo o embasamento cristalino Greenviliano do crton Norte Ameicano. Esse cinturo de dobra e falha e apresentando tectnica thin-skin, em que diversos embricamentos ocorrem por falhas afuniladas ramificando o grande descolamento basal.A parte norte do grande orgeno Apalachiano formou-se como resultado da coliso da Amrica do Norte com os terrenos de Taconia, Avalonia e Meguma no continente Africano (Hatcher et al., 1989). As maiores montanhas formadas nesse perodo foram as da orogenia Taconiana, que representa uma tentativa do Ordoviciano Superior de subduco da America do Norte em um Arco de Ilha (Taconia) e a orogenia Arcadiana, que corresponde a coliso Devoniana com o terreno Avalonia. Nessa regio o embasamento cristalino da margem do crton da Amrica do Norte est envolvido no empurro que sobreposto por algumas dobras medianas. Em contraste, dobras pervasivas sobrepem o estilo tectnico thin-skin com o envolvimento do embasamento como visto nos complexos Vale Connecticut, Bronson Hill e Merrimack.Os Alpes so resultado de duas orogenias, uma orogenia Cretcea meso a superior com empurres principais a oeste, e uma orogenia Cenozoica associada com a maioria da convergncia N-S. Ambas as orogenias envolveram um estgio de subduco seguido por um de coliso. O bloco do embasamento macio Aar e a zona Sulalpina mostram um estilo tectnico de thick-skin, em que as falhas de empurro se estendem por meio da crosta inferior. Nos nappes Peninicos, um estilo thin-skin com o envolvimento do embasamento modificado por um dobramento ps-nappe reconhecido. O encurtamento crustal superior bivergente, enquanto que em escala litosfrica a crosta inferior e o manto exibem geometria de subducao assimtrica (Pfiffner et al., 1997).4. Regime TermalDeterminao da produo de calorQuatro radioistopos, U238, U235 e Th232 e K40, ocorrem em abundncia suficiente para contribuir para o oramento trmico da litosfera; estes elementos so referidos como elementos produtores de calor radiognico (Sapucaia et al, 2005).Segundo a frmula de Ryabach (1986), para uma amostra de rocha de densidade (Kg/m), o calor radiognico (A) dado por:

Onde e so respectivamente a concentrao em ppm de U e de Th e a concentrao em porcentagem de K.Porm, este um mtodo muito lento, pois embora dados de raios gamas estejam disponveis em um vasto nmero de furos de poos ou de dados laboratoriais e em vrias situaes geolgicas distintas. O registro que mede a contagem de radioatividade de gama total (CT) dado pela soma da contribuio radioativa do U (principalmente pela emisso de raios gama do elemento-filho Bi214), do Th (principalmente pelo elemento-filho Tl208) e pelo K40.Em uma bacia, parcelas do calor radiognico produzidas pelas rochas do embasamento, pelas camadas sedimentares da prpria bacia (estas menos importantes), somado ao calor proveniente da astenosfera, desempenham papis importantes em sua histria trmica.Para a minerao ou para a prospeco de petrleo de uma bacia, o conhecimento de sua histria trmica importante, pois dar indicaes se esta foi capaz de gerar depsitos minerais ou hidrocarbonetos.O transporte de materiais enriquecidos em urnio, trio e potssio ocorre atravs de atuaes diversas como processos metamrficos, de fuso crustal, metassomatismo e hidrotermalismo. A distribuio destes elementos nas vrias litologias est diretamente ligada a estes processos, que normalmente ocorrem em diferentes profundidades na crosta terrestre e com variao na escala do tempo. A diferenciao magmtica responsvel pela distribuio inicial destes mesmos radioelementos sendo os dois ltimos mais sensveis aos vrios processos dessa diferenciao (Adams & Gasparini, 1970). A atuao posterior de processos metamrficos altera a distribuio destes elementos enriquecendo alguns de seus nveis. Da mesma maneira, o hidrotermalismo tende a redistribuir estes elementos, trazendo-os para as pores mais externas da crosta.No entanto, segundo Bcker e Ryabach (1996) h uma relao linear entre a produo de calor e a contagem de radioatividade total dada por:

Onde a contagem de radioatividade total dada em unidade API (American Petroleum Institute).Fluxo de Calor VerticalPara calcular-se o fluxo de calor Q produzido por um bloco de rocha precisa-se conhecer a funo A(z) de distribuio vertical da taxa de produo de calor. Da A(z) sabe-se apenas que esta depende principalmente da litologia e que decresce com a profundidade, ainda que de modo no sistemtico em regies metamrficas (Ashwal et al., 1987). Alguns autores (Hawkesworth, 1974; Fountain e Salisbury, 1981; Nicolaysen et al., 1981; Schneider et al., 1987; Reyes, 2008); Reyes (2008) tem obtido essa funo estudando regies nas quais uma seo vertical da crosta est exposta na superfcie por tectonismo. Nesse caso, determina-se A(z) diretamente em amostras extradas dessas sees, quando existentes.Em uma bacia, o calor radiognico gerado pelas rochas do embasamento e pelas camadas sedimentares, somado ao calor proveniente da astenosfera, resulta no fluxo de calor superficial total.Logo, para a obteno de A(z) os autores geralmente fazem uma separao entre as camadas as quais querem descobrir sua contribuio individual de calor e a partir disso, so obtidas funes exponenciais de ajuste, como:

Onde: , , x e t so parmetros a serem ajustados usando-se os dados experimentais. Dessa forma, conhecendo a funo de variao vertical da produo de calor A(z) no domnio e em seu substrato e a espessura destes, o fluxo de calor Q produzido por um bloco de rocha pode ser calculado com a expresso:

Onde: a integral de A(z) dz feita nos limites Z1 e Z2 da espessura do bloco.

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